ИССЛЕДОВАНИЯ ОКЕАН

МИНИСТЕРСТВО ВЫСШЕГО И СРЕДНЕГО СПЕЦИАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ РСФСР
ЛЕНИНГРАДСКИЙ ГИДРОМ ЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ
HYDROMETEOROLOGIGAL INSTITUTE IN LEHINGRAD
Transactions
Труды
вып. 32
vol. 32
ИССЛЕДОВАНИЯ
ПО ПРОБЛЕМЕ
ОКЕАН-АТМ ОСФ ЕРА
INVESTIGATIONS
ON THE OCEAN — ATM O SPH ERE PROBLEM
>9
С борник2
^ " ^ р а б о т научно-исследовательского института взаимодействия океана
и атмосферы
'
\
issve 2
' of the papers of the air sea interaction institute
Б И Б Л И О Т Е К А
Ленинградского
Гидрометеоролоп ческого
И.отитута
ЛЕНИНГРАД
1970
Сборник содержит результаты исследований взаимодей­
ствия океана и атмосферы, выполняемых в Ленинградском
гидрометеорологическом институте. Статьи посвящены форми­
рованию процессов в, реальных океанах и морях, изменению
метеорологических и гидрологических условий' и их прогнозу.
Некоторые статьи имеют теоретическое и методическое содер­
жание.
Сборник рассчитан на широкий круг океанологов, метео­
рологов р геофизиков, а такж е на преподавателей, аспирантов
и студентов.
4 ‘•
Научный редактор
‘
^
В. В. Тимонов
Ответственный редактор О. А. Алекин
2—9—6
Труды Ленинградского Гидрометеорологического института
Исследования по проблеме океан — атмосфера
• '
СБОРНИК
2
Р абот научно-исследовательского института взаимодействия океана
Редактор Б . И . Л е о н о ва
"
и атмосферы
'
М-13 525. Сдано в набор 21/V-1968 г. Подписано к печати^ 2/VII-1970 г. Ф ормат бум. 70 X 108„7i6.
Бум ага тип.'К з 3. Печ. л. 16. Уч.-изд. л. 19. Тираж 500. З а к а з 2329. Цена 1 р. 84 к. Тем. план 1968 г.
Типография профессионально-технического училища № 4. Ленинград, 12-я Красноармейская ул., 27.
Часть первая
Ф И ЗИ К А О КЕАН А И АТМОСФЕРЫ
ТЕОРИЯ, ЭКСПЕРИМЕНТЫ, МЕТОДЫ РАСЧЕТА
ИССЛЕДОВАНИЕ НЕКОТОРЫХ ХАРАКТЕРИСТИК
ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ПОГРАНИЧНЫХ СЛОЕВ
АТМОСФЕРЫ И МОРЯ
НА ОСНОВЕ Н ОВ Ьй ТЕОРЕТИЧЕСКОЙ МОДЕЛИ
В. М. Радикевич
Совместное решение полных систем уравнений гидротермодинамики
для пограничного слоя атмосферы и моря [1—3] открывает возможности
для анализа процессов взаимодействия океана и атмосферы и позволяет
описать вертикальное распределение скоростей течения в море, скоростей 1
ветра в пограничном слое атмосферы, а такж е рассчитать турбулентные
потоки тепла и влаги на границе раздела океан-атмосфера. Однако ис­
пользование для замы кания систем уравнений энергии турбулентности
в интегральной форме, предложенной в работе [4], требует задания оп­
ределенного закона изменения коэффициентов турбулентности в море
с глубиной и в атмосфере с высотой. Имеющиеся в настоящее время м а­
териалы наблюдений не позволяют с уверенностью принять тот или иной
закон изменения коэффициента турбулентности, так как в пограничном
слое атмосферы характер вертикального изменения коэффициента тур­
булентности различен в разных физико-географических районах,, а для
моря нет единого мнения о стабилизующем влиянии поверхности моря.
В раб'оте [5] было показано; что наилучшее согласование результатов
расчета характеристик, пограничных сл~оев океана и атмосферы с на- .
блюдениями получается' при аппроксимации вертикального распределе­
ния коэффициента турбулентности в пограничном слое атмосферы зако­
ном «с изломом», а в слое трения моря — линейным уменьшением
с глубиной. Однако произвольное задание закона изменения коэффици­
ента турбулентности наруш ает физическую взаимосвязанность, которая
существует между вертикальным- распределением турбулентности и
скорости ветра' в атмосфере и турбулентностью и скоростью течений
в море, а такж е,н е учитывает взаимосвязь турбулентности и стратифи­
кации обеих сред.
Качественно новым шагом в развитии теории взаимодействия океана
и атмосферы явилось использование для замыкания системы уравнения
энергии турбулентности в дифференциальной форме в работе [6]*, кото­
рая посвящена исследованию процессов только в пограничном слое
атмосферы. Д. Л. Л айхтману [8] удалось' решить двухслойную 'задачу
для пограничного слоя атмосферы и слоя трения моря. В работе автора
[9] была рассмотрена возможность применения этой новой модели для
расчета дрейфовых течений в слое трения моря, однако модель позво- .
ляет оценить и исследовать большой комплекс и других характеристик
пограничных слоев атмосферы-и океана: распределение скорости ветра,
* Впервые такое замыкание было использовано А. С-. Мониным [7].
3
коэффициент трения, динамическую скорость, тангенциальное напряж е­
ние, коэффициенты турбулентности, угол поворота ветра в пределах
пограничного слоя атмосферы и некоторые другие. Именно исследование
этих характеристик на основе новой модели для средней многолетней
зимы в' Северной Атлантике и представляет задачу данной работы,
которая является логическим продолжением [9].
Напомним некоторые основные положения работы [8]. Рассм атри­
ваются стационарные однородные по горизонтали пограничный слой а т ­
мосферы и слой трения моря. Система уравнений гидродинамики для
этих слоев решается при следующих граничных условиях. Н а верхней
границе пограничного слоя атмосферы скорость ветра равна геострофической, на нижней границе слоя трения в море скорости течений равны
нулю, т. е. отсутствует геострофическое течение. Н а поверхности раздела
вода — воздух предполагается, что:
а)
поверхность раздела для потоков в воде и воздухе играет роль
шероховатой поверхности и ларам етр шероховатости можно определить
как
,
У*!
g
^
(здесь и в дальнейшем индекс 1 будет относиться к атмосфере, а индекс
2 — к морю);
,
б) через поверхность раздела н е т д и ф ф у з и и энергии турбулентности;
в) поток количества движения и скорость не претерпевают разрыва
при переходе через поверхность раздела.
Д л я учета влияния стратификации в пограничном слое атмосферы
вводится параметр:
_
.
■'
(2 )
J
.а в1 слое трения моря — параметр:
.
<U -«
~
? g
iJ' = У- ■
Pi
K ’ v Jl
который при выборе t >*2 = V"pi/p2 ■
Кг
р2
.
,Q\
.(3)
-
приводится к виду:
?2
(4)
^ *Р*\-
,
^
где Р — средний для пограничного слоя турбулентный поток тепла;
Т — средняя абсолютная температура пограничного слоя атмосферы;
рг — плотность;
,
х — постоянная Кармана (V = 0 ,4 0 );
с0 —-удельная теплоемкость при постоянном давлении;
К — средний коэффициент турбулентности;
v.Jei — динамическая скорость.
Введем обозначение
= а, тогда кроме формул, приведенных
в [9], можно получить:
а) для вертикального распределения скорости ветра в пограничном
слое атмосферы
- с ~ = х К ( гя1) ' " “Л У ~ Ж 0» ^ ] ,
^т г'= х [—
4
Сгя1) +
(У -
f
0 *)];; ■
(5)
(&)
б) для угла отклонения геострофического ветра от тангенциального
напряж ения ветра:
Чл ( £ i ) + - o g
Чл (&а)
■tg« = — т ---------1 —
+ 28 вп
.
;
(7)
в) для коэффициента трения/1
<8 >
г) для коэффициента турбулентности в атмосфере
^
J
^
/ 1014: W
-'К п Ы ;
(9)
д) для коэффициента турбулентности в море
^2 = ^ - W \ . ( a x f . K n M -
<10)
В формулах (5) — (1,0) принято следую щ ее обозначение:
(11)
*О
G — геострофический ветер, причем * находится из решения транс­
цендентного уравнения [8]
с __ zo .
t __ г0
Н— ■
/И‘ »
-2— 7 ,2
'>
■
Znl — Т 7 ;
z“2“ 7 7 ’ -
-
t, —
f\n И °n — функции, графические зависимости которых от lo g -zni, |j. и ^
приводится в [6].
Помимо формул (5) — (Ю) можно, ещ е получить формулы для
расчета:
а) параметра ш ероховатости
I
■ г 0 = 1 1 -а х ,
( 12)
б) динамической скорости
— •/ • (} ■
(13
в) тангенциального напряж ения ветра
1 = о ■c d - c2i0 = р/ 2 • х2 • G2,
, (14)
где С 10 — скорость ветра на высоте 10 м.
Схема расчета сохраняется та же, что и в [9].
Д л я облегчения расчета были построены номограммы,, которые
позволяю т по величинам a, ц и |* находить интересующ ие нас х ар ак ­
теристики (номограммы построены для р- = 0 и ^ = 0, ц = — Ю,
fj- = — 100). Все числовые множители в формулах (5) — (10) получены
при
у*= 0,40, g = 9,8 м/сек2,т = 0,05,
о, = 1,3
• 10_3 г/см3,- р2 1,0
г/см3.
На рис. 1 показана зависимость угла отклонения геострофического ветра от тангенциального напряжения ветра от а, ц и |а. Наблюдается
слабое увеличение угла а с ростом а (т. е. с ростом цеострофического ,-ветра или широты) и заметное уменьш ение угла с увели­
чением неустойчивости (за счет увеличения обмена количеством дви­
ж ения меж ду верхними и нижними частями пограничного слоя). С у­
щ ественное изм енение. угла а происходит только при изменении [J- от
О до — 10, при дальнейшем увеличении неустойчивости в атмосфере
изменение становится слабым. Аналогичная номограмма для v ^ J G по-,
называет, что величина этого отношения заметно увеличивается с рос­
том а и с р о с т о м неустойчивости
, атмосферы. К оэф ф ициент' трения
почти линейно растет с ростом а
(быстрее в низких широтах, чем в
1
высоких), но очень слабо зависит
от Стратификации — при а = 0,05 за
счет увеличения неустойчивости от
[а = 0 до [J. = — 10 увеличение Cd
составляет всего 10%, а при у в е­
личении р. от 0 д о — 100 — только
20% . Отношение скорости ветра на
10 м к скорости геострофического
ветра убы вает с ростом а (в сред­
нем от 0,95 до 0,50), но возрастает
—2 с , увеличением
кеустойчивости
(рис. 2). При одинаковых величи- 3 на х а (ср = 52,5° с. ш), величина
^ C10/G в низких широтах меньше
_j
чем в высоких.
0
0,1
°’2
°-3
°*4 « Зависимость коэффициента туррип 1
булентности на высоте 10 м от а,
^ис. 1 . Зависимость
угла отклонения '
~
направления геострофического ветра от V1, И [а приведена на рис. 3 . Наблюнаправления тангенциального напряже- дается закономерный рОСТ
С увения от а, (л, р.
личением геострофического ветра,
/-и- =■f = о; 2 - р. ='—ю,> = о; з
= -loo, неустойчивости и уменьш ением шиv- = o
. роты. При 0 = 8 — 9 м/сек увели­
чение ^ от 0 до — 10 приводит
к ..увеличению К\0 на 2 0 %, а при увеличении [а от — 10 до — 100 — на
100%.
.
* 3
.
Стратификация в пограничном слое атмосферы может оказывать
вполне заметное влияние на коэффициент турбулентности в море на
глубине 5 м, который наряду с увеличением при увеличении геостро­
фического ветра растет с ростом неустойчивости атмосферы (рис. 4).
Д л я V = ; 8—9 м/сек этот рост достигает 25% при увеличении ц от 0
до — 10 и объясняется улучшением обмена количеством движения, через
поверхность раздела при неустойчивой стратификации в 'атмосфере.
Рассмотрим теперь некоторые результаты конкретного расчета для
многолетней зимы в северной части Атлантического . океана. Расчет
выполнен для 5 X 5° квадратов, сетка которых охваты вает район от
20° с. ш. до 62,5° с. ш. Д ля оценки |а и [а использовались карты, при­
веденные в [10], за геострофический принимается ветер, определенный
на уровне 850 м б [Ю]. Расчет выполнен только для квадратов, где
(а < 0 ,3 , т. е. для районов’с однородным по вертикали слоем трения.
Распределение угла отклонения геострофического ветра от танген­
циального напряжения ветра приведено- на рис. 5. Д л я большей части
6
C 10/ G
(для аюбой широты).
„.
0,7 5
0 ,5 0
1,00
Рис. 2. Зависимость отношения скорости ветра на высоте 10. м к ско­
рости герстррфического ветра от a,
й ~
=
=
а =
р. =
— р. =
0;
— 10,
б —
р- =
— 10,
0;
=
3 — р . = * — 1 0 0 , р , ==^0 ;
0;
в — р. =■ — 1 0 0 ,
р. =
0
К10 (для любой широты)
Рис. 3. Зависимость коэффициента турбулентности на высоте 10 ■
- Кю от a, fi, р.. '
/ _ |1 = jr - 0; 2 - (J. = - 10, £ =.0; 3 -v- - —100, (Г= 0; о — р. =
а =
0;
(J — р- =
— 100;
р. =
0
К6 (для любой широты)
/ Рис.
4.
Зависимость коэффициента турбулентности
на глубине 5 м. Къ от a, jx, ц.
7 —[j, = |х = 0; 2 —р. ——10, р. = 0; 3 —р. «=—100, р. = 0
Рис. 5. Угол отклонения геострофического ветра от тангенциального напря;
женин.
Зим а
(многолетняя).
рассматриваемого района угол составляет о к о л о -2° и только на востоке
он достигает 4°.
На рис. 6 показано распределение коэффициента трения, который
увеличивается от 1,8 -10~3 на северо-востоке до 2 ,3 -10_3 на юго-западе
района.
Вектор тангенциального напряжения (рис. 7) дбычно направлен
с ю го-запада на северо-восток и по модулю меняется от, 0,2- ^ 0,3 дин/см2
на 30° с. ш. до 1,5— 1,6,на 50° с. ш., севернее этой широты модуль т
вновь уменьшается до 0,7— 1,0 дин1см2. Полученное распределение т
качественно согласуется с распределением, приводимым для среднего
многолетнего января :в работе [11], однако для ряда районов, как это
видно из табл. 1, наблю дается различие в величинах.
Таблица 1
Сравнение векторов тангенциального напряжения по модели
взаимодействия и по эмпирической формуле
Район
широта
долгота
величина
Модель
направление
Эпирическая формула
величина
| направление
0,96
78
70° з. д.
1,50'
37,5° с. .ш
1,02
'
56
2,00
40
42,5
0,38
0,40
42,5
10
81
1.21
60
1,60
30
47,5
1,03
64
2,70
45
47,5
1,07
63
3,00
45
52,5
63
1,59
1,70 52.5
20
0,79
2 ,3 0 ’ .
57,5
30
51
П р и м е ч а н и е : т в дин/см2, направление в градусах.
,
120
90
95
60
90
70
60
68
; Из табл. 1 видно, что по модели взаимодействия получаются вели­
чины иногда в два раза меньше, чем по эмпирической формуле, подоб­
ное различие отчасти объясняется разным периодом осреднения вектора
ветра (при осреднении за сезон результирующий ветер меньше, чем
при осреднении только за один месяц сезона).
?
/■
1;°
дин/ см
->
о — меньше 0.1 д и н /см ’
-1
Рис. 7. Тангенциальное напряжение ветра на поверхности океана т.
Зим а
(многолетняя).
-
Гольфстрима и Северо-Атлантического течения, связанное с уменьше­
нием неустойчивости пограничного слоя атмосферы. Влияние этого
фактора еще в большей мере сказывается на распределении коэффи­
циента турбулентности на высоте 10 м (рис. 9), минимальные значения
которого приурочены к областям холодных течений, а максимальная
величина (около 3 м21сек) приходится на район перехода Гольфстрима
в Северо-Антлантическое течение.
, При выполнении рассмотренных выше расчетов предполагалось,
что скорость поверхностного течения, угол его отклонения от геострофического ветра, динамическую скорость, тангенциальное! напряж е­
ние ветра, угол отклонения .геострофического ветра от тангенциаль­
ного напряжения и вектор скорости ветра на любом уровне нужно
рассчитывать по среднему векторному ветру, а коэффициент ту р б у ­
лентности в атмосфере и море — по среднему скалярному геострофи10
ческодоу ветру. Рассмотрение номограммы'для расчета модулей, вектора
ветра и векто'ра дрейфового течения (за исключением поверхности моря)
показало, что скорости течения, рассчитанные по результирую щ ему
ветру, меньше, чем величины, полученные при расчете для отдельных
направлений геострофического ветра и последующем геометрическом
их сложении, а скорости ветра, наоборот, больше. В табл. 2 представ-
. -
”*
Зим а
(многолетняя).
лен сравнительный расчет скороста ветра на высоте 10 м (С 10) и ско­
рости течения на глубине 5 м ( Q ), для fj.^[A = o (расчет выполнен
для корабля погоды I).
Таблица 2
Сравнение расчета Сю и С5 По результирующему геострофическому ветру
и по восьми румбам и последующем геометрическом сложении
С) о
Метод
По результирующему
ветру .............................
По восьми румбам . . .
скорость,
• м/сек
. направление,
град
скорость,
м!Ьек .
1 ■
направление
град
3.0
4,7
in
92
'
6,1
5,5
,
50
50
Таким образом* для более точного расчета средних векторов течений
и ветра нужно рассчитывать ^их величины сперва для отдельных румбов,
а потом получать среднюю путем геометрического сложения. Строго
И
говоря, при расчете необходимо учитывать кривые распределения повто­
ряемости всех внешних факторов.
Рис. 9. Коэффициент турбулентности на высоте 10 м, Кш м 2/сек
Зим а
(многолетняя).
В табл. 3 сделано сравнение рассчитанного среднего скалярного
ветра на высоте 10 м и ^наблюденного, взятого из [12]. При расчете
использовались величины и |л, полученные в [9].
Таблица 3
Сравнение рассчитанного и наблюденного среднего скалярного ветра (м/сек )
на высоте 10 ж
Корабли
погоды
Расчет
Наблюдения
Использованный в расчете
геострофический ветер
А
В
С
D
Е
I
J
К
11,0
11,3
12,4
12,2
9,2
12,4
12,5
•""9,1
10,8
12,2
12,4
12.0
12,4
10,1
12,7
12,4
10,9
11,1
13,7
14.2
16,1
16,1
12,0
16.0
16,7
11,9
13,4
м
'
.
И з табл. 3 видно, что для пяти кораблей погоды, расположенных
в северо-восточной части рассматриваемого района, расхождение рас­
чета и наблюдения не превышают 0,3—0,4 м/сек, т.,е. 3—4% от абсолют­
ной Величины скор'ости. Д л я остальных кораблей погоды это различие
достигает 1,5 м/сек и может объясниться как ошибками в расчете геост12
рофического ветра, так и ошибками в расчете р, для которого,: как у ка­
зывалось в [9], взято только первое приближение.
.,.
Наконец, укажем на табл. 4, где сделано сравнение расчета (для
Ф = 52,5° с. ш. и G = 10' м/сек) всех рассмотренных ранее величин при .
разной стратификации атмосферы — jj, = 0, ц = —10 И [х = —100 ,и
при выборе разных значений эмпирического параметра в формуле ( 1).,
Величина m = 0,03 выбрана в соответствии с результатами работы [13].
Таблица 4
Рассматриваемая
характеристика
т
.
Параметры стратификации
|х = —10, (J-= 0 |Л>= —100, р. = 0
(J. - (1 s 0
Къ, см2/сек
160
100
200
120
250
140
0,05
0,03
а, град
8
8
9
2
1
1
0,05
0,03
и*!, см/сек
.295' '
28,-0
33,0
31,2
38,5
36,4
0,05
0,03
CD 10~ 3
1,55
.1,37
1,70
1,44
1,90
1,65
К 10, м 2/сек
1.20
0,65
1,50
0,88
3,40
2,25
Сю, м/сек
7,4
7,6.
8,2
8,2
К,9
9,0
0,05
0,03
0,05
•0,03
0,05
0,03
'
^
■
_
П р и м е ч а н и е . К — коэффициент турбулентности на глубине 5 м; а — угол
отклонения географического-ветра от тангенциального напряжения; Vn — динамичес­
кая’ скорость; cD — коэффициент трения; Кю коэффициеят турбулентности на высоте
10 м ; С]0— скорость ветра на высоте 10 м.
Табл. 3 показывает, что выбор той или иной величины т, может
_ оказывать больш ое влияние на результаты расчета К\ и К%- При
уменьшении т от 0,05 До 0,03 коэффициент турбулентности в море
и атмосфере ум еньш ается в среднем на 40% . Уменьшение cD по той
ж е причине составляет всего 13%, а динамическая скорость ум ень­
ш ается на 6 %. Указанное уменьш ение рассмотренных характеристик,
так ж е как и, незначительное увеличение приводного ве;тра, при пере­
ход е от т — 0,05 к т = 0,03 связано с уменьшением влияния ш еро­
ховатости подстилающей поверхности. Таким образом, вопрос о вы­
боре величины /ге<нуждается в дальнейшей серьезной разработке.
Если, согласно карте для (J-, приведенной в [9], принять, что х а ­
рактерной величиной параметра стратификации атмосферы для зимы
является. — 10, то (см. табл. 4) видна степень влияния стратификации
атмосферы на характеристики взаимодействия океан — атмосфера. С
увеличением неустойчивости атмосферы от (а = 0 до j* — — 10 коэф­
фициенты турбулентности в атмосфере на высоте 10 м и в море на
глубине 5 м увеличиваются на 23% , скорость ветра на 10 м, динами­
ческая скорость и коэффициент трения возрастают при этом на 10%.
Указанные величины влияния стратификации в целом согласуются с
выводами, полученными по эмпирическим данным. Полученный в
табл. 4 вывод о слабом влиянии выбора величины т на скорость
ветра на высоте 10 м и динамическую скорость м ож ет частично об ъ­
яснить большой разброс точек на графике связи z 0 и v n в [13] и
13
предполагает, что точное значение т, трудно получить на основании
градиентных наблюдений ветра.
Рассматриваем ая теоретическая модель позволяет рассчитывать
такж е турбулентный терлообмен меж ду океаном и атмосферой й турбу­
лентный перенос влаги. Если представить турбулентный поток тепла
в виде:,
;
"
.Р = - 1 * Л £
(15).
4
‘
/
'
и проинтегрировать (15) от z 0 до z, то получим, предполагая, что для
малых высот /<! = -/.•
Р
V
:
(6 — 0о)
? С р -г .У щ
In zjz 0
или
1
-
'
р _
-
pCp7-V*\(ta tw) .
1П2/20' '
,
.
(16)
при р! = 1,3 • 10~3, Ср — 0,24 к а л /г -^град, х — 0,40; и, используя вы9
раж ение г 0 = 0,05-^—, формула (16) примет вид:
р _
0
.
1
2
5
-
1
,
In г • £-/0,05 v l
0
-
а
1
..
J
(1 ? )
•
Расчет турбулентного потока тепла следует производить методом
последовательных приближений:
. а) задаются произвольные, но близкие к действительным велилины Р, v n и Ki и по ним. определяется ^ и
б) по [х и геострофическому ветру находим v n , Ki — первое при­
ближение; „
в) по
Ki, и (tw — t a) находим Р*;
'
'
~г) затем приближения повторяются до ,дЬстижения необходимой
сходимости последовательных величин
и Р.
Последнее приближение
можно использовать для расчета
затрат тепла на испарение по формуле (18), которая получается ана­
логично формуле (17):
^
,
^
.0,31-2
^
In z ■g l 0,05 f*!
при L = 600 кал/г-, q — удельная влаж ность.
Расчет т у р б у л е н тн о й потока тепла; и затрат тепла на испарение
представляют самостоятельный интерес и в дальнейшем будут рассмот­
рены более подробно.Таким образом, рассмотренная теоретическая модель открывает
большие возможности для расчета характеристик взаимодействия между
океаном и атмосферой. Величины этих характеристик, рассчитанные,
по теории, в делом согласую тся с величинами, полученными из на­
блюдений и полуэмпирических расчётов. Дальнейш ее развитие теории
(учет вертикального изменения ц и [а) и уточнение эмпирического па­
раметра т будет способствовать увеличению достоверности рассчи­
танных характеристик взаимодействия между океаном и атмосферой.
Автор благодарен Д. JI. Л айхтману за советы и помощь, оказанную
при выполнении данной работы.
: * Для перехода от Р к Р необходимо задать модель изменения турбулентного
потока тепла с высотой.
ЛИТЕРАТУРА
1. Б . А. К а г а н , 3. М. У т и н а. К теории термодинамического взаимодействия моря
и атмосферы. «Океанология» т. III, вып. 2, 1963.
2. Б. А. К а г а н . Теория и расчет термодинамического взаимодействия моря, льда
и атмосферы. Тр. ЛГМИ, вып. 20, 1Э65.
3. Б. А. К а г а н . Использование квазистационарной модели взаимодействия погрйничных слоев атмосферы и океана для расчета температуры воды и течений
в Северной Атлантике. Физика атмосферы и океана, т. I, № 8, 1965.
4. Д . Л. Л а й х т м а н , Ю. П. Д о р о н и н . Коэффициент турбулентного обмена
1 в море и поток тепла из океанических вод. Тр. ААНИИ, т. 226, 1959.
5. Б. А. К а г а н . О влиянии характера распределения коэффициентов турбулентности
в море и атмосфере на профили скоростей дрейфовых, течений й ветра над
морем. Тр. ЛГМИ, вып. 17, 1964. ■
•
'
6. И. М. Б о б ы , л е в а , С. С. 3 и л и т и н к е в и ч, Д .'Л . Л а й х т м а н . Турбулентный
режим в термически-стратифицированном планетарном слое атмосферы. Доклад
на международном коллоквиуме по микроструктуре атмосферы и влиянию тур­
булентности на распространение-.радиоволн. М., Изд. АН СССР, 1965.
7. А. С. М о н и н. Динамическая турбулентность в атмосфере. Изв. АН СССР, сер.,
географ., геофиз., 14, № 3, 1950.
8. Д . Л. Л а й х т м а н . Динамика пограничных слоев атмосферы и моря с учетом
взаимодействия и нелинейных эффектов. Физика атмосферы и океана, т. II,
№ 10, 1966.
9. В: М. Р а д и к е в и ч . Опыт применения новой модели взаимодействия океана
и атмосферы к расчету дрейфовых течений. Материалы 3-й конференции по
проблеме «Взаимодействие’ атмосферы и гидросферы в северной части Атлан­
тического океана». Л., Гидрометеоиздат, , 1967.
10. Атлас климатических данных северной части Атлантического океана. Изд. УНГС
ВМФ, 1959.
11. Ж . М ^ л к у с . Крупномасштабное взаимодействие. В книге «Море». Л., Гидроме­
теоиздат, 1965.
12. С. P f l u g b e l l . Zur Klimatologie des Nordatlantischen Oze'ans (1951—1960),
Teil 2, H am burg, 1963.
‘
,
•
13. С. А. К и т а й г о р о д с к и й , Ю. А. В о л к о в . О параметре шероховатости мор­
ской поверхности и расчете турбулентных потоков количества движения в при­
водном слое атмосферы. Физика атмосферы и океана, т. 1, № 9, 1965.
К ТЕОРИИ
НЕСТАЦИОНАРНЫХ ЧИСТО ДРЕЙФОВЫХ ТЕЧЕНИЙ В ОКЕАНЕ
А. С .Балуева, В. Н. Веретенников
В настоящее время имеется ряд работ, в -которых получены реше­
ния нескольких нестационарных задач при различных частных видах
поЛя тангенциального давления ветра.'П . С. Линейкин [1] в задаче для
бароклинного моря принимал, что поле ветра и все гидродинамические
характеристики не зависят от о д н о й , горизонтальной координаты.
П. А. Киткин [2] решил задачу о нестационарной циркуляции в круг­
лом море под действием симметричного 'относительного центра моря
поля ветра. П. Веландер [3] исследовал нестационарные ветровые тече­
ния в мелком, море.
В отличие'от этих работ, в которых наклады вается существенное
ограничение на поле ветра, А. С. Саркисян [4] рассчитал нестационар­
ные ветровые течения в однородном океане при поле ветра, которое
является произвольной функцией координат и-времени. Е. Г. Никифо­
ров [5] исследовал ветровые течения в сильно переслоенном море, кото­
рые развиваю тся под воздействием ветра, меняющегося во времени
любым заданным образом.
В данной работе рассмотрим следующую задачу: , предположим,
что над поверхностью однородного океана, находящегося в состоянии
покоя, начиная с некоторого момента времени / > 0 действует произ­
вольно меняющееся во времени и в пространстве касательное напряж е­
ние ветра; требуется получить картину возникновения чисто дрейфо­
вого течения и его приспособления к полю ветра.
Д л я определения положения частицы в океане введем прямоуголь­
ную декартову систему координат. Оси координат ориентируем следую­
щим образом: ось х направлена на восток, у — на север, а ось z — вниз,
перпендикулярно уровенной поверхности. Плоскость хОу расположена
на среднем уровне4свободной поверхности океана.
В выбранной системе координат, неизменно связанной с в р а ­
щающейся Землей, осредненные уравнения движения запишем в упро­
щенном виде для дрейфовых составляющих скорости течения:
’ ди* l_v д2Цд__ v ( д2“д 1 д2“дЛ
dt
z dz2
*k__v
dt
'
х \ дх2 ^
{ d2vД 1 d2v
г dz*
x V dx 2 ^
f . ^ —о
ду2
dy2 ) ^ •'
Ш
dy2
- C1Y
д
- f - “. = 0-,
где ил, “Од — дрейфовые горизонтальные составляющ ие скорости т е ч е ­
ния; / — 2(оs in ср, со — угловая скорость вращения Зем ли, <р — широта;
16
’' '
v2, ух — вертикальный и горизонтальный коэффициенты турбулентного
обмена; vi — const, tx = const. Функции
и .® д, непрерывные и диф ­
ференцируемые, являются функциями координат х, у, z и времени t.
Начальные и граничные условия задачи (1) следую щие:
»д (ж, y,:z, 0)=±vA{x, у, z, 0) = 0
дия
и -—
г 9г
dv„
г = 0=
- Т Л < У , « ,■
(2)
Ту(Х, У, t),
z = о
, иж(х, у, Н, t) = v A{x, у, Н, t) = 0,
1Ид | у = О, М =
( 3)
4
(4)
I X = О, L = 'Уд = I у - о, м = 0,
(5)
где Тх (х, у , fs и Ту (х, у, t) — составляющий касательного н апряж е­
ния ветра; Н — глубина, которая считается постоянной; L и М — гра­
н и ц ^ некоторой замкнутой области, внутри которой происходит п е р е ­
распределение воды вследствие сгонно-нагонного эф ф екта.
, Вводя комплексную функцию скорости т е ч е н и я '
U ( x , у, z, t) = uA{x, у,: z, t) + i v K( x , , $ , z, t)
( 6)
й касательного напряж ения ветра
Т ( х , у, t) — Тх (х, у , t) -f- i Ту {х, у, t),
и положив
)'
и.( х, у, Zf t) = V{х, у, Z, £ )ех р (г/7 ),
V)
(8 )
получим однородное уравнение
d*V
дУ
(d*V , d W \ _ _ n
г дгг
M OX2Oy 2 i
’
dt
( 1а)
с нулевым начальным условием
V(x, y , z , 0 ) = 0
(2а)
и с неоднородными граничными условиями *
dv
ex p (if t) = — Т (х, у, t),
z dz
(За)
z = О
(4а)
V ( x , у, Н, 0 = 0,
V \х - о, l = V |у _ о, м — 0.
(5а)
. C v Неоднородные граничные условия сводятся к однородным заменой
'
V ( x , у, z, t) = W (х, у, z, t) —
ift
(9)
* ( > - т Ь ( .- £ )
где
№ ^ J L Z(
exp
ift
> -£)
удовлетворяю щ ая
— дваж ды дифференцируемая функция,
родным граничным условиям.
Тогда вместо задачи (1а) — (5а) будем иметь
dW
d2W
(d*W
d2W
dt
’ \ ’dx*
z d z2
dy2
неодно­
2x
д»Т u * h — 1 Л — d T 2v
dx2
г l1
я]
v* 2 I 1
ЧГ
_£_\
h )
+
17
Зак. 2329
Б И Б il И О T E К A j
•____________ Л
е н
и
н
г р
а д
с к
о
г о
Г и д ром ете^ралог?ч есн ог® |
____ _ ■ И о т и т у т а
1
|
~ь
- + - т Г
+ ''6 7 ’— г 2 (l
V,
I
■&Г -ix
ду2 чг
1-
2Y-1___?_
* Л*
2у_
м
л
':■(■-T - W 1 - * ) '
.
, _2_
- 1 )
—Г
^ ,3 1
Т-1*, z 3 {л — — ) --------- ------ ——— ■
-----
чг
+
t 2jL z 2 (1
— 1 --------------------------- ;--------
+ я '■■ 1 " Ч --£)*(>-*)■
Af 1
2 7 — г2 1 - 4
•у,
I
Н
-
7 -^ г3
/ i - w
i
£
- ,,
2Т
н
( > -
X
—if t
X exp
dW
dz
W\
Z= H ~
W\
\г
ex p
H
z —0
X =• L,0 =
(1
W^|y
(2 b)
(3
=0,
- 0,M =
0.
Произведя замену,
W ( x , у, z, t) = x <x , y, z, t) + Y (x , y, z, t),
b)
b)
(4 b)
(10).
получим две краевые1 задачи: 1) однородное уравнение с ненулевым
н ач ал ьн ы м 'и однородными/Граничными условиями; 2) неоднородное
уравнение с нулевым начальным и однородными граничными условиями. У
Начнем с решения однородного уравнения при однородных гранич­
ных условиях.
Введем в рассмотрение функцию Грина
во
0 (р - р ' - * у =
18
т ж
• со
2 . 2
2
п=1
m —l
/= 1
»( p m n s v i
(И)
где
(12)
(13)
(14)
Р — точка пространства с координатами (х, у, z), а Р ' — (5, £, г]). Функ­
ция Грина удовлетворяет следующим условиям:
1)
G(P, Р', t) при фиксированном значении Р' является непре­
рывной функцией от Р и удовлетворяет заданным однородным к р ае­
вым условиям, т. е.
2), производные первого и второго порядка от G, по Р непрерывны
повсюду в рассматриваемой области, кроме точки Р = Р'\
'
3) G, как -функция от Р, повсюду в области, кроме точки Р = Р',
удовлетворяет дифференциальному ■'уравнению
Так как
непрерывная функция от Р, то функция
является решением однородного уравнения с ненулевым начальным
и однородными граничными условиями.
Перейдем к решению неоднородного уравнения с нулевыми началь­
ными и однородными граничными условиями. Д ля этого введем функцию
со
«о
со
G (Р, Р', t — т) — : LMH
о,
•
где
(2 п — I)3
4#2
(17)
Решение неоднородного уравнения получим в следующей форме:
(18)
где через F (Рг, т) обозначена правая часть уравнения (1 в).
2*
19
Решение неоднородной задачи (1в) при условиях (2в) — (4в)
получим суммированием
'
" W (P,t) = И
(Р ’ p , J )
-V (:1 - ^ ) Х
rZ
t 4 М Н
X ехр
(---- гг! dp,Jr J J J j G(P’P'>t —x)F(P'>^dp'dt.
V ~ T j ? v1—М/ J
000 0
- ■
(1
(19)
Беря интегралы по переменной г] и обозначая их через Ф г ( |, д),
получим:
,
,
Q
00.
оо
= --ш н ; 2 2
00
£
'■ °> x
2 cp(P) j S ( t — x) exp (—
1=1m=1 л=1
О
J s *n " if - X
0
1= 1 /й —1 я = 1
+
M
C
М
2 ? (p >s W J si" - Г • J S1" T - ^
О
0
f
rmt?
1
■dT ^ 1•jT'nux ( d 2T i ^ Л
2u^ dT
uz d t. '( i
- £ ) • , « , « .+ .
+ ? 7 H 1 - f ) ' ф ° <«> + 3 ? r (> X Ф ,(Е , 0 — J
»■) ф « (« > - 5 ^ l 1 - x ) ’x
(6. Q + '| -
т Ф„<«,
С) + 27- ® s (t. С) -
- - T Ф,0 (?, С) d - d ^ d ^ .
Выражения Ф,- (I, С) входят под знак повторного интеграла. Оценим
слагаемы е в каждом из выражений Ф, (£, С) по теореме о среднем, счи­
тая, что функция Т (£, С, "с) и ее производное до второго порядка
включительно сохраняют знак на прямоугольнике {О, M , L , 0 ) .
Учитывая, что
. Ч С ь С2у = --------------
. 4№г , а
.
у . „ ■ < .!,
А Н 2 -4- (2м — 12я2 Сг
где 0 < С 1<ЛГ, 0 < С 2< 1 , вы ражения Ф,(£, С) упрощаются. Поскольку
знак слагаемы х, входящ их в выражения Фг(£,- С), чередуется, то пог­
решность не превыш ает первого из отброшенных слагаемых. Кроме
того, можно пренебречь членами, содержащими Ф4 (5, }) и Ф7(£, С),
так как, они соответственно меньш е Ф3'(?, С) и Ф'6 (S’, С). В результате
получим приближенное вы ражение для W (Р, t) в следующем виде:
о
о
j sin
sin ^ T ( i C, 0)X
L
l —i m = \ n = 1
M
Г t
+
2
1 __ 1
_ 1
-
2 < f ( p ) . J s ( < - ' ) e x p ( - ; / 5) X
и _
1
'2. V,
+
■ + г - ? [ г * ‘ Л ‘)
+ i i
r(l
2S\
0 + 2 g r ( i - jS )4 ,f c o +
л
) ’ *,(«; 0 +
ГФ„ (E, Q j d i d l d , + R,
(20)
/?! и R 2— погрешности, которые находятся по формулам:
т 1_____
/42Я^<р) (Сь С3)
»_
о .
А,№Ч1(СЬ с 2)
_________________
З^ЗЙ. (Сь Г’С2)
-\ -XlJ
A l _ С2п— 1 ) ^ в гх С и С2) ' •М
J l ~ri /о»._1Ч
(2л — 1)атеа0х
(21)
(С„ С2)
/?2 =[■ (2п — 1)%401 ( Сь С2)
4- Г AtH3<ft (Q, C2)
.
+ L (2л — 1)37:3», (Сь ,с2) +
(C t. C.)
| Го _
(2и — 1)710 (Ct, C2) J. J ^
чe „
lTx) J 2a z
J exP(
( 22 )
-
Д —числовые постоянные;
Л
V
•
/Ini
^С2 .
TIVF'C-y
(Cu C2) = Sin-T7— sin ж" ’
1( С „ . с у = ^ ( 1 - £ ) с , ( 1 - £ ) :
.
H
LM
ХЛ1
Л = Я Г Л * ;
^
d'i flf?
= И ^ Х Р[
В формуле (20) через Фц (g, £) обозначено выражение:
(23)
. Фи (£, С) = 2Ф8 + - ^ ф э ~ ф 1<>Пусть
; т{1, с, т ) = г 0(т)
д.
(24)
Тогда (20) можно привести к более простому виду:
CD-
W{P, t)'
LMhu,
со
CO
£
.S 2 2 <p(p) exP^i
oo
CO
sin- r j ^ ~ m xd\dt~Y -
1 m= 1 n = 1
t
oo
I
+ .т я й - 2 2
1=1 m—1 rt= l
+
^
Ai
ux 7t2/2
HZU +
■
0 -exp ( — i f i ) J s i n - ^ j sin ~w.
or Ti2m2 г 7с2(2л — l )2
.. ; +
4№
^ <^2 1 с»1:2 / Ф’
2ur dT
' UZ di
2u ’ d r
uz (У; ( ‘ - Т
И
М
^
+
f®» +
Ф -11ф«+7'ф..!<««*■
(25).
Окончательно, учитывая (9) и (8 ), имеем:
U { P , t ) - u x { P , t ) - \ iv A{P, t) ^
СО
00
со
'
. I
2 т < М
LMHuz l2—I m2—i n=
1
'
М
s i n s i n
+
(26).
где Q (I, £, т) — выражение, заключенное в фигурных скобках фор-,
мулы (25).
Если принять, что Т не зависит от времени, то тогда в формуле (25)
первый' и третий члены в правой части вы раж аю т течение, которое в
кЬнце кондов установится под действием постоянного ветра, а второй
член описывает влияние инерции на процесс становления течения.
В данной работе приведена только теоретическая часть. Анализ
окончательного результата и непосредственный расчет по полученным
формулам составляющих скорости течения при некоторых частных ви­
дах поля ветра будут изложены в отдельной статье.
ЛИТЕРАТУРА
'
1. П. С. Л и н е й к и н. К теории неустановившихся ветровых течений в глубоком
море, ДАН СССР, № 1, 1956.
2. П. А. К и т к и н. О циркуляции, возбуждаемой ветром в море переменной плотности.
Изв. АН СССР, сер. геофиз.., № 3, 1953.
■3. P. W e l a n d e r . Wind action on a shallow sea; some generalizations of Ekman's
theory, Tellus, vol. 9, No 1, 1957.
,
4. А. С. С a p к и с я н. О нестационарных ветровых течениях в однородном океане.
Изв. АН СССР, сер. геофиз., № 8, 1957.
\
>5. Е. Г. Н и к и ф о р о в . К теории нестационарных ветровых течений в условиях
сильно, переслоенного моря. Тр. ААНИИ, т. 120,-вып. 1, 1961.'
6. В. М. Б а б и ч и др. . Линейные уравнения математической физики. М., Изд.
«Наука», 1961.
7. Р. К у р а н т ,
Д. Г и л ь б е р т . Методы математической физики, т. I, II.
М, — Л., ГИТТЛ, 1953.
К ВОПРОСУ
о
РАСЧЕТЕ ВЕТРОВОГО НАГОНА
А. С. Б а л у е в а В . Н. Веретенников
Расчет подъема воды в различных водных бассейнах, за счет ветро­
вого нагона является, безусловно, актуальной задачей. Следствием
ветровых нагонов часто являю тся наводнения, как, например, наводне­
ния в Ленинграде, у Японских островов и другие. Теме ветровых и ш тор­
мовых нагонов посвящено большое количество работ и у нас и за
рубежом.
Все эти научные работы, с нашей точки зрения, можно р а з д е л и т ь
на три типа;; К первой группе относятся описательные работы, где ис­
пользуются элементарные статистические методы. Число таких работ
за последние годы постепенно уменьшается, так как результаты их неточточны.
^
'
Ко второй группе относятся работы, в которых применяются методы
гидромеханики и для математической постановки задали используются
уравнения «мелкой воды». Уравнения полностью или частично линеари­
зируются и решаются численно с помощью метода сеток. , Наиболее
интересными из этих работ являю тся работьг Веландера [1], Фишера [2],
Свенссона [3], Вольцингера и Симуни [4]. При; .таком методе решения
теоретической трудностью является доказательство сходимости для той
конечно-разностной схемы, которую принимает каждый из авторов. В
этом плане работа Вольцингера и Симуни особенно интересна, так как
в ней используются.удачные способы доказательства устойчивости и схо­
димости конечно-разностной схемы, почерпнутые из численных методов
газовбй динамики в связи с имеющейся математической аналогией-задач.
К третьей группе относятся работы, где авторы находят аналити­
ческое решение так или иначе упрощенных уравнений «мелкой воды».
Одним из примеров является статья Ван-Дантцига и Ловерье [5], где
с помощью метода Грина отыскивается решение граничной задачи для
линеаризированных уравнений в случае установившегося движения.
В настоящей работе авторы поставили целью получить аналитиче­
ское решение нестационарной задачи о ветровом нагоне. Будут рассм ат­
риваться окраинные моря и заливы, форма которых, как, например,
у Финского залива, такова, что движение можно считать одноразмерным,
учитывая лишь изменение площади поперечного сечения бассейна с коор­
динатой вдоль движения. Кроме того, для подобных бассейнов можно
пренебречь силой Кориолиса.
<
И спользуя известный уравнения «мелкой воды», линеаризируем их,
считая скорость частиц жидкости и превышение уровня над средним
23
малыми величинами. Таким образом, исследуется система двух линей­
ных .уравнений с переменными коэффициентами.
Д л я решения авторы используют газодинамическую аналогию и
применяют метод характеристик, сводя уравнения к обобщенному урав­
нению Д арбу [6, 7, 8], пользуясь при этом аппроксимацией одного из
коэффициентов. В результате авторами получен, при различных пред­
положениях относительно коэффициентов,' ряд общих решений системы
уравнений. В заключение приведены примеры решения граничных задач.
Расчеты по методу характеристик показывают, что погрешность аппрок­
симации может быть сделана достаточно малой, если разбить водный
бассейн на отдельные участки.
Рассмотрим систему уравнений «мелкой воды»
д и ''
да , ' d t
— , 1 дръ
OF , i) .
W
где и — средняя скорость частиц жидкости в сечении х; £ — превы­
ш ение уровня над неподвижной водной поверхностью; р &— атмосфер­
ное давление; F — площ адь поперечного сечения; х — координата вдоль
движения жидкости; t — время; <р = -^—
(k2\w\w — кги\и\)* к г = 2,6 - 1(Г 3,
flQ
&2 = 3,2-10~6, w — скорость ветра, h0 — средняя глубина в сечении х.
Примем, что F = Fo + bol, где Fo — площадь поперечного сечения
при неподвижной жидкости, а Ь0 — ширина водного зеркала. Кроме того,
введем расход Q — uF. ,
Положим, что и и | —- величины малые, квадратам и которых можно
пренебречь. После обычных преобразований получим
1 dQ
У-о dt
a
dt
,
dl
& дх
- о
(2)
• дх — и *
где
Примем, что -<р — известная функция координат и времени. При
расчете практически берется при этом среднее значение' и на рассчи­
тываемом участке. Остальные члены вычисляются точно по формуле.
Так как характеристики системы (2) имеют вид — ~ ±
у
> то
х
удобно
ввести
новую
переменную z
по формуле:
Г* , dx
I -\f F0g
J T
V
■Z.
При расчете следует вычислить г соответственно для всех имеющих­
ся сечений х, чтобы в дальнейш ем пользоваться только этой переменой.
- П реобразуя систему (2) к новой переменной, получим:
,
+ V bogF0 - § = <Р(t,z),
dQ , ',/ т — бг dZ
А
J 7 + W
о - ^ = 0.
’
(3)
Если в частном случае считать, что функция <р (t, z) для данного
* Функция у приведена в работе Вольцингера и Симуни [4].
24
участка бассейна с достаточной точностью может быть представлена
в виде ф = ф([, г (х0)'), то система (3) упрощается. Обозначая
Q = Q — J ? (О dt,
•
.
(0
получим:
_
-
■ # + Ш
^ § = о .
-
( ,
^ ■ + У Ш го Г = °Перейдем в системах (3) и (3') к новым характеристическим пе­
ременным
z — t - 2а — С,
' /
.
-
z ■\ - t —23 —
}- С,
,^
где а и р — новые переменные, С = const, которая будет определена ниже.
После простых преобразований системы (3) и (3') соответственно при­
мут вид:
г
.,
Щ; ~ У К '^'о I I - 'f,
(5 )
\
или
,
1 rf . , r-r—
! .п Ж
I
д£\ ^
( £ +#) = -
^ ( £
t
+^)
( df . df
.( « .
(5 ')
S r + 4 2- -dzt i111
n v"60g
n0 f 4 +"T-4 1 = o .
dwjp
y
'
(60
У равнения-(6) и (67) являю тся обобщенными уравнениями Д арб у
и были рассмотрены в работе В алландера [6] и Гриба [7]. Чтобы уравне­
ние (6) имело общее решение, необходимо
УьЖ =
a
(Z + су.
(7)
Чтобы уравнение (6') имело общее решение, необходимо
\/b ^~ 0 --A {z\C y« .
‘
(7')
Здесь А и С — любые постоянные," а п — любое целое положительное
или отрицательное число.
\
В исходных обозначениях условия (7) и (7') сводятся к следующим:
X
■
’
J У W
*0
X
d x = A - l,4 b 0g F 0) - xli - С ,
f j Y - ^ - d x = A - ll4n(?>0gF0r ll4n- C
. ■ (8)
(8 0
25
ИЛИ
л
KgF0= C
2п
^ Y ^ d x
2 п-+ 1
+ C2)
(8 '0
Д ля определения А, С и п или Си С2 и га следует постррить график,
X
г д е : аргументом явится (£0g'^o)1/4, а ф ункцией^ ] / - ~ - d x ; и разбив его
Х°
на удобные части, подобрать с нужной точностью А, С и га, что воз­
можно в больш ей части случаев.
При выполнении условий (7) й (7') уравнения (6) и (6') упрощаются
d2t
(9)
-a - +
i -1 ■rfB I
d +1. p \\( dHr,
D ' (
d 2E
n
,
/ dt
.
d t'
+ P ^ da
1
dp I
(90
■
где
j-.
/ du
.
du\
1
^ d f ) 2A (a + P )2 •
V *T +
Решение уравнения (9) имеет вид
a'+
<*+ :
“O Po
Решение уравнения (9') при n > 0
d'fin —2
f l ( a ) 4 ~ / 2 ( ft )
dann —1
V jan
P —1
(100
я + P
при « < 0 реш ать уравнение (90 неудобно. В этом случае легче пе­
рейти к функции Q.
__
.
d2 \ n \ - 2
,
Fl C“) H- ,^2 (P)
( 10")
d a \n I “ 1 d p l « l - 1
Оставшуюся функцию Q и Q в случае (10) и (100, и в ^ в случае
(10"), определяю т из систем (5) или (50 соответственно.
> Рассмотрим примеры решения граничных задач, для чего используем
решение (100 при п = 1:
,
( 11)
о
.
= (b0gF,о) ‘/4
р
-
a
: K - A [ J / 3(P) ^P - J / i ( * ) ^ a
_
(12)
*
В решении за хо, а 0 и |Зо приняты нули, так как рассматривается участок, при­
мыкающий к началу координат.
26
Как было указано выше, перейдем к переменной z, а затем к а и р. Ре­
шение (11), (12) примет вид
е __
h ( а ) + ^2 (Р)
(13)
а+ Р
Q—-(а+ Р) / i
А (Р)] - 22 У-А [ J / , (а) rfa - j / 2 (Р) йф
(«) -
(14)
Пусть начальные условия имеют вид
Ч,_о- '■?!(*).
(15)
Q \, Jo = Q U o = ^ | ( = o = ^ 2 (*)•
П рям ая волна, распространяю щ аяся вдоль по течению, определится из
граничного условия в начале координат
5
\Х =
0 -
^ (О -
(16)
Это условие определяет изменение глубины в заданном сечении.
Рассм атривая при решении >плоскость zO ^ получим две области.
П ервая область леж ит между положительной частью оси Oz и харак­
теристикой z = t. Значения g и Q, будут снабжены индексами (1) сверху.
Вторая ,область леж ит между положительной частью оси Ot и /характе­
ристикой z = t.
''
Следует отметить дополнительно, что характеристики в плоскости
zOt прямые, и вдоль, характеристик a = const, z —■t — const не меняется
функция fi ( а ), а вдоль характеристик р = const, г + t'= const не ме­
няется' /2 (Р)> как в классической задаче о волновом уравнении.
И спользуя начальные условия,, найдем значения / J 1’ (а ) и / ^ ( Р ) в
первой области. Подставляя (13) и (14) в начальные условия (15) и
перейдя к переменной z, получим:
■
*
ЗГ, (2) = (Z + С)
/1
'
|z + С
(*) -/a(z)
-2
уA j
(17)
[/i(1) (г) — /г 2) (г) dz.j- (18)
И спользуя равенство (17). прообразуем (18). О бозначая (
Wl { z ) . { z + C ) ~ 2 f 2{ z ) ^ W < , z )
и дифференцируя (18) по г, будем иметь
\Г
-с (1 - 2У А) г - ч’г(г)
Z + С -
Откуда
г
W = (z + C)
У л .- 1
Jsr2(Z) (z + c r 2y* d z +-«Г1(о;
2/2 (0 )
или
-
/ f (z) = -1 (z + С) { ¥ , ( г ) - (z + С) 2 Уд —1
л
, ^ 2 (г).
2 УД
[]■ (г + С)
d z + ^ ( 0) 0 -
- 2/ 2(0 )
27
A.
f V \ z ) = 1 (z + С) R
(z) + (z + C )V a - 1
^ 2 (*)
_ + l-i(0 ).C .
LJI ,( z + C ) 2 V A
0
— 2 /2 ( 0 )
Постоянное значение f2 (0) можно определить, зная г|п (0) и гр2 (0) по
формуле
Следовательно, окончательные значения ф у н к ц и й ( а ) и f f (р) при­
мут вид:
ч
'
\2 V A - 1
— da.
{z + С) %V А
(19)
■
Г Р
4 (Р + су
Л(1) (Р) =
,
(Р) + (Р + С)2/А
"
'
4 f (г + С)'2 /А
,
(2 0 )
Отсюда по формулам (13) и (14) можно получить значенияQ и I в
первой области, а используя формулы связи Q, Q и и, можно полу­
чить и и !.
Во второй области функция / 2 (Р) переходит по приведенному вы­
ш е-правилу без изменений; Следовательно, нужно определить .только
f \ \ а). Д ля этрго используем условие (16)
/ 1(2)(■_____
0 + f 2W С
*з(0-
Примем / г 2) (£) =
(?).
Отсюда
I
/ f ( - г1) =» С. Фз.(^) - - £ ( * + С) { ¥ , (*) + (г + С)^2 V A
= fife
- 1
(2 + C)2^A
(0)
О кончательно, для второй области
/ | 2>_(Я) = С - Г 3 ( — .a) '
v (C
а) {vp, ( _ . а) - И С — а )2 ^
“ 1X
\I
X
W
— . ' d z + v ’Сm
(г + С)2 У л
Л 2>( Р ) = / Г ( Р ) - '
(21)
(22)
И спользуя (21) и (22), можно построить значения £ и м во второй
области. 4
'28
Очевидно, что если имеются условия, описывающие отражение пря­
мой волны, то в последующих областях получить вид функций fi (а) и
/ 2 (Р) такж е несложно.
.
Авторы предполагают в дальнейш ем провести ряд расчетов методом
характеристик для линейного и нелинейного случая ветровых нагонов
в Финском заливе.
ЛИТЕРАТУРА
'
1. П. В е л а н д е р . Численное предсказание штормовых нагонов. В сб. «Численные
методы расчета штормовых нагонов». Под ред. М. С. Грушевского. Л., Гидрометиздат, 1964.
, ■.
2. Г.Ф и ш е р . Численный метод расчета ветрового нагона и приливов в окраинных
морях. В ' сб. «Численные методы расчета штормовых нагонов». Под ред.
М. С. Грушевского. Л., Гидраметиздат, 1964.
3. А. С в е н с с о н . Расчеты уровня и течений в Балтийском море. Сб. «Численные
методы расчета Штормовых нагонов». Под ред. М. С. Грушевского. Л., Гидрометиздат, 1964.
4. Н. В. В о л ь ц и н г е р и Л. И. С и м у ни. Численное интегрирование уравнений,
мелкой воды "для прогноза невских наводнений Тр.* ГОИН, вып. 74,
1963.
.5. Д . В а н - Ц а,нтц и г и Н. Л о в е р ь - е . Проблема Северного моря. I. Общее
рассмотрение гидродинамической проблемы движения Северного моря. В сб.
«Численные методы расчета штормовых нагонов».' Под рёд. М. С. Грушевского.
Л:, Гидрометйздат, 1964.
,
6 . ' С. В. В а л л а н д е р . О нелинейные гиперболических дифференциальных уравне­
ниях в частных производных второго порядка. ДАН СССР; т. XXXIX, № 2,
1953.
7.
А. А. Г р и б . Интегрирование уравнений неустановившегося движения жидкости
' s при гидравлическом ударе в длинных трубопроводах. ДАН СССР, т. XXXIX,
№ 1, 1952. .8. А. С, Б а л у е в а . Гидравлический удар в длинном трубопроводе Тр. ЛГМИ,
вып. 5—6, 1956.
О РАСПРОСТРАНЕНИИ ДЛИННОЙ ВОЛНЫ
В КАНАЛЕ ПЕРЕМЕННОЙ ШИРИНЫ
В. А. Макаров
-
При распространении гармонических колебаний жидкости в канале
переменного сечения вообще имеет место частичное отражение волны.
Однако в отдельных случаях отражение может отсутствовать.
В качестве примера рассмотрим колебание жидкости в канале
прямоугольного сечения с постоянной глубиной h и шириной, изменя­
ющейся по экспоненциальному закону b = Ьйекх. Уравнения движения
и неразрывности в случае гармонических колебаний без трения с
-угловой скоростью -о после замены средней скорости полным потоком
через-сечение канала примут вид:
ghb0 - Щ ,
dx
dx
где J 0 и w 0 — амплитуды превыш ения уровня и потока; g — ускорение
силы тяжести; i — Y — 1Д алее можно записать:
'
dx1
d?w о
dx2
, к 3 ,
dx
■ gh
, dwо
dx
1
gh
= 0 ,
=
-
.
.
0.
Общее решение дифференциального уравнения для уровня имеет
вид:
= Ле"х -\-Be ■-*,
где б] и 62 — корни характеристического уравнения
Тогда превышение уровня запишется в виде:
kx
|=
Z0eht— ko e
2 е* (*< - v o -f \ое
2 ег
=
S+ + $- (1)
Аналогично:
kx
&ое+ 2 e l {at + ^ = w+ - f w~.
w = w 0e‘
Эти >выражения представляют собой сумму волн.уровня и потока
одни из которых распространяются в положительном ч(1+, w*), другие
в отрицательном '(Е- , w~) направлении оси х . Амплитуды волн увели­
чиваются в направлении суж ения канала.
Получим далее:
Характер колебания жидкости на отдельных участках к а н а л а 1оп­
ределяется комплексом параметров, которые можно представить в виде
некоторых характеристик — гидродинамических сопротивлений Р[!],
равных отношению амплитуды превышения уровня к амплитуде потока
р
__jo
Сопротивление для волн, распространяющихся в положительном
и отрицательном направлениях оси х,: буЛут соответственно равны, со­
гласно ( 1) и (2),
•
£о
Ыё кх
В общем случае
П усть участок канала, в пределах которого ширина изменяется по
экспоненциальному закону, переходит при х = 0 в канал с другими гео ­
метрическими характеристиками (см. рисудок). Тогда в начале экспо-
ненциальной части будет иметь место гидродинамическое сопротивле­
ние Рн, выражающ ее влияние на распространяющуюся волну со сто­
роны соседней части канала.
В начале экспоненциальной части имеем:
.
'
шон
,
'
. п
■
Коэффициент отражения
справа, при этом равен
/Я;
волны
£0+
- ч .- '
'•О
Отражение отсутствует
уровня,
■
'
*
распространяющейся
— р н р+ + Р ' Р "
- Р + Р - + Р НР
=
Р н = р ~ \х
++
jo v jjT
р +' р~
если:.
ги
- О
В этом случае гидродинамическое сопротивление в начале экспо­
ненциальной части канала комплексное. А это может иметь место в том
случае, например, когда канал с уменьшающейся по экспоненте в отри­
цательном направлении оси х шириной переходит при х,— 0 в прямо­
угольный канал со ступенчатым'увеличением, далее вдоль *оси сечения
(см. рисунок). Тогда в примыкающей к расширению части канала с
постоянным сечением (АО) будет существовать слож ная прогрессивно­
стоячая волна, а на участке с меняющейся ш ириной— поступательная
с увеличивающейся по направлению к узкой части: амплитудой превы­
шения уровня. Т акая картина колебания жидкости может иметь место
в проливах, конфигурация берегов которых такая же, как на рисунке.
ЛИТЕРАТУРА
1, В, А. М а к а р о в . К вопросу о приливных колебаниях в канале переменного
сечения. Тр. ЛГМИ. вып. 16, 1962.
*
О РАСЧЕТЕ
ВНУТРЕННИХ ПРИЛИВНЫХ ВОЛН
И СВЯЗАННЫХ С НИМИ ТЕЧЕНИЙ В ОКЕАНЕ
'
JI. И. Борис
Д о настоящ его'времени наиболее совершенным теоретическим ме­
тодом расчета характеристик внутренних волн является метод, предло­
женный Фьельдстадом [1]. Основное преимущество этого метода заклю ­
чается в том, что метод использует реальное распределение плотности
по глубине. Практическое применение метода Ф ьельдстада осу­
щ ествлялось как автором, так и другими исследователями [2—5]. При
этом-сравнение расчетных и наблюденных значений дало хорошие или
удовлетворительные результаты. Однако указанные расчеты проводи­
лись только -для морей. В последние годы Вапняр [6—8] рассчитывал
внутренние волны в океане, используя метод Ф ьельдстада с некоторыми
упрощениями. .Так, например, при расчетах реальное распределение
плотности в океане заменялось идеализированной кривой, состоящей из
трех отрезков, на протяжении каждого отрезка градиент плотности счи­
тался постоянным, или реальное распределение плотности учитывалось
только до 200—300 м , в нижних слоях градиент плотности принимался
постоянным. Несомненно, такие упрощения снижали точность решения
задачи. Если учесть, что Вапняр объясняет введение этих упрощений трудоемкостью задачи, то ,-при современных возможностях использова­
ния электронных'быстродействующих машин представляется нецелесо­
образным так упрощать метод.
,
В данной статье для расчета внутренних приливных волн и внутриволновых течений в океане применяется метод Ф ьельдстада в оригинале.
Использованные в работе наблюдения над температурой, соленостью
и течениями были собраны УНС «Батайск» северо-восточнее Азорских
островов. Наблюдения над указанными океанологическими элементами
проводились на стандартных горизонтах в течение 7 суток (9— 15 сен­
тября 1965 г.).
>
, М етод Ф ьельдстада, - как и все методы, основанные на решении
гидродинамических уравнений, имеет ряд обычных допущений. У ка­
жем на некоторые из них. П редполагается, что внутренние волны пред­
ставляю т собой длинные поступательные волны, перемещающиеся в оп­
ределенном направлении (в направлении максимальной скорости тече­
ния).^
'
Конечное уравнение этого метода имеет следующий вид:
3
З ак.. 2329.
33
где
p.-— плотность;
w =
и.
— ..вертикальная
2я
составляющая . скорости;
„
g — ускорение силы тяж ести; о — — -, 1 — период волны.
Граничные условия решения уравнения (1) зависят от распределе­
ния плотности воды от поверхности до дна.
В случае, когда плотность меняется от поверхности до дна, гра­
ничные условия решения уравнения следующие:
■и' !),
. z- ■h
(на дне)
w — 0,
z4= 0 -'
(на поверхности).
Если же плотность с некоторой глубины до дна не меняется, то
в этом случае граничные условия имеют следующий вид:
' '
,1' \ п
г - --къ
w = 0 , ' г — h (на поверхности),
где
к — общая глубина; h \ —■слой однородной по плотности воды .'
Уравнение имеет бесчисленное множество решений. Они соответ­
ствуют ^внутренним, волнам одного и того ж е периода с различными
скоростями распространения. Обычно их называю т волнами первого,
второго и т. д. порядка.
,
х
ч
Горизонтальная скорость с в я з а н а 'с возвышением частицы над ее
равновесным положением ’с ледующим соотношением:
'
.11 .= .
OQ
С - J- .
'
'
dz
Параметр X связан со скоростью распространения волн q. Если пренеб­
речь влиянием вращения Земли, то X =
■
Следует указать, что метод Ф ьельдстада позволяет вычислить по
градиенту плотности амплитуды внутренних волн и внутриволновых
течений в относительных величинах. Только, с привлечением' наблю де­
ний (гармонических постоянных) можно определить амплитуду и ф азу
в абсолютных величинах. Период волны необходимо зад авать в рас­
чет.
Однако указанные недостатки метода можно считать несуществен­
ными. В настоящее время, когда результаты спектрального анализа
колебаний'(полей плотности и скорости убедительно доказали наличие
приливных периодов среди преобладающих периодов [9— 11], появилась
возможность с уверенностью1 зад авать эти периоды в расчет. Другое
условие — привлечение наблюдений — такж е выполнимо,: так как н а­
блюдения 'требуются только на некоторых горизонтах.
Нами проводились расчеты отдельно, для каждых семи суток и для
осредненного за эти сутки вертикального распределения плотности
''(рис., Г.). Все расчеты произведены на ЭВМ «Урал-2». Наибольшие
трудности представляло определение параметра k2g. ПЬскольку функ­
ция q(z) неизвестна, то для решения уравнения ( Д приходится идти по
пути приближенных вычислений. Ф ьельдстад предлагает задавать из
наблюдений значения ф для каж дого горизонта. При этом рекомен­
дуется воспользоваться формулами:
а ~ j "j/cp d x ,
34
-
.
где
и
1?рг = п 2
где п — порядковый номер волны.
С начала параметр K2g приближенно определялся по формуле Симп­
сона, затем он уточнялся при интегрировании уравнения ( 1) на элек-
Рис. 1. Среднее вертикальное распределение плотности
(at)-
тронной\ машине. На подбор параметра X2g уходило наибольшее количе­
ство машинного времени, для вычисления ю и ,« для одних суток и для.
четырех волн уходило примерно 3—5 минут.
К ак уже указывалось, уравнение, предложенное Фьельдстадом,
имеет бесчисленное множество,решений. В опубликованных работах при­
водятся-результаты расчетов для волн различных порядков. Например,
Дворкин [5] ограничился расчетом волны первого порядка,. Вапняр [7]
проводил расчеты- для двух ..волн. Фьельдстад и Л ек [1—4] указывают,
в своих работах на необходимость расчета четырех — пяти волн. Нами
проводились расчеты для четырех и пяти волн. Сравнение этих расчетов
с наблю дениями показало, что наилучшее совпадение расчетных и
наблюденных значений получаетея для четырех волн (рис. 2 и 3).
3*
35-
' Поскольку метод Фьельдстада дает'расчетные значения w н и
в относительных величинах, то Для перехода от них к абсолютным ве-
Рис. 2. Теоретическое вертикальное распределение w для четырех волн.
личинам привлекались наблюдения. Такой переход осуществляется с по­
мощью способа наименьших квадратов:
a ^ w l + a2'£>fWl'W2+
a 4Scp®/x®)4 =
'
a,Scpte»i®;2 + a2^w \ + a3^ w 3w2 + a4Scp®4®2= ЕЛср®>2, \
2
ajZyWtWs + a 2Sy w 2w s +
-f- a 4Scp™4w 3 — £Л<ри>3,
a l'£'fw1w i +
-j-}- aj±yw \ = t>A<fwlt
. /o4
\ /
где а\, а% аъ, cz4 — искомые коэффициенты; А — задается из наблюденйй:
1 R COS (at — g) = A COS at + В Sin at.,
Аналогичная система уравнений решается для определения коэффициен­
тов Ь\, Ь2, Ь3, Ьц В — такж е задается из наблюдений.
, ,
С помощью коэффициентов а п и Ь п определяю тся расчетные вели­
чины А и В для каж дого горизонта, например для горизонта 50 м:
Л 50 = a xw x (50) + a 2w 2 (да + &sw s (soj + # 4® 4 tso> .
В ьо = *1®! (501 + b2W2 (50) + Ь гЩ (50/ + £ 4® 4 (50) • .
,*
По известным значениям А и В легко найти гармонические постоян­
ные:
R = V A 2+ B2
и
' g- = arctg-^-.
37
В табл. 1—4 .приведены результаты сравнения наблюдений и рас­
четов амплитуд и скоростей для четырех теоретических внутренних волн.
Наблюдения были обработаны гармоническим анализом (за каждые
сутки)- М ожно отметить в основном хорошее совпадение сравниваемых
величин. И з наблюдений, приводимых в этих таблицах, не были исклю­
чены чисто приливные вертикальные и горизонтальные перемещения.
Если обратиться к теоретическим расчетам приливных явлений в Север-'
- Таблица 1
П олусуточная волна 9 —15 сен тяб р я
Амплитуда, ж
набл..
теор.
Я, м
28
45
.. 55
70
180
503
3,6
4,6
4,0
4 ,6 '
28,4
20,2
3,8
4,2
4,4
4,3
27,5
19,7
,
Фаза, град.
на.бл, .
теор.
171
199
230
187
116
142
•
'
173
214
217
- 199
116
144
Таблица 2
С уточная волна, 9 — 15 сен тября
Фаза, град. , _
теор.
:
Амплитуда, м
Н, м
28
45
55
70
180
503
\ набл.
теор.
набл.
-з.з
4,8/
' 5,2
4,7
■ 35,3
26,9,
1 3,2
3,5
4,4
6,5
34,5
26,8
197
119
159
167
196
189
.
186
142
141
160
199
188
-
Таблица \$
П олусуточная волна, 9 — 15 сен тяб р я
Амплитуда, см/сек
Н, м
набл. ■
50
57
100
400
500
750
1000
13,1
У,3
10,4
7,6
9.2
9,7
6,6
. Фаза, грал.
набл.
теор.
теор
8,6
9,2
11,4
7,1
5,7
105
0,9
.
154 *
276
238 \
183
204
80
184
147
232
244
221 '
201 '
112
260
Т аблица 4
Суточная волна, 9 — 15 сен тяб ря
Я, м
50
75
100
400
500
- 750
1000
38
-
■
Амплитуда, см/сек
набл
теор.
8,6
6,2
6,2
4,2
5,2
6,1
4,5
8,2
6,1
5,0
3.7
3.7
6, ^‘
4,5
Фаза, град.
’
набл..
теор.
по
143
147
151
189
201
151
129
116
207
126
233
98
90
,
ной Атлантике [12 и 13], то можно отметить весьма незначительные ампли­
туды приливных колебаний уровня по сравнению с амплитудами внут­
ренних волн,' В исследуемом районе, скорости полусуточных и суточных
чисто приливных течений достигают соответственно 4 см/сек и 1 см/сек.
П редставлялось целесообразным эти течения исключить из реальных
(суммарных) течений. Полученные внутриволновые течения были заданы
в решение системы (2) и результаты расчета в обоих случаях немного
Т аблица 5
П олусуточная волна, 9— 15 сен тяб р я '
■
Амплитуда,
см!сек
Н, м
- набл.
12,5
9,9
10,0
8,0
8,7
10,3
8,8
50
75
100
400
500
750
1000
Фаза, град.
теор.
набл.
теор.
5,8
9,0
9,8
7,8
5,6
9,6
5,9
194
293
230
180
245
9=>,
170
210
236
243
226
204
125
. 151.
Таблица 6
С уточная волна, 9— 15 сентября
Амплитуда,
см/сек
Н, м
набл.
50
75
100
400
500
750
1000
'
8,7
5,8
6,3
4,3
5,2
6,1
4,5
. теор.
_
7,9 ,
М
-4,3
3,4
4,1
6,3
4,0
1
‘
Фаза, град.
набл.
теор.
151
117
2Ю
160
235
150
88
160
155
,155
205
201
142
89
•
улучшились по сравнению с предыдущими (см. табл. 5 и 6 и табл. З и 4 ) .
Поэтому в дальнейших расчетах для течений привлекались только внутри­
волновые течения (наблю денные).
'
,
В данной работе теоретические величины w и и вычислялась д ля
горизонтов через 10 М от поверхности до глубины 200 м и для горизонтов
через 40 м на нижних глубинах. Таким образом, было получено весьма
подробное представление об изменчивости этих характеристик с глубин­
ной. Н а рис. 4 и 5 приведены рассчитанные вертикальные распределения
амплитуд и скоростей (в абсолютных величинах) для приливных волн.
Н а этих ж е рисунках нанесены наблюденные величины. К ак табл. 1— 6,
так и рис. 4 и 5 указываю т на хорошее совпадение расчета и наблюде;
ний. Разумеется, что по имеющимся наблюдениям (на семи, горизонтах)
нельзя получить' такого подробного представления о вертикальной из­
менчивости характеристик внутренних волн, какое было получено по рас­
чету. Все это говорит в пользу применения метода Ф ьельдстада.
Рассмотрим расчетные полусуточные внутренние волны (рис- 4).
М ожно отметить изменения амплитуды внутренних волн по синусоидаль­
ному закону. Однако полученная синусоида не симметрична. Вертикаль­
н ое'распределение- амплитуд тесно связано с изменением градиента
39
Рис.-4. Сравнивание результатов расчета и наблюдений . для полусуточной волны. Вер
Сплошная линия— расчетные амплитуды; - зачерненный круж очек— наблюденная
1
'
чек — наблю;
40
60
~1—
120
180
240 фаза (град )
1
тикальные перемещения
(а): горизонтальные скорости (б),
амплитуда; пунктирная линия — рабчетные фазы; пустой кружоденная фаза.
\
41
\
о
so
'
i2o
180
2 40
зоо
360
I—I—|—|—I—I—I— I—I—|—1—I—г—|—I—т—I—т—1
ф аза (град)
Рис. 5'. Сравнивание результатов, расчета и наблюдений для суточной волны.
Сплошная линия — расчетные' амплитуды;
зачерченный кружочек — наблю ' ,
кружочек" — наблю
42
0
зо о
1 Г“1 I I I 1— I—г—гтп—I—2^0|—I—|—,—т
—|—з,б о
фаза (грал)
Вертикальные перемещения (а); горизонтальные скорости (б),
денная амплитуда; пунктирйая; линия — расчетные- фазы; пустой
денная фаза.
'
плотности (см. рис. 1).'"М инимальные, амплитуды (2—3 ж) отмечаются
в слоях с наибольшим градиентом плотности,■’■максимальная амплитуда
(44 м) — в слое с наименьшим градиентом плотности. . Таким образом количество максимумов и минимумов определяется
количеством таких слоев. С глубины 600 м, где амплитуда внутренних
волн достигает 50 м, отмечается резкий рост амплитуды и уж е на глу­
бине 750 м она достигает 200 м. С глубины 700 м величина амплитуды
не может считаться реальной. Возможно, если бы на этих глубинах
были заданы наблюдения, то- результаты расчета были' бы достовер­
ными. Можно предположить, что на этих глубинах, где отмечается
весьма малый градиент плотности, происходит разрушение внутренних
волн. В этом случае по теории амплитуда уходит в бесконечность.
Ф аза вн^трецних волн претерпевает изменения тож е в слое на­
ибольшего градиента плотности. В нашем примере ф аза внутренних
волн в слоях, отделенных наибольшим градиентом плотности, отличается
примерно на 140°.
Интересно отметить, что в поверхностных слоях и в слое 100—500 м
ф аза внутренних волн близка к ф азе поверхнбстного прилива [12].
Указанные закономерности -вертикальных распределений амплитуд
и ф аз внутренних полусуточных волн в основном характерны и 'д л я внут­
ренних суточных волн (рис. 5) .
4
Рассмотрим такж е рассчитанные внутриволновые полусуточные тече­
ния (см. рис. 4). Во-первых, можно отметить,общую тенденцию к умень­
шению скорости течения с глубиной. Если на поверхности скорость до­
стигает 13 см/сек,- то на глубине 1400 ж ’она уменьшается до 1 см/сек.
Однако необходимо учесть,-что наблюдения у нас имелись только до
3000 м и поэтому скорость течения на глубине более. 1000 м не подтверж­
дены наблюдениями.. Изменение скорости- внутриволнбвого течения
с глубиной, так ж е как изменение амплитуд внутренних волн, происходит
по синусоидальному закону. Минимальные скорости внутриволновых те­
чений соответствуют слоям, наибольшего градиента плотности. В про­
межуточных слоях (между слоями скачка) скорость достигает макси­
мального значения. М аксимальная скорость! расположена ближе к верх­
нему слою наибольшего градиента плотности.
»
К ак уже отмечалось, скорость внутриволновых течений в исследу­
емом районе превышает скорость чисто приливного течения в 2—2,5 раза.
Вертикальное изменение фаз внутриволновых течений тож е тесно
связано с вертикальным распределением пкотности. В слое наибольшего
градиента плотности ф аза течений меняется на обратную. Причем, как
видно из рис. 4, после первого такого слоя ф аза течений увеличивается
приблизительно на 9 0 °,'а ниже второго слоя скачка уменьшается при­
близительно на 90° по сравнению с фазой в слое скачка.
•. Можно отметить еще, что в слое скачка ф аза внутриволнового тече­
ния близка к фазе чисто приливного течения. Возможно, такое совпаде­
ние случайно. Может быть оно вы звано тем, что неполностью выделены
чисто приливные, течения из суммарных полусуточных течений. Однако,
исходя из общего правильного распределения фаз течения по глубине
(см. рис. 4), можно предположить, что такое совпадение и закономерно.
Проверить эту закономерность можно только по результатам аналогич­
ных расчетбв внутриволновых течений для других районов океана.
Основные закономерности изменения внутриволновых полусуточных
течений с глубиной характерны и для внутриволновых,суточных течений.’
Проведенный анализ вертикального распределения внутренних волн
и внутриволновых течений позволил выявить некоторые закономерности,
а такж е позволил подтвердить многие теоретические положения о верти- :
кальной изменчивости амплитуд и скоростей‘
По рассчитанным амплитудам внутренних волн были вычислены еще
,Рис. 6. Вертикальные составляющие скорости." Сплошная линия — полусуточные
течения; пунктирная линия— суточные течения.
...
И з теории
о?
известно,
! ■
где ?—■амплитуда внутренней
волны. Вычисления Проводились, по приближенной формуле
.
Например, для амплитуды в 5 м вертикальная составляющая скорости
2-103
равнялась w —
^ ^ 5 - 10-2 см/сек.
Как видно из рис. 6, вертикальная составляющая скорости полу1
■
•
'4 5
суточного течения м еняется от 3 -10 ^ с м /с е к на поверхности до
40 • 10~2 см/сек на глубине 350 м.
■,
В мощном слое от 100 до 500 м, в котором фаза внутренних волн
постоянна, вертикальные' составляющие скорости имеют значитель­
ные величины от М О -1 до 4 -1 0 " ’ см,/сек. Несмотря на то,'Ч то рас­
сматриваются периодические течения, указанными ' вертикальными со­
ставляющими нельзя пренебрегать. Это особенно становится очевид­
ным, если сравнить, вертикальные составляющие скорости полусуточ­
ного течения и вертикальные составляющие скорости градиентноконвекционного [14] и чисто дрейфового течений [15]. Необходимо
только учесть, . ч т о . ,з указанных работах расчет вертикальных со­
ставляющих , скорости проводился по среднемноголетним данным.
Представляется, что и гтри строгом сравнении вертикальная составля­
ющая приливных течений будет в среднем, на два порядка больше
вертикальной скорости остальных течений.
Как уж е отмечалось, наблюденные вертикальные колебания в иссле­
дуемом районе могут быть представлены в виде четырех внутренних волн.
Метод Ф ьельдстада позволяет такж е определить скорости и длины этих
волн. Без учета силы' Кориолиса скорости распространения волны яв, ляется обратной величиной параметра А,
■;
1
(
С= т ‘
■ ■
Зная скорость распространения волны, легко определить ее длину
ч :
.■
-
I -с-т. .
В табл. 7 приводится теоретически полученные значениям и 'L для
четырех' внутренних волн, L вычислено для полусуточных волн.
■
Таблица 7
_________________ ■_______________ ____________________________
Порядок волны
>
Элементы волн
четвертая
первая
третья
вторая
_______ ■
с, см/сек . . . ■.....................
L к м ............................. ....................
1/
\
184
80
68
29
55
24
38
16
■
Z' Л
f'
И наконец, из теории метода известно, что в случае прогрессив­
ных волн коэффициенты системы уравнений (2) .для вертикальных
перемещений —
и вп — должны равняться коэффициентам аналогич­
ной системы уравнений для горизонтальных перемещений — /„ и g n.
В случае стоячих колебаний зависимость между указанными коэф­
фициентами сложная. В наших расчетах ни для полусуточных, ни
для суточных воли эти коэффициенты не совпадали. Д л я первых
трех внутренних волн коэффициенты ап и вп были на порядок боль­
ш е коэффициентов / „ и g n, для четвертой. в;олны эти коэффициенты
оказались одного порядка, но тож е не совпадали. Поэтому ни одну
из четырех внутренних волн нельзя отнести к чисто прогрессивным
йолнам, все они имеют более сложный характер колебаний.
Итак, проведенный расчет и анализ позволили впервые дать всесто­
роннюю характеристику внутренних волн и внутриволновых течений
в океане, на примере использованной гидрологической Станции. На осно­
вании полученных характеристик можно считать, что внутренние волны
и внутриволновые течения имеют большое значение в.формировании вер­
тикальной и горизонтальной циркуляции, вод.
46
Несомненно, проведенный расчет подтверж дает целесообразность
применения метода Ф ьельдстада к расчету внутренних волн и внутри­
волновых течений в океане.
■
t " :
К сожалению, в настоящее время для многих районов океана не
имеется достаточного количества наблюдений, чтобы успешно применять
метод Ф ьельдстада. Более того, представляется, что в ближайшее время
постановка таких наблюдений в широком масш табе не осуществима. П о­
этому наряду с проведением соответствующих наблюдений необходимо
найти возможности использования имеющихся наблюдений:
1) средн'емноголетний ’плотности или 2) станций с малым числом
горизонтов, на которых проводились наблюдения над внутренними вол­
нами или внутриволновыми течениями. При этом точность расчетных х а ­
рактеристик внутренних волн несколько снижается. Однако знание внут­
ренних волн настолько необходимо, что д аж е предварительные сведения
о них представляю т интерес. С этой целью на материале той ж е станции
было проведено три опытных расчета внутриволновых полусуточных т е ­
чений (табл. 8).
%
,
Таблица 8
Полусуточная волна 9— 15 сентября
Амплитуда, см /сек .
.
О
)
результаты
опытных расчетов
Н, м ю =t w
*D S
я S « первого| второго
третьего
50
12,5
9,9
75
10,0
100
8,0
400
8.7
500
750- ' 10,3
1000
8.8
8,2
6,6
, 7;6
8,1
7.0
9.0
7,6
'
'
9.4
7.4
7,8 *
3.6 Y
4.1
7.1
7.6
6,9
4,6
6,1
3,0
2,0.
3,2
5,8
Фаза, град’.
результаты
опытных расчетов
1S
ес -2 S
третьего
второго
X 65' 55 первого
194
293
230
180
245
99
170
199
247
262
287
267
119
97
-179
232
264
213
261
155
145
204
261
290
274
240
143
106
,
П реж де всего был решен вопрос о минимальном количестве наблю­
дений, которые необходимо использовать в расчете. Обратимся к рис. 4.
И сходя из синусоидального изменения амплитуд и фаз внутренних волн
•и внутриволновых течений .с глубиной, можно указать, что; как минимум,
достаточно иметь наблю дения на двух горизонтах, для которых харак­
терны экстремальные значения амплитуд и фаз. Этими горизонтами я в ­
ляю тся глубина залегания середины слоя «скачка» и глубйна залегания
середины промежуточного слоя (слоя, расположенного между слоями
«скачка»). Располагая такими наблюдениями, можно схематично воспро­
извести синусоиды, характеризующие вертикальные изменения амплитуд
и ф аз. Снимая значения амплитуд и фаз с этих синусоид, можно допол­
нить наблюдения, которые используются при решении системы уравне­
ний (2). В результате получим более достоверное изменение амплитуд
и ф аз с глубиной, чем по1предварительно построенным синусоидам.
1
Нами был проведен такой расчет. В первом опытном расчете- при.
решении системы уравнений (2) в правую часть уравнений были за ­
даны внутриволновые течения, полученные по н аб лю д ен и ям и проме­
жуточном слое и в слое „скачка11. В левую часть уравнений были
заданы ип, вычисленные по средней плотности за период ,9 — ^ с е н ­
тября.
.
'
Н еобходимо было выяснить такж е возможность использования
среднемноголетней плотности: Во втором опытном расчете при реш е­
нии системы уравнений (2) для 9 — 15 сентября в левую часть урав­
нений задавались ап, вычисленные не по средней шщтности за указан47
' ный период, а по среднемноголетней плотности. Среднемноголетние
данные по плотности были взяты из монографии по Атлантическому
океану [17]. В правую часть уравнений были заданы наблюденные
внутриволновые течения (на семи горизонтах).
. Оба расчета да!ли удовлетворительные результаты. Это позволило
провести третий расчет. В этом расчете использовались ип, вычислен­
ные по среднемноголетней плотности;, и наблю денное. течение на двух
горизонтах^ Поскольку по второму и третьему расчетам получены
среднемноголетние внутриволновые течения, то результаты этих рас­
четов отличаются от наблюденных течений за период 9 —15 сентября.
Расчетная скорость течения получилась на некоторых горизонтах
в два раза меньше наблюденной скорости. Однако закономерности
вертикальных изменений амплитуд и фаз этих тече«ий совпадают.
.Поэтому можно отметить, что среднемноголетние характеристики
внутриволновых течений могут быть использованы как предваритель­
ные характеристики таких течений в конкретные дни.
У кажем еще на некоторые возможности наиболее шкрокого испбль-.
зования метода Фьельдстада. »
Теория метода позволяет по скорости внутриволнового течения
определить амплитуду внутренней волны:
Однако необходимо отметить, что при вычислении по этой формуле
возникают трудности ,и]эи определении с — скорости распространения
внутренней волны, так как эта скорость периодически изменяется- в з а ­
висимости от проходимого волной расстояния [8]. Вапняр указывает,
что максимальное значение скорости распространения гребня внутрен­
ней волны составляет приблизительно 0,4 от скорости первой' «элемен­
тарной» волны, а минимальное 0,25., В наших исследованиях удовлет-.
верительные результаты расчета максимальной амплитуды, внутренней
волны по формуле (3) получились при с = 0,15Cj.
-О т внутриволновых течений можно еще перейти к характеристи­
кам внутренних волн с пом-ощью коэффициентов / и £ системы уравне­
ний (2). К ак уже отмечалось, в случае поступательной волны коэффи­
циенты а и Ъ должны равняться коэффициентам f и g.. В случае более
сложной волны эти коэффициенты не совпадают.
Разум еется можно решать и обратную задачу — по характеристи­
кам внутренних волн определять элементы внутриволновых течений.
И наконец, если наблюдения полностью отсутствуют и поэтому пе­
реход от относительных величии к абсолютным величинам невозможен,
то целесообразно воспользоваться расчетом и в относительных величи­
нах. По этим величинам можно провести качественный анализ прост­
ранственной и временной изменчивости внутренних волн и внутривол„новых течений, но не иначе, как рассм атривая не отдельные внутрен­
ние волны, а суммарную волну. Значения w и и (в относительных вели­
чинах) для чтой волны получаются при алгебраическом сложении ан а­
логичных величин, полученных по расчету для отдельных внутренних
волн.
В заключение остановимся на вопросе,' который невольно может
возникнуть. В данной работе рассматривались только внутренние, при­
ливные волны. Однако, как показал спектральный анализ внутренних
волн [9— 11], кроме приливных периодов среди преобладающих перио­
дов имеются еще инерционные. Какова возможность расчета внутрен­
них волн этих периодов? Краус в .теоретической работе [7] указыва'
48
■
-
,
ет, что для определения как приливных, так й инерционных колебаний
используется уравнение Фьельдстада. Различие в решении задач со­
стоит только в том, что в первом случае постоянным считается период'
возбуждаю щ ей силы, во втором — длина волны возбуждающ ей силы.
ЛИТЕРАТУРА
1. Е. F j e l d s t a d . Interne wellen. Geofysisk Publikasjoner, Vol. X, No 6, Oslo, 1933. '
2. E. F j e l d s t a d . Observations, ot internal tidal waves. Q ravety Waves, National
Bureau of Standards Circular 521, November 28, 1952.
3. E. F j e l d s t a d . Internal w ares of tidal oriqin P art I Fheory and: analysis of
observations. Geofysiske Publikasjoner Geophysica Norvegica. . Vol. XXV, No 5,
Oslo, 1964.
'
4. L. L e k . The Snellis-Expedition in the eastern part of the netherlands East-Indies 1929^—1930. Vol. 11, Oceanographic results, .port 3, Die ergebnisse der strom —
und serienmessurigen, *1938.
,
5. E. H. Д в о р к и н . К методике расчета внутренних приливных волн. Тр. ААНИИ,
т. 254, вып. 2, 1963.
6. Д . У. В а п н я р, В. Ф\ Ш а п к и на . О расчете элементов внутренних приливных
волн и связанных с ними периодических колебаний температуры воды. «Океано­
логия», т. III, вып. 5, 1963.
7. Д. У. В а п н я р , В. В. П о к у д о в . Опыт расчета элементов приливных внут­
ренних волн с помощью наблюдений над течениями. Тр. Дальневост. научно-ис­
следовательского гидрометеорологического ин-та, вып. 17, 1964.
8. Д. У. - В а п н я р . Теоретическая модель и физическая структура:приливных внут­
ренних волн. Тр. Морского гидрофиз. ин-та АН УССР, т. XXXI, Киев, 1964.
9. Н. Т. Г л и н с к и й . Спектральный метод исследования внутренних волн. «Океа- •
нологическйе исследования», X раздел-программы МГГ, № 13, М., изд. «Наука», .
1965.
v
.
.
.
10. Р. В. О з м и д о в , А. Д. Я м п о л ь с к и й . Некоторые статистические характе­
ристики колебаний скорости и плотности в океане. Изв. АН СССР, № 6, 1965.
11. Л. И. Б о р и с . Сравнительная оценка спектрального анализа и методов Фуриха
‘и Шустера применительно к океанологическим рядам. Тр. ЛГМИ, вып. 24, 19Й7.
12. Л. И- Б о р и с . Расчет полусуточных приливов и приливо-отливных течений Се­
верной Атлантики. Тр. ЛГМИ, вып. 10, 1961.
13. Л. И. Б о р и с . Расчет суточный приливов и приливных течений Северной Атлан■*
тики. Тр. ЛГМИ, вып. 16, 1962. ’
.
14. В. А. К о р о б о в а . Расчет вертикальной составляющей скорости градиентно-конвекционного течения в Северной Атлантике по методу Хидака. Тр. ЛГМИ,
вып. 24, 1967.
15 П. С. З е м ц о в , Б, А. К а г а н . О расчете вертикальной составляющей скорости
чисто дрейфового течения в слое трения океана. Тр .ЛГМИ, вып. 24, 1967. ,
16. Основные черты гиДрологии Атлантического океана, под ред. А. М. Муромцева,
М., Гидрометеоиздат, 1963.
1
17. В. К р а у с с. Теория внутренних, сокодебательных волн. Внутренние волны. Сб.
переводов, М., изд. «Мир», 1964.
/
РАСЧЕТ ПРИЛИВНЫХ ЯВЛЕНИЙ В МОРЕ
С УЧЕТОМ ГОРИЗОНТАЛЬНОГО ТУРБУЛЕНТНОГО ТРЕНИЯ
Б. А. Каган, А. В. Некрасов, Р. Э. Тацсалу
В работах [1, 2] было показано, что расчет приливных явлений
в море произвольных очертаний и перемёкной глубины с учетом гори­
зонтального турбулентного трения сводится к численному решению
следующих уравнений в частных производных:
для комплексной амплитуды колебаний уровня | —
4t '
(2А а + ig H ) 2t _i_ Л
p
A . (Aa + i g h ) 4
' А (Ая + igH)
v
= - — i f ____[ ( > _ 1 ) (*ii*1 + дЛ * V , L j a и ) +
Aa + ig H
A J \ d x dx.
и для комплексных
Oy dy > '
А Л
-'
'
+ (2y#V + V2^ ) V 2^] . \
амплитуд составляющих скорости и
A\j2tiH — ouH = g H f x — I v H ;
' ' ' ■;
(!)
и v—
(2)
»
A t f v H — bv H = g H 2^- + luH,
(3)
где A — коэффициент горизонтального турбулентного о б м е н а ;/ — пара­
метр Кориолиса; / / - —глубина; о — угловая скорость приливной волны;
g — ускорение силы тяж ести; у — плоский оператор Гамильтона; у2—
оператор Лапласа; у4— бигармонический оператор; J ( l , H ) — якобиан;
§ = р + га; р — коэффициент трения.
Н а контуре Г, ограничивающем исследуемую область моря Р,
уравнение ( 1) должно удовлетворять следующим граничным условиям:
:
r 2fc —
^
P e r : 1= ъ( Р) ,
g~
( дН dj
дн dt \
’ г'Аа.—: g H \ д х
дх ^
ду
■ (4)
/Г.ч
ду ) ’
причем если часть контура представляет собой жидкую' границу, то
условие (5) должно замениться заданием составляющих градиента
уровня:
■ £ ; - & « = * < » > .
.
'
'•
(6)
По заданным градиентам уровня (6) с помощью обычных фор­
мул [3], не учитывающих влияния горизонтального обмена, рассчиты50
ваю тся компоненты скорости на жидкой границе, отделяющей область
моря от океана. Н а твердой береговой черте вследствие прилипания
скорость прщшвного течения обращ ается в нуль. Эти условия дляуниверсальности записываются в виде:
'
Я б г :■ Щ ч>= *1иг(Р),
'
(7)
где
= ч|52 = 0 на твердой части контура. Они принимаются в качестве
граничных условий при решении уравнений (2) — (3).
Рис. 1. Котидальные линии и изоамплитуды составляющей М 9
в (Желтом море.
Целью настоящей работы является проверка возможностей опи­
санного выше метода. В качестве объекта испытаний выберем Ж елтое
море. Это позволит нам не только испытать метод на примере такого
сложного по очертаниям берегов и распределению глубин бассейна,
каким является Ж елтое море, но и 'даст возможность одновременно
51
сопоставлять результаты расчета/полученны е при учете горизонталь­
ного турбулентного трения, с расчетом, не учитывающим его [4].
Предварительные испытания, этого метода [5], в которых вместо
условия (5) на твердой границе привлекалось условие (6), показали,
что оптимальной величиной коэффициента горизонтальной турбулент­
ной вязкости для Ж елтого моря является А — 5 • 108 см2/сек. Восполь-
танных с учетом (сплошные стрелки) и без учета (пунктирные
,
стрелки) горизонтального турбулентного трения.
I
I
зуемся найденной в [5] величиной коэффициента А й приведенной там
ж е сетчатой областью, апроксимирующей акваторию Ж елтого моря,
для решения системы уравнений ( 1) — (3), которая долж на удовлетво­
рять граничным условиям ( 4 ) —'( 7 ).
Результаты расчета, выполненного'на ЭВМ «Урал-4», представле­
ны на рис. 1—4.
,
Н а рис. 1 изображ ена карта изоамплитуд и котидальных линий
для составляющей М 2, рассчитанная с учетом горизонтального турбу­
лентного трения. Сопоставление амплитуд и фаз, вычисленных с'учетом
(сплошные стрелки) и без учета (пунктирные стрелки) бокового обмена
приведено на рис. 2. Н а этом рисунке длина стрелок пропорциональна
52
амплитуде; а направление характеризует фазу приливных колебаний
уровня. К ак видно, учет горизонтального трения наиболее заметным
образом сказался вблизи центров амфидромических систем, что связа­
но с их смещением. Это смещение происходит в сторону северо-восточ­
ного угла моря, где имеет место основное отражение входящей в море
'1 ? 4
122
о \
^
4
6^ 2
o^
6 o^
4 £5 ^ 0
0 2 /4
10 ® 10 8 4 6
0 }
•6
' f
l
0>710
38
8
10
010
v x
36
0M 0
/
01 0
V °
8
0
t
T
1
4 $ 8
6
010
j/ , 8
Ъ 'К
^
6 <
о 0
W
^ Q £О°
,
4
З
6 82
4
4\ ю
2 0
4 ^ L ,o
’ O ']
о ®
6*
\
б
.
6
A
\
3
25
i l l
122
)
6
.
-
s
0
6 I4
f o
iff
4^8
< \° 1 6
s%
I 10k
B f
6 4
36
*
10 о®
t
\
10
1P ^ °
4 2?
°1
0 10
°.e 4
\
■
° 1 ,2
6 »
34
8
'
L
’°^6
V
4 /10
°1
ж4
0 2
2 0
4
i° |6
«
V 2 •
-0
8
”
10 >
4 ^ 8 4 -^
6
6 8
4\ ' g 0
6 .8
У
2
8 10
2 0
4^
6 8 10
1
’ 24
r - 10 o - l
20
8
\
^
° 2
\
а
V
4 ,
Г
I|
8 o r 10
e V io
J
п
38
i2 д
4 /
29
' ф
0 / l 10
2-
^
/
/
I
34
V
10X6 0 4
° %
60 7БСМ/сек
1. 1
4
124
Рис. 3. Эллипсы приливного течения для волны М 9, рассчитанные
с учетом горизонтального турбулентного трения.
приливной волны. Б лагодаря трению смещение сопровождается умень­
шением расстояния между пучностями и узлами. Поскольку при этом
ю ж ная амфидромия смещается больше, то происходит некоторое сбли­
жение амфидромических точек, и амплитуды колебаний уровня в обла­
сти, леж ащ ей меж ду ними, в общем уменьшаются. В южной части моря
это приводит к некоторому росту амплитуд уровня. Увеличение ампли­
туд обнаруж ивается и в северной части моря, где оно, по-видимому,
связано с тем, что при учете бокового обмена влияние граничных усло53
вий (в данном случае— больших амплитуд) распространяется дальше
от берега.
Что касается изменения фаз, вызванного учетом горизонтального
трения, то наибольшее изменение имеет место такж е в районах центров
ч
Рис. 4. Сравнение эллипсов течения для волны М 9, рассчитанных \ .
с учетом (сплошные кривые) и без учета (пунктирные кривые)
горизонталного турбулентного трения.
амфидромических систем. В пределах моря выделяются зоны опереже­
ния (центральная часть моря) и зап азд ы ван и я. (прибрежные районы)
относительно фаз, найденных без учета бокового обмена.
Переходя к рассмотрению течений (рис. 3), отметим, что введение
в расчет горизонтального трения в общем должно вызвать уменьшение
их скорЬстей. Учет бокового обмена действительно привел к уменьше­
нию средней по всему морю величины максимального течения. В боль­
шинстве .расчетных точек скорости максимального течения такж е умень­
шились по сравнению с результатами, полученными без учета бокового
54
бмена. При атом уменьшение практически оказалось сосредоточен­
ным в пределах областей, прилежащ их к берегам моря, а в центре моря
имеет место усиление .максимальных скоростей. Последнее обстоятель­
ство можно объяснить увеличением градиентов уровня, связанных со
смещением амфидромических систем.
Сопоставление двух указанных результатов (рис. 4)* показывает,
что эллипсы приливных течений при учете бокового обмена заметнее
всего изменились у. берегов: у юго-западного берега Кореи, в западной
части основного бассейна, а такж е на его северной окраине. При этом
результаты нового расчета представляются более логичными, так как
ориентация эллипсов в прибрежной зоне лучше согласуется с направле­
нием береговой черты.
Сопоставление рассчитанных (с учетом и б ез учета горизонтального трения)
уровня и течений с данными наблюдений
Течения
Уровень
Стан­
ция
А
В
С
без учета
горизонта­
льного тре­
ния
с учетом
горизонта­
льного тре­
ния
наблюд.
И .
g
Я
g
Н
g
65
20
90
303
315
90
75
24
82
307
299
_J57
74
20
83
306
291
63
без учета
горизонта­
льного тре­
ния ■
V
13
.5 0
12
с учетом
горизонта­
льного тре­
ния
d
V
d
310
345
12
14
52
19
300
■340
25
наблюд.
'
V
9 '
55
18
а
287
327
14
П р и м е ч а н и е . Амплитуды (Н ) в см, .фазы (g ) в градуса», максимальные
скорости (V ) в см/сек, направление течения (d ) в градусах.
Сравнение с данными фактических наблюдений удается осущест­
вить лишь в трех точках открытого моря, где такие наблюдения провойлись. Р езультат сравнения дан, в таблице, в которой приведены такж е
значения, гармонических постоянных уровня и течений, полученные без
чета горизонтального турбулентного трения. Видно, что учет бокового
обмена улучшает соответствие между результатами расчета и данными
наблюдений.
■■ '
,
ЛИТЕРАТУРА
1.-Б. А. К а г а н , А. В. Н е к р а с о в . Об учете горизонтального турбулентного об­
мена при расчетах приливных явлений методом краевых значений. Тр. ЛГМИ,
вып. 20, 1965.
.
1
2. Б. А. К а г а н . К вопросу об учете горизонтального турбулентного обмена при
расчете приливных колебаний уровня методом краевых значений. «Океаноло­
гия», № 3, 1966.
3. W. H a n s e n . Gezeiten und Gezeitenstrome der habtagigen Hauptm ondtide M2
in der Nordsee. Deutsche Nydrographische Zt. Erganzunsiceft I, 1952.
4. Л. И. Б о р и с. Расчет приливов и приливо-отливных течений Желтого моря. Тр.
ЛГМИ, вып. 7, 1958.
4
5. Б. А. К а г а н , А. В. Н е к р а с о в , Р .Э . Т а м с а л у . О влиянии горизонтального
турбулентного трения на приливные колебания уровня моря. Изв. АН СССР,
«Физика атмосферы и океана», вып. 2, 1966.
■/
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ СООТНОШЕНИЙ
МЕЖДУ УРОВНЕМ И ЕГО НАКЛОНОМ
ПРИ АНАЛИЗЕ ПРИЛИВНЫХ КОЛЕБАНИЙ
А. В. Некрасов
,
'Интерференция приливных волн, проникающих в море через про■ ливы с различных сторон, а такж е многочисленных прямых и отраж ен­
ных волн приводит к образованию систем прогрессивно-стоячих коле­
баний. В окраинных морях, где собственный прилив мал, ■комбинации
таких систем обычно определяют наблюдаемую картину прилива.
При исследовании механизма формирования приливных явлений
в конкретном море требуется проследить различные этапы процесса
распространения и трансформации исходных приливных волн, интер­
ферирующих друг с другом. Д ля этого надо иметь возможность опреv--делить характеристики исходных волн на основании картины фактиче­
ского прилива. Эта задача обычно решается с помощью одного из ме­
тодов кинематического анализа приливов— метода орбит [1, 2]. Ампли­
туды встречных прогрессивных волн, слагающих прогрессивно-стоячее
колебание, а такж е поступательная и -стоячая доли этого колебания оп­
ределяются путем совместного анализа горизонтальных и вертикаль­
ных смещений частиц воды, для чего необходимо иметь данные о при­
ливных колебаниях уровня и приливны! течениях. Последнее требова­
ние несколько ограничивает применимость метода,, потому что, в то
.время как сведения, о колебаниях уровня в виде приливных карт
имеются для целого ряда морей, покрывая всю или большую часть их
акватории, аналогичные данные о приливных течениях существуют
лишь для сравнительно небольшого числа районов.
' Однако разложение суммарного прогреСсивно-стоячего колебания
на исходные встречные прогрессивные волны можно осуществить без
анализа горизонтальных , смещений. Д ля этого достаточно рассмотреть
сочетание вертикальных колебаний уровня и наклонов поверхности
моря в определенной точке. Рассмотрим интерференцию двух встреч­
ных плоских синусоидальных волн, отношение амплитуд которых
равно п и которые встречаются в одинаковой ф азе в точке х = 0:
'Чу — А ■ COS (at — k x ) \
У\п = пА ■ C O s ( a t + k x).
(1)
Здесь а = -у- — угловая- частота приливного колебания, а k = ^ = ~ —
волновое число. Результатом интерференции будет прогрессивно-сто­
ячее колебание:
4- ■
■
=
56
= А (1 А- п) cos k x cos at - f A ( 1 — n) sin k x sin at.
(2)
Амплитуда rjo и ф аза <р этого колебания зависят от п, k и х:
■>j0 =
А.У 1 + 2п. соз 2k x .4- n f -
ер = arc tg [■] ^ " tg ft*] .
(3)
Продольный мгновенный градиент уровня в суммарном колебании
будет:
.
' ■/
.
= г { = ~ kA (\ + п) sin k x cos at ^ kА { \ — n ) d o s k x sin at.
(4)
Если обозначить амплитуду и фазу продольного градиента-через % ' 'и
то будем иметь:
"
Vo — k A y i ^ 2'п cos 2/гх + п[ \
. Тогда '
•
М — У'0
■
' Av)0 —
.
,
ф == arc tg [ - y = ^ ctg ^ l
;
1 .
уf _' " \ —+ 2и^ n ccoso s 22kkxx ++ n 2,■_>
1
.
(5)
,
'
ЛО'
2л sin '2кх \
Д = ф - ср = arc c t g ^-------ргттр— ) •
Таким образом, в каж дой точке нормирование по волновому числу
отношение амплитуд М и разность фаз Д колебаний уровня и наклона
поверхности моря определяются отношением., амплитуд п и разностью
ф а з. 2kx исходных встречных-прогрессивных волн в той ж е точке. Эту
зависимость можно выразить графически (рис. 1).
Этот рисунок может служить для быстрого определения -величин
п и 2kx по величинам М и Л*. ВдоЛь оси абсцисс отложены величины
М (для значений М > 1 использована логарифмическая ш кала), а
вдоль ос>р ординат — величины Д. Лучеобразные линии, исходящие из
центра графика, соответствуют фиксированным, значениям 2 k x (от О
^ до 720°) s а'концентрические замкнутые линии — фиксированным зна­
чениям п (от 0 до 1,0).
И з полученных выше соотношений следует, что п < 1 , если ось х
' направлена по ходу большей из двух встречных волн, и тогда величина
А долж на находиться в пределах 0— 180°. Если ж е начинает преобла­
д а т ь волна, распространяю щ аяся •'в сторону отрицательных х / ( п > 1) ,
то величина Ai оказы вается'в интервале 180—360°. Чтобы использовать
граф ик и в этом случае, достаточно мысленно сменить направление
оси х на/обратное — тогда ф аза продольного градиента ф изменится на'
180°, величина А вновь окаж ется в пределах 0— 180°, а величина п —
в пределах 0,0— 1,0.
График отражает ряд известных правил. В случае чисто й' прогрес­
сивной волны (п = 0) отношение амплитуд \ : т]0 равно '& (Ж = = 1),
а разность ф аз А равна ± 90°, т. е. продольный наклон уровня дости­
гает максимальной величины в момент среднего уровня (до или после
полной воды, в зависимости от направления оси х ) . Этому случаю со- .
ответствует центральная точка на графике. Края графика (п — I ) 1 со­
ответствуют случаю чистой стоячей волны, в которой соотношение'
амплитуд
: т)0 меняется от 0 'до с о , а величина Д принимает значе­
ние либо 0°, либо 180° в зависимости от разности фаз встречных волн
2kx. Вся остальная часть поля графика соответствует прогрессивно­
стоячим волнам, в которых больш ая из слагающих прогрессивных
волн направлена в сторону положительных х . Последнее условие, как
уж е указывалось, легко удовлетворяется надлежащим выбором направ­
ления координатной оси.
57
0,0 0,1 о
е,0 iOjl
20,0 ч
............“!-- Ч----- г—ч-Г
0,3 0 ,3
С^4 0,6
0,6
0,7
0^8 0,9
1,0
1JS
2О
3,0
4,0'
6.0
8.0 10,0
20,0
Рис. 1. График для определения соотношения амплитуд и разности фаз встречных прогрессивных волн.
■
к»
П осле того, как п и 2 k x найдены, с помощью формул (3) можно
получить амплитуды- встречных воЛн А и пА. Кроме того, можно вы­
числить соотношение стоячей и поступательной долей суммарного ко­
л е б а н и я (т ), процентное содержание стоячей (s) и поступательной
(р) волн в суммарном колебании, а такж е амплитуды стоячей и по­
ступательной составляющих (A's и Ар) по формулам:
т ~
2п
1— п ’
S~
2п
1+ п ’
Р
1— п
1+ п ’
.
(7 )
A s = 2 п А cos k x \ Ар — А (1 — п).
■Таким образом, все необходимые для анализа величины могут
быть получены с обычной приливной карты. Несколько неопределен­
ным остается выбор направления горизонтальных градиентов уровня,
так ь - к направление распространения исходных волн иногда можно
зад ать лишь ориентировочно. Задача упрощается в бассейнах вытяну­
той формы, где распространение приливных волн происходит обычно
в продольном направлении. В этом случае уменьшаются такж е иска1жения, связанные с колебаниями, происходящими под углом к основ­
ному. Р яд точек следует расположись вдоль продольной оси бассейна
с таким расчетом, чтобы амплитуды исходных волн й волнов.ое число
могли считаться постоянными и равными своей средней величине в- пре­
делах'расчетной ячейки, т. е. чтобы ширина и глубина бассейна в пре­
делах этой ячейки изменялись незначительно.
Изложенный способ применен для анализа структуры1 полусуточ­
ных приливных колебаний (о = 1,4052 • 1 0 ~ 4 с е к " 1) в районе ЛаМанша и примыкающей к нему с севера части Северного моря (Хофден). Выбор объекта определился подходящ ей вытянутой формой все­
го пролива, а такж е надежностью и подробностью сущ ествую щ их для
него приливных карт.- Кроме того, структура полусуточных колебаний
здесь была исследована В. В. Тимоновым [2], и, таким образом, име-.
ется возможность для сопоставления результатов. В качестве исход­
ного материала испо'льзованы данные одного «из последних приливных
атласов этого района [3]. На рис. 2 приведена соответствую щ ая при­
ливная карта, на которой оцифровка котидалей дана в солнечных ча­
сах относительно момента кульминации Луны на меридиане Гринвича,
а оциф ровка линий равной величины прилива дана в метрах для ус­
ловий среднего сизигийного прилива. В дальнейших ^вычислениях мы
будем пользоваться ам п ли т у д ой приливного колебания (максималь­
ным отклонением уровня от среднего положения).
На этом же рисунке показана лийия расчетных точек, располо­
ж енны х через 15 миль друг за другом. Линия проведена примерно
посреди пролива, чтобы по возможности избежать искажаю щ его вли­
яния силы Кориолиса на исходные данные. Д ля каждой расчетной
точки с карты были сняты деличины, амплитуды и фазы приливного
колебания (vj0 и <р), с помощью которых затем были вычислены и,про­
дольны е уклоны. Д ля п -й точки наклон определялся как разность
уровней в (ft -J- 1 )-й и ( я — 1)-й точках, отнесенная к двойному рас­
стоянию м еж ду точками (30 миль). Определив эти величины в два
момента, отстоящ ие друг от друга на четверть периода колебания,
мож но вычислить амплитуду
и фазу ф продольного градиента
уровня. Необходимая для расчета волнового числа глубина места h
определялась в каждой точке как средняя глубина проходящ его через
данную точку поперечного сечения пролива. Д л я построения про­
филей поперечных сечений были использованы карты первого тома
М орского Атласа.
95
Рис. 2. Карта полусуточного прилива Ла-Манша и Хофдена (по Загеру). Показана
1 — котидали; 2 — линии равной величины прилива; 3 — расчетные точки.
линия расчетных
.П осле этого уж е легко найти величины М и Д и нанести соответ­
ствующ ие точки на график (рис. 1).' П олученная в поле графика кривай довольно' наглядно характеризует свойства приливных колебаний
вдоль осевой линии Ла-М анш а и Хофдена. Хорошо видны, например,
участки преобладания поступательной (приближение кривой к центру)
и стоячей (отход к периферии), составляющих. Снятые с' кривой зна­
чения п и 2 k x дают возможность с помощью выражения (3) вычис­
лить амплитуды встречных прогрессйвных волн А и пА в каждой
точке, а с помощью выражений (7) — величины /га, s, р , A s и Ар.
Все эти величины приведены в табл. 1, а на рис. 3 распределение
большинства из них вдоль оси пролива представлено графически. Кри­
Номер
точки
k ■ 10’
см ~ х
1
0,455
2
0,470
3
0,485
. 4
0 500'
0,532
! ' 5
6
0.600
7 - 0,606
8
0,615
9
0,527
10
0,627
11
0,627
0,655
12
13
0,685
0,690
14
15
0,699
16
0,730
0,60
17
18
0,790
0,817
19
0,8 0
20
21 :
0,976
0,990
,22
1,003
23
24
0,850
25
0,760
0,8 8
26
27
0,937
28
. 0,900
29
0,895
п
0,41
0,25
0,10
0,08
0,07
0,07
0,20
0,29
.0,34 .
0,40
0,41
0,45
0,45
0,44
0,62
0,81
0,73
0,63
0,52"
0,41
0,41
0,62
0,74
0,83
0,85 '
С,92
0,97
0,98
0,88
(1Л4)
!2 k x , . А,
град.
см
пА,
см-
<
182
14
405
406
52
210448.
6
255
457
21
260
18
420
264
20
302
264
53
, 265
265
260
^0242
234
2Ь4
85
202 ' 288
ii5
190
283 . 116
131
181
290
160
131
292
127
116
2 о5
82
128
206
67
156
192
'46
152
208
13'
13
216
695 . 235
122
65.
1(8
263
648
93
226
108
6 0
.1 5
631 • 148
110
103
614
124
97
82
о07
59/
50
54
72
74
520
4 8'
57
56
52
2 /2
53
т
S, % Р, % A s, см
1,39 '
58
0,67
40
18
0.22
0,17. ‘ 15
0,15
13
0,16
140,50
33
0,82
45
1,03
51
1,33
57
1,39
58
1,64
62
1,64
6
1,57
61
3,26
76
8,53
89
•с,40
84
3,40
77
2,16
68
58
1,39
1,39
.58
3,23
77
5,69
85,
9,76 1 91
11,392
23,00
96
64,70
99
98,00
99
14,00
93
138
42
60
96
36
82
85
32
32
87
86
35
72
67
90
55
78
49
44
43
42
20
38
0
38
46
39
102
24 , 192
'11
258
279
, 16
23
270
32
239
42
г; 8
42
150
178
23
15
158
9
124
8
95
4
47
■1
■25,
1
49
7
66
Ар , см
108
158
230
' 239
246
244212
171*
167
ПЗ
167
160
160
148
,
78
36
■56
80
113
155 "
134
66 ~
38
21
14
4
2
Ъ
6
'\
вая величины 2 kx, показанная на рис. -За, сразу же позволяет найти
места пучностей (2kx = r i ' 2 n , где п — целое число) и узлов (2kx = п п )
стоячей доли суммарного колебания. Э ти'м еста обозначены на рисунке
буквами П и У, соответственно. С узлом, расположенным в северной
части Хофдена, связана находящ аяся та-м амфидромическая система.
Второй узел леж ит южнее о-ва Уайт — на приливной карте здесь отме:
чается заметное, сгущение котидальных линий. Одна из пучностей н а­
ходится непосредственно к западу от П а-де-Кале, а вторая — посреди
широкой западной части Л а-М анш а.
Рассмотрим распределение остальных вычисленных величин вдоль
всего бассейна от Северного моря до Атлантики. В пределах Хофдена
встречные прогрессивные волны невелики и почти равны по амплитуде,
и суммарное колебание близко к стоячему — амплитуда последнего
здесь всюду, кроме, зоны узла, значительно превосходит амплитуду
поступательной составляющей (рис. 36). Д о л я стоячего колебания
в Хофдене, начиная с точки 23, превышает 85%, достигая 100% перед
последней расчетной точкой (рис. Зе), где амплитуды встречных прог­
рессивных волн равны. На самом выходе из Хофдена расчет дает пре­
обладание волны, идущей со стороны Северного моря. Во всей осталь-
Рис. 3. Распределение характеристик встречных волн, а также поступательной и стоячей
составляющих, образующих фактическое колебание, вдоль оси Ла-М анша и Хофдена.
ной части Хофдена, как и в П а-де-К але и во всем Л а-М анш е, преобла­
дающей является прогрессивная волна, распространяю щ аяся со сто­
роны Атлантики.
1
'
В районе П а-де-К але происходит относительное увеличение доли
поступательной составляющей (до 42%)*. Из рис. З а видно, что это
обусловлено главным образом ростом амплитуды прогрессивной волны,
идущей со стороны Атлантики. .Однако, как по амплитуде, так и по
вкладу в суммарное колебание, стоячая составляю щ ая остается преоб­
ладаю щ ей и здесь, хотя и не намного.
#
62
."
-
.
‘ .
Сближение амплитуд встречных прогрессивных волн и соответст­
вующее возрастание стоячей доли (до 90% ) отмечается в восточной,
•более узкой части Л а-М анш а (точки /5 — 17), примерно посредине
меж ду пучностью у П а-де-Кале и узлом у о-ва Уайт. Здесь же, между
пучностью и местомг наибольшего возрастания стоячей доли, имеет место
максим альная амплитуда стоячей составляющей, равная почти 280 см.
Д ал ее к западу амплйтуда стоячей составляющей резко падает и за ­
паднее точки 14 уже нигде не превосходит амплитуду поступательной
составляющей. Однако вклад стоячей составляющей в суммарное ко­
лебание остается преобладающим вплоть до точки 9. В частности,
в районе узла у о-ва Уайт он составляет около 60%.
Единственный район решительного преобладания поступательной
составляющей — это западная широкая часть Ла-М анш а, причем осо­
бенно резко оно выражено от точки 3 до точки 6 (80—90 %). На рис. 3 а
видно, что'это происходит почти исключительно за счет резкого падения
на этом участке амплитуды волны, распространяющейся на запад.
В результате, д аж е в районе расположенной здесь пучности стоячей со-,
ставляющей амплитуда стоячего колебания приблизительно в 4—5 раз
меньше амплитуды поступательной составляющей. V
Роль стоячей доли .вновь повышается у самого западного входа
в ЛатМ анш, а перед входом в него со стороны Атлантики, в точке 1, эта
доля' снова составляет больше половины от суммарного колебания, при­
чем аналогичное преобладание имеет место и в амплитудах. Рис. 3 а
показывает, что это происходит за счет как цадения амплитуды волны,
идущей на восток, и, так и роста встречной волны.
Описанные выше основные черты структуры продольных полусуточ­
ных приливных колебаний в Ла-М анше, П а-де-К але и Хофдене исклю­
чительно хорошо согласуются с результатами, полученными В. В. Тимоновым [2] с помощью метода орбит. Поскольку изложенный здесь
способ не требует сведений о приливных течениях, распределение раз­
личных составляющих суммарного колебания в нашем случае удается
рассчитать несколько более подробно. В то ж е время согласие между
обоими результатами укрепляет уверенность в их правильности.
В этой работе не предполагалось рассм атривать сам процесс фор­
мирования полусуточных приливов в Л а-М анш е и Хофдене. Д л я этого
района имеется целый ряд исследований такого1 характера, например
[4] или [2], а такж е и другие. Можно только отметить, что все главные
особенности полусуточных приливов здесь в конечном счете опреде­
ляются, безусловно, взаимодействием встречных приливных волн, про. никающих сюда из Атлантики и Северного .моря, с учетом их много­
кратного частичного отражения при наличии гасящего эффекта трения.
При этом йекоторые из наблю даемых особенностей имеют вполне на­
дежное качественное объяснение, причины ж е других (например, рез­
кого падения в западной части Л а-М анш а амплитуды волны, распро­
страняющейся чна запад) менее очевидны. Поэтому для получения более
законченного представления о процессе формирования приливных явле­
ний, Л а-М анш а и Хофдена некоторые вопросы требуют, по-видимому,
специального рассмотрения.
ЛИТЕРАТУРА
1. Ю. М. К р ы л о в . Орбиты водных частиц в прогрессивно-стоячей волне на при­
мере горла Белого моря. «Метеорология и гидрология», № 2, 1946.
2. В. В. Т и м о н о в. О кинематическом анализе приливов. Тр. ГОИН, вып. 37, 1959.
3,. G. S a g e r . Atlas der,Elemente des Tidenhubs und der Gezeitenstrome fur die
Nordsee, den Kanal und die Irische See. Rostok, 1963.
I
4. С. В o r g e n . Ueber die Gezeitenerscheinungen in dem Englischen Kanal und dem
sudwestlichen Theil der Nordsee. Annalen der Hydrographie und maritimen Meteorologie, Hefte X — XI, Berlin, 1898.
i
s
ОБ ЭЛЕКТРИЧЕСКОЙ АНАЛОГОВОЙ МОДЕЛИ
ГЛУБИННОЙ ЦИРКУЛЯЦИИ
/
А. Б. М ензин
Производя анализ данных океанографических наблюдений, можно
получить самое общее йредставление о переносе глубинных вод (на­
пример, [1]). Однако эффект горизонтального перемешивания не позво­
ляет получить из этих данных такие элементы, установившейся цирку' ляции, как дограничные течения у западны х берегов и планетарные
круговороты в открытых частях'океана [2]. Н;а помощь приходят гид­
равлические [3] и математические [4] модели, дающие1, несмотря на всю
их условность, интересные, хотя и гипотетические схемы глубинной цир­
куляции.
Имею щ аяся аналогия между уравнениями гидродинамической и
электрической систем дает возможность для создания электрической
аналоговой модели глубинной циркуляции.
Рассмотрим однородный океан постоянной глубины. Л инеаризиро­
ванные уравнения движения в случае установившейся циркуляции при
выполнении условия гидростатики можно представить в виде:
2(o/z (cos 6) v — —
4
7
гг,
а а9-- - —
р
(1)
(2)
л
где и и' v — средние по глубине составляющие скорости, положительные
соответственно на юг и на восток; <р— долгота; 9 — дополнение до ши­
роты;
— смещение свободной поверхности жидкости; h — глубина,
К — коэффициент трения, о дно или о слой жидкости, принятый за не:
подвижный; со — угловая скорость вращения Земли; а — радиус Земли;
ось г направлена вверх.
Уравнение неразрывности записывается как
| i j + lysine s о,
(3 )
где W — поток вертикальной скорости, приходящийся на единицу по­
верхности.
Будем считать, что движение вызывается наличием источников и
стоков, причем такой фактор-движения, как ветер, такж е можно аппрок­
симировать в виде источников и стоков ,[3].
64
Путем несложных преобразований уравнения (1) — (3) сводятся
к одному уравнению эллиптического типа
,
'
1дК , дК -.
1 Ж
дв2 sin 0 dtp
(4)
sin2 0 dtp2
где
-2(0ph sin в
К
ае :
4<»2p2h2 cos2 0 — К2 , 2а>рЛ cos2 0
4ш2р2й2 cos2 0 + К 2 ^
К sin 0 ’
• ,— 2ш2р2Л2 sin 20
4а>2р2Й2 C O S 2 0 + /С2
Q-
й2
11 ЧШ0
in
(7)
■
6
Q
(б).
(6)
Ctg6,
(4и>2р2Л3 cos2 6 + J C 2) IT.
pgft2
-
'
nt '
0
1
II S i n e
nsin0
m
m
Рис.
1
Запиш ем уравнение (4) в конечных разностях. Его конечно-разностная
ф орма для точки 0 (рис. 1) имеет вид
1
га2 sin2 0 1
2п sin 0 (^1 — ^о) +
1
т?
п2 sin 2 0
2п sin
Кз ^ о ) +
| а9
(8 )
а д л я точки 1
1 -
1
fi2 sin2 0 1 2л sin 0 )
+ (/z2sin2 0
2n sin 0 У (C0 - C 0 +
(9)
где я = Дер, «г = Д0.
Теперь обратимся к электрической системе. Сумма сил токов в к а ж ­
дом узле сетки должна быть равна нулю, т. е. для точки 0 (рис. 2)
■V,-V0
,
_ V > ~ v o.
R,
5
З а к . 2429.
,
V4— Vo_
_j_ ^2— V0
• (? —1)
: 0,
( 10)
65
а для точки 1 —
V ,- .Г,
Я<с ( к
+ 1) q
'-Vo- К ,
Л.
,
4-
ve- v l
V... •-
p b{k+\)q
-^е (ft + 1) (9-1)
+ Л =0,
(11)
где V — потенциалы узловых точек модели; R — сопротивления;
/ — токи, подаваемые в узлы сетки.
1
<
Сравнивая уравнение (8) с уравнением ,(10), а (9) — с (11), заме-,
чаем, что в каждом случае сопротивление, R 4kq ; долж но быть пропор­
ционально разным величинам. Выйти из этого положения можно, либо
применяя схемы с двум я катодными повторителями для всех плечей
'сетки [5], но это сильно услож няет модель, либо пересчитывая сопро­
тивления сетки [5[. Последнее предпочтительнее, так как лишь незна­
чительно увеличивает предварительные расчеты.
Умножаём уравнение (8) на коэффициент
• -а<р .
1
2п sin 0
Дг __«2 sin 2 0
-J
1' У
и2 sin2 6
1
( 12)
а? ■
2и sin 0
Теперь оба значения R 9kq не отличаются друг от друга. Это ум нож е­
ние нужно проделать с конечно-разностными выражениями уравнения
(4), составленными для всех узловых точек сетки. ' ;
Если написать конечнофазностное представление уравнения (4) для
точки 4 и сравнить его с (8), то по аналогии с предыдущим легко
66
зам ети ть,'ч то для идентичности сопротивлений по оси 0 необходимо
' умножить уравнения для всех узловых точек еще на величины
J __
N c = ^ -----—
т?
*
'
(13)
2т ,
.П равая часть (4) моделируется пропорциональным ей током, подавае­
мым в узлы сетки.
' '
Таким образом, коэф фициенты' подобия имеют вид:
^
•
( 14)
С- « = ~ Т
<15>
V ■11
г ' = — ------ / r J ------------- = ---------L rJ— _
***
I( «-2 -s 1. 2 л s in grw
.
/_
L ;l !^ l \ К^Я gq. ‘
in 2 0 +
) K ^ 0a
^
(16)
а индикатор подобия —
c
»
,,
Cc ■
" ■- = ! ,
R k4
•
;
(17)
'l:<l
где k и q — обобщенные координаты соответственно по осям ф и 0 .
Сопротивления /? 0 и /^в0 связаны соотношением
1.
Л ,о _
л 60-_
Если коэффициенты
<*„
ти2
2яг
(18)
1
'
“?
п 2 sin2 0 + ;2п sin О
и ад становятся отрицательными, величины
; множителей (12) и (13) меняются на
=
'
{19)
А'о - М Г1,
(20)
а коэффициенты подобия (15) и (16) превращаются в
л / - ',
г-
■
(21)
■
=
-!
I а„------------------------
2n sin 0 ) Л'/?,¥°
«2 sin2 0
7V*
гг дг..
w /ii
I
■
‘в
m2
2m
Ч
(22)
/СД,ео
Вид индикатора подобия остается прежним.
5*
67
Следовательно, электрическая аналоговая модель глубинной цир­
куляций строится на основании выражений (14)—-(18) и (20) — (22).
При этом ^эсобое внимание нужно обращ ать на условие
'
__ 1_____, , а<р__> 0.
.и2 sin2 6
2«si n0
(23)
'
л
/
Невыполнение его приводит к тому, что в схеме появляются отри­
цательные сопротивления.
В качестве граничного условия используется условие непротекания
жидкости через твердую стенку. Полезно такж е учесть гипотезу о на­
личии быстрого и узкого течения у западных берегов.
ЛИТЕРАТУРА
:
,
1. G. W u s t . Strom geschwindigkeiten’ und Strommengen in den Tiefen des Atlantischen Ozeans unter besonderer Berucksichtigung des Tiefen — und Bodenwassers, «Meteor» Exped. 1925—1927, Wiss. Ergebn., Bd. 6, T. 2, Lfg., Gruyter,
Berlin, 1957.
2. Г. С т о м м е л , А. А р о ц с . Абиссальная циркуляция в Мировом океане. II. Идеа­
лизированная модель циркуляции в Мировом океане. «Проблемы океанической
циркуляции». М., Изд. «Мир», 1965.
3. Г. ' . С т о м м е л , А. А р о н с,- А. Ф э л л е р. Некоторые примеры стационарной
океанической циркуляции в зайкнутых бассейнах. Сб. «Проблемы океанической
циркуляции»: М., Изд. «Мир», 1965.
4. Г. С т о м м е л , А. А р о н е . Абиссальная циркуляция в Мировом океане. I. При­
меры стационарной циркуляции на сфере. Сб. «Проблемы океанической цирку­
ляции». М., Изд. «Мир», 1965.
.5. У. К а р п л ю с. Моделирующие устройства для решения задач теории поля. М., 1
ИЛ, 1962.
ФОРМИРОВАНИЕ ПРОЦЕССОВ В РЕАЛЬНЫХ
ОКЕАНАХ И МОРЯХ
ОЧАГИ ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ОКЕАНА И АТМОСФЕРЫ
В. В. 7 имонов
'
Процессы взаимодействия океана и атмосферы имеют в разных
районах океана весьма различную интенсивность. Поля компонент
энерго- и влагообмена через поверхность океана почти всегда- обнарул
живаю т, наряду со значительными инертными или малодеятельными
пространствами, отдельные особо активные области. Они могут быть
названы «очагами взаимодействия океййа и атмосферы». По-видимому,
в* этих очагах происходит решающий обмен энергией между подвиж­
ными оболочками Земли и патому' изменения деятельности очагов
должны быть показательными, а в некоторой мере и определяющими
для крупномасштабных изменений состояния системы океаН — атмосфера,- Следовательно, очаги взаимодействия океана и атмосферы заслух^ивают внимательного изучения, в особенности в интересах разви­
тия 1 путей' долгосрочного предсказания процессов в атмосфере и
в океане.
.. ■
В первую очередь надо выявить расположение очагов и их функции,
а в дальнейшем изучить изменчивость их положения и деятельности. Все
это должно стать основой той «географии и климатологии взаимодей­
ствия океана и атмосферы», без которой немыслимо эффективное при­
кладное использование успехов физики мелко- и крупномасштабного
взаимодействия атмо- и гидросферы [1]. В настоящей статье на примере
Северной Атлантики освещается попытка наметить некоторые конкрет?
ные пути к поставленной цели.
Естественно, прежде всего возникает мысль о картографическом
^выражении суммарного воздействия одной среды на другую, точнее
о картах итогов их взаимодействия, подведенных раздельно для атмо­
сферы и для океана.
В отношении атмосферы эта мысль возвращ ает нас к известным
работам Д ж екобса [2], который уже сделал это, построив 1) карты тепла,
отдаваемого океаном атмосфере, и- 2) карты используемого : атмосферой
тепла океана. Первые из этих карт были им построены путем суммиро­
вания затрат тепла на. испарение с турбулентным теплообменом, а для
построения вторых используемое атмосферой тепло океана принималось
равным сумме турбулентного теплообмена и теплоты конденсации во­
дяного пара, рассчитанной по суммам Осадков.
*
Основное содержание статьи доложено на II Международном океанографи­
ческом Конгрессе (Москва, 1956) на секционном заседании.
69
Рис. 1 и 2 воспроизводят подобные, две карты, построенные нами
для Северной Атлантики тем ж е путем, но по более новым и, видимо,
более детальным средним многолетним данным. Так, величины турбу­
лентного теплообмена и затрат тепла на испарение-снимались в 50 точ­
ках с соответствующих месячных карт Атласа теплового баланса зем­
ного ш ара [3], а суммы осадков — с месячных карт осадков, составлен­
ных J1. А, Ж уковым [4]. Карты строились для каж дого сезона и
за год. Воспроизводятся -только годовые. Все расчеты и построение
кар т выполнил студент Л ГМ И тов. Карауловский.
й
Рис. 1. Схематическая карта средних многолетних, годовых сумм тепла, отдаваемого
1 '.
океаном атмосфере (ккал!см2 в год).
Суммарное тепловое воздействие океана на атмосферу (рис. 1)
обнаруживает в пределах Северной Атлантики действительно разитель­
ные пространственные различия. Д а ж е на неизбежно сглаженной средней
многолетней картине наибольш ая величина 215 ккал1см2 в год, у м . Гатераса, превышает наименьш ую —-47 ккал/см2,в год, перед входом в Бис­
кайский залив — почти в пять раз! Четко обрисовывается оч^г отдачи
тецла, примыкающий между 30 и 40° с. ш. к материку Америки и вытяги­
вающийся наС С В (на рисунке он заш трихован). В пределах этого очага,
занимающего немногим более 10% площади Северной Атлантики, океан
1отдает атмосфере почти четверть тепла, поступающего в атмосферу со
всей акватории Северной Атлантики.
Формирование очага явно связано с большими скоростями ветра и
с распространением поступающего с материка холодного воздуха над
теплыми водами Гольфстрима и Североатлантического течения, непре­
рывно и интенсивно возобновляющего- убыль тепла адвекцией его с юга.
Л етом очага теплоотдачи нет. Вообще ж е пространственные различия
теплоотдачи меж ду западом и востоком сохраняются в этих широтах
Северной Атлантики во все сезоны (табл. 1).
Таблица 1
Крайние значения количества тепла, отдаваемого атмосфере океаном (ш а л / с м 2)
-------------- 1
,-----Сезоны
Максимум — у
, мыса Гатерас
XII—II
III—V
YI—VIII
IX—XI
Год
88,
50,5
19,5
57
215
Минимум — перед
Отношение максиБискайским зали­
, маму к минимуму
вом
5,5
5,3
3,0
3,8
4,6
16.
9,5
6,5
15
47
Н а карте используемого атмосферой тепла (рис. 2) локальные разлйчия его величин еще гораздо резче, чем на только что рассмотренной.
Очаг используемого тёпла, расположенный соответственно распределе­
нию осадков в приэкваториальной зоне, занимает ее всю, от одного м ате­
рика до другого. Главный максимум лежит у берегов Южной Америки —
217 ккал/см 2 в год. Эта величина превышает наинизшую (в зоне мини­
мума у Канарских островов—-21 ккал/см2 в год) в десять раз! Если за
приэкваториальный очаг принять,, область,, ограниченную изолинией
100- ккал/см 2, то окажется, что здесь на одной четверти площади Север­
ной Атлантики атмосфера использует 4 0 % тепла, утилизируемого ею на
всем пространстве Северной части Атлантического океана. Примечатель­
но, что и вне очагов в менее деятельных широтах значительные различия
м еж ду западом и востоком сохраняются. У берега Северной Америки
-и в Девисовом проливе обнаруживаю тся д аж е небольшие очаги.
Некоторое представление о сезонных изменениях локальных разли­
чий процесса дает табл.'2. Количество используемого в очаге тепла боль­
ше всего весной, меньше всего осенью, когда оно уменьшается в 7 раз.
Отношение максимума к минимуму^ тож е очень сильно изменяется —
осенью оно всего около 2,5, а весной более 20!
4
Таблица 2
Крайние значения количества океанского тепла, используемого атмосферой
(ккал/см2)
Максимум — на
5° с. ш. у
Ю. Америки
Сезоны
Минимум — у Ка­
нарских островов
Отношение макси­
мума к минимуму ,
' /
",
XI—III
III—у
VI—VIII
IX - X I
Год
7
44.5
88
71,5
13
217
6,5 .
-4,3
4,7
•- 5,5
21
6,8
20,2
15,2
2,4
10,3
Естественно представило еще интерес сопоставление общей, суммы
тепла, отдаваемого атмосфере- со всей акватории Северной Атлантики
(см. рис. 1) с суммой тепла, используемой атмосферой в ее пределах
(см. рис. 2). Последняя составила около 9 0 % первой.
Попытаемся теперь наметить пути картографического показа и ан а­
лиза того влияния, какое взаимодействие гидро-и атмосферы оказывает
на океан.
Обратимся сначала к тепло-и влагообмену через поверхность океана.
Оба эти процесса изменяют плотность вод его верхнего слоя. Если услов­
но принять толщину этого слоя одинаковой по всей акватории океана
и, вычислить годовые изменения платности вод этого слоя, то характе-
атмосферой теп л а,' поступающего из океана (ккал/см2 в год).
ристика влияния тепло-и влагообмена на этот процесс будет получена
в чистом виде. Это и было сделано. Приняв условно деятельный слой
океана стометровым, по месячным суммам- потерь тепла поверхностью
океана вычислили для тех ж е использованных выше 50 точек изменения
средней , температуры слоя за холодный сезон (сентябрь-февраль). Д а ­
лее, по годовой разности испарения и осадков определили изменение
средней солености слоя, после чего рассчитали итоговое изменение сред­
него удельного объема его вод. Адвекция тепла и солей, естественно, во
внимание не принималась, чтобы не затуш евывать картину влияния теп­
ло-и влагообмена через поверхность океана. Радиационный баланс в
< данном расчете учитывался. Все указанные вычисления были сделаны
студентом Л ГМ И тов. Недогарко.
Полученная в итоге схематическая карта (рис. 3) очень любопытна.
Н а большей части акватории Северной Атлантики тепло-и влагообмен
приводит к увеличению удельного объема вод поверхностного слоя и
только в низких широтах — к уменьшению, у берегов Африки довольно
значительному.
В прилегающей к Америке части океана ярко вырисовывается очаг
72
весьма интенсивного уплотнения вод. Контуры очага (изолиния минус 1)
близки к очертаниям очага отдачи тепла на рис. 1. В ядре очага увели­
чение плотности более чем в 4 раза превосходит среднюю для всей аква­
тории скалярную величину приращения плотности.
Причина пространственного преобладания уплотнения поверхност­
ных вод, равно как и формирования очага этого процесса на западе оке­
ана, понятна. Большую роль играет в этом испарение и, в частности, тем
что оно участвует в увеличении плотности поверхностных вод дважды:
удельного объема деятельного слоя океана ✓
Толщина слоя принята повсеместно, равной 100 м „ перемешивание полным.
через охлаждение и через осолонение (последнее, отметим кстати, следо­
вало бы вводить в расчет конвективного перемешивания).
Рассмотренное воздействие на океан процессов тепло-и влагообмена
через его поверхность оказалось, таким образом, значительным и, что
особенно важ но отметить, горизонтально неоднородным, с четко вы ра­
женным очагом. Но, как и в атмосфере, глайные, следствия тепло-и влагоо£)мена через поверхность океана возникают не там , где влияние этого
обмена максимально, а там, где океан способен глубоко реагировать на
него. Проникновение конвективного перемешивания на большую глубину
становится возможным лиш ь при оптимальном сочетании'достаточной
отдачи тепла и осолонения вод с малой адвекцией тецла и с малой устой­
чивостью тропосферных вод океана. Такие оптимальные "условия слага­
ются лишь к югу и юго-востоку от южной оконечности Гренландии, где
к ак известно, и расположены районы образования глубинных североат­
лантических вод. Опусканию вод здесь способствует и вертикальная
циркуляция, что недавно показала Кузнецова [5]. :
73
Ясно, однако„что в создании здесь условий, благоприятных для глу­
бокого опускания вод, крупная роль все ж е принадлежит выявленному
на рис. 3 очагу уплотнения вод. Его роль можно определить как «заготовку»/вод повышенной плотности, переносимых затем и з'оч ага СевероАтлантическим течением и течением Ирмингера в район, где они смогут
дать потенциальную возможность формирования североатлантической
- по средним многолетним данным (по Л. К- Ж укову).
глубинной водНой массы, а реализуется эта возможность в море Ирмин­
гера и в Девисовом проливе, в 1—2 тысячах километров от очага.
Не останавливаясь на'других следствиях воздействия на океан влаfo -и теплобмена через его поверхность, затронем, хотя бы слегка, воп­
рос о картографическом выражении динамического воздействия атмос­
феры на океан. Этот процесс неоднократно картировался, например
в форме поля тангенциального напряж ения ветра [6]. Не воспроизводя
здесь этих известных карт, естественно тож е выявляющих зоны повышен­
ного и зоны слабого ветрового воздействия, мы приводим на рис. 4 схе­
матическую ‘к арту амплитуд годового хода средней скорости течения в
верхнем 200-метровом слое океана. Эта карта рассчитана J1. А. Ж уковым
и извлечена из составленного им атласа изменений состояния системы
океан-атмосфера в Северной Атлантике [43К арта показывает наибольшую разность ежемесячных средних мно­
голетних скоростей течений. Они представляю т сумму дрейфовой и плотностной .слагающей, но дрейфовая сильно преобладает. Н а карте ясно
определяется обширная зона и очаги значительной межсезонной измен­
чивости скоростей течений. Их расположение, близкое к положению зоны
наибольших скоростей течений, по-видимому, в общем правильно указы ­
вает районы наиболее сильного и эффективного воздействия, атмосферы
на циркуляцию вод верхнего слоя океана, хотя полученная картина этого
воздействия, возможно, несколько изменена явлением интенсификации
течений у западного, берега океана.
Окиды вая теперь взором все приведенные здесь карты, нельзя не
подчеркнуть общность черт некоторых из них (см. рис. 1 иЗ, а такж е
4 и 1, 4 и 2). По-видимому, это естественное следствие взаимосвязанно­
сти разных процессов взаимодействия океана и атмосферы^- равно как
и влияния суши , на обе среды.
В заключение отметим,^ что все изложенное, конечно, только опыт.
Р азви вая его, наверное удастся найти и другие, возможно, и лучшие
обобщающие характеристики взаимодействия океана и атмосферы. Вме­
сте с тем, как каж ется, уж е сейчас видна польза предлагаемого подхода,
в частности, выгодность выделения очагов взаимодействия океана и ат­
мосферы-, Д ум ается, что их глубокое изучение даст не меньше, чем дало
изучение центров действия атмосферы.
Все это особенно важно в связи с подготовкой к широким натурным,
в том числе, глобальным экспериментам по изучению циркуляции атмос­
феры, а такж е к организации постоянной глобальной международной
сети автономных наблюдений в Мировом океане. Видимо, если пункты
таких наблюдений располагать густо в очагах взаимодействия океана
и атмосферы незначительно реже на мадодеятельных пространствах
океана, то можно будет достигнуть максимальной эффективности сети
при минимальных затратах средств. Д аж е показанная выше значитель­
ная неоднородность полей средних многолетних характеристик воздей­
ствия друг на друга атмо- и гидросферы подтверждает это. А ведь поля
реальные, относящиеся к отдельным месяцам или суткам, будут обла­
дать еще гораздо большей неоднородностью. М ежду тем .именно они бу­
дут в первую очередь нужны в качестве основы численных эксперимен­
тов и прогнозов, "как гидродинамических, так и физико-статистических.
Д ля последних, в. частности- может оказаться особенно важным вести
точный, повседневный «бухгалтерский» учет энергии, передаваемой оке­
аном атмосфере или обратно. Ясно, что будет выгодно организовать т а ­
кой учет в первую очередь в очагах взаимодействия сред. Во многих слу­
чаях этого окажется даж е достаточно. Следует такж е думать, что
эффективность физико-статистических прогнозов может быть повышена,
если вместо индикаторов процессов в соответствующие связи будут вво­
диться непосредственные данные о количествах поступающей или отдан­
ной энергии.
'
:
Л И Т Е Р АТУ, РА
1. В. В. Т и м о н о в. О постановке исследований по проблеме океан-атмосфера, 'Те­
зисы докладов II Международному океанографическому конгрессу. Изд-во
- '
«Наука*, 1966,
2. W. J а с о b s. The energy exchange between Sea and atmosphere and some of the
consegruences. Bull. Scripps Inst, Oceanoq. Vol. 6, No 2, 1951.
3. Атлас теплового баланса земного шара, под ред. М. И. Будыко. Л., Гидрометео­
издат, 1963.
4. Атлас изменений состояния систеиы океан-атмосфера, вып. 2. Л., Гидрометеоиздат,
. .
1967.
. ■ ■ ■ - . ■
5. Л. Н. К у з н е ц о в а . О конвективном перемешивании и вертикальной циркуляции
в субполярном районе Атлантического океана в период охлаждения. Тр. ЛГМИ,
вып. 24, 1967.
;
6. Ж- М а л к у с. Крупномасштабное взаимодействие океана’.и атмосферы. Сборник
статей «Море», Л., Гидрометеоиздат. 1965.
75
ОСНОВНЫЕ ПРИЧИНЫ ИЗМЕНЕНИЙ СЕЗОННЫХ ВЕЛИЧИН
ТУРБУЛЕНТНОГО ПОТОКА ТЕПЛА
И ЗАТРАТ ТЕПЛА НА ИСП АРЕНИ ЕМ СЕВЕРНОЙ АТЛАНТИКЕ
В. М. Радикевич
Основные положения методики расчета турбулентных потоков тепла
и влаги по внешним параметрам ■пограничного слоя атмосфёры были
сформулированы в работах [1—4]. Главным достоинством указанной ме­
тодики является учет физической взаимосвязанности турбулентного ре­
жима и градиентов скорости ветра и температуры воздуха в погранич­
ном слое атмосферы,' а такж е возможность анализа влияния изменения
внешних параметров (температуры и влажности воздуха в свободной
атмосфере, скорости геострофического ветра и температуры поверхности
моря) на изменение режима метеорологических элементов в погранич­
ном слое атмосферы и изменение турбулентных потоков тепла и влаги.
Целью данной работы является количественная оценка влияния измене­
ния от сезона к сезону указанных внешних параметров на формулирова­
ние сезонных величин турбулентного потока тепла и затрат тепла на
испарение.
Расчет выполнен для средних многолетних условий в северной ча­
сти Атлантического океана (по 10 кораблям погоды). Подробное описа­
ние методики расчета и оценка некоторых возможных ошибок имеется [5J.
Если формулы для расчета турбулентного потока тепла, Р, и затрат
тепла на испарение, LE:
Р = R XH- { N — С - 0 , 0 8 - Я ) ,
(1)
LE ~
$2~тг (0,85. Е 0
•^8o0
Я = 4 + ")/^ - + £;
В - - 19,6172 (.S’
'
Ri = 0,76,-ЛГ • 10-5 ;
(2)
Л = 2 , 5 - ( С - Л 0 - 0 , 1 2 - V 2;
10--VY):
S = Т0 + Ps6o'i
^вео^вбо) >
,
С = ( Т 0 — 7850)-102;
.
.
N — 0,6-//850;
R2 = 1,36-Ж -10-3;
ЛГ— 1,42-.sin <р;
( V — скорость геострофического ветра; Т0— температура поверхности
воды, 7850 — температура воздуха на уровне 850 мб;
— упругость на­
сыщения при Г0; Е 850 — упругость насыщения при T S50 на уровне 850 мб-,
г 850 —относительная влажность на уровне 850 мб— высота поверх-'
ности 850 мб): продифференцировать по V, Т0, Tsag, r S50, то получим
76
выражения для оценки изменений Р и LE, вызванных соответствую ­
щими изменениями указанных, внешних параметров:
d P y = - p j - - d f J y —0,08 •Н - ^ •dHy,
dL H v dHy '
V - d V . [-1*6 (
d P To =
:
*
+
■
(3)
- , ° 4 5 (C -iV ) _ : 0; i 2] .
■d H To - 0 ,0 8 -H - P v d H To- P ^ H - l O ’ -dT,,
d L E j, =
d H To - P r
d H 7 -= d T 0
dPr„ =
d l l v,
0,85- d E 0,
-**850
(4)
[1,56-( C - T V ) + 0 ,0 2 -1/2] 4 -1 2 5 } ,
• d H T„ - 0,08 ■ // • /? ! • <*ЯГ(М+ 7 ? ! • H •102 r 8D0,
d L E тто—
• d H r850+
jj
1" //860 ' r 85o ■dE$5Q)
d / / r.,. = r f r H,0 • { ^ ° ! 0 ,1 8 • \ / 2 • • 1,56 • (С
Лг) I
(5)
12Г,};
.
H~
^
где
£ r S50 =
fifl/,
^
.
* E 85 0 • a r 860(
(6 )
rf7’0, d T S50, d r S50 — межсезонные
измене­
ния внешних параметров, a rf/V, d L E v, «^°:г0, d L E To,‘ d P lim, d L E Tma,
d L E r№a— соответствующие им изменения величин Р и LE.
Средние многолетние сезонные величины. V, Т8Ь0, г850 и / / 850,
взяты из [6],
В табл. 1 представлен расчет величин Р и LE для средней многолет­
ней зимы (декабрь — ф евраль), весны (март^— м ай), лета (июнь — а в ­
густ) и осени (сентябрь— ноябрь).
Таблица I,
, . г
Йезоны
Корабли
А
В
С
I
J
D
К
Е
Н
М
весна
зима
Р
LE
Р
— 12,3
— 15,8
—9,8
' —8,6
—7,9
—7,4
—2,8
- 3 ,1
—4,4
— 13,6
—25,8'
— 25,8
—28,5
—25,8
—29,4
-3 2 , ’
— 13,9
—18,8
—21,7
—29,3
—11,4
— 1,7
—4,1
—3,2
—2,7
- 2 ,3
- 1 ,8
—2,0
- 1 ,7
—7,95
Примечание.
.
осень
лето
LE
Р
—22,4
- 5 ,6
— 15,3
—12,5
— 12,9
—14.9
—9,2
—14,0
-1 3 ,8
— 16,5
1,2
3,2
1,2
0,5
0,4
1,2
0,0
—0,2
'.LE
Р
- 2 ,3
- 1 1 ,2
— 1,0
— 10.8
- 5 ,9
— 17,8
- 4 ,7 8 ■ —8,8
—20,1
- 6 ,9
' — 22,6
—6,4
—16,2
' - 8 ,5
—20 4
—6 3
од • —6,0
—9,3
— 17,0
—0,4
- 4 ,3
LE
—3,3
—2,4
- 3 ,0
—0,5
—3,6
—2,6
—2,5
—3,5
—0.3
- 6 ,2
Величины Р и LE даны в к кал\с м 2■месяц.
Критический анализ полученных величин Р и LE и описание их гео­
графического распределения приводится в [5].
77
ТабЛица 2
5
5 Я
■п£
А
В
С
I
J
D
'К
Е
Н
м
dV,
M jceK
d T a,
°С
1,3
— 1,8
- 2 , 4 .0,4
1,3
- 2 ,5
0,7.
— 3,3
- 3 ,9
ОД
—2,1' - 0 , 5
— 2,2
0,1
— 0.9 — 0,2
—1,1 1,7
—2,2 —0,4
dP
»с
1,7
6,4
3,0
1,9
1,7
1,8
0,5
%
dLE
i
/скалсм-месяц
d P v .
dP
У
d P T
10 d P
dP
’
%
- %
j'
%
—3
2
—2
—3
1
—0
14,20
5,7
5,4
5,3
5Д
1,0
2о,3
13,2
13,3
16,5
17,2
4,7
■921
31
31
22
56
— 7
— 53
— 30
— 4
18
— 13
106
123
93
68
65
67
0,6 — 1
3,5 1- 3.
0,8
—1
1,2
2,7 -
4,8
19
11
26
22
— 50
62
141
43
5,6
8,0
12,8
23
dL E у
d L E -г
dP E
dl< E
10
1 850
dP
’
%■
%
%
.
1 850
dLE
20
—9
44.
— 58
54
— 28
58
—3
118 •
47 .
85
—8
43
50
31
— 107
39
d L E T
20
dLEr
dLE
.
‘
%
110
103
60
48
50
32
—2
3
—3
—4
1
0
20
173
32
—4
7
—2
Из табл. 2 видно, что в формировании весенних велиичн Р и L E
основную роль играет изменение o r зимы к в е с н е . температуры на
верхней границе пограничного слоя, за счет которого; на западе райdPT
'
dLET
'
'
о,на
йр - и —dL£ ° могут достигать 100%. Изменение поверхностной
тем пературы ,, как правило, приводит к увеличению (по абсолютной
величине) Р и L E (исключение представляют корабли D, Е, Н, на
которых тем пература воды весной ниже, чем зимой). Ослабление
скорости ветра за счет общего ослабления интенсивности атмосферной
циркуляции От зимы к весне приводит к уменьш ению Р на 10—60%
от d P 'и L E на 20—80% от dLE. Наименьш ее влияние изменения
скорости ветра наблюдается в западной, части Северной Атлантики,
а'н аи бол ьш ее — на востоке. Изменение относительной влажности иг­
рает очень слабую роль в переходе от зимних величин L E к весен­
ним, по абсолютной величине' d L E r не превыш ает 5 —7% От dLE,
КораВли
погоды
Таблица 3
A
В,
С
I
J
D
К
-E
H
M
dV,
M jceK ,
d T 0,
°c
^ Пп,,
9C
dP
dLE
d P v
dfm o,
%
dP
%
к к а л /с м 2 м е с я ц
— 2,8 2,2
- 0 ,6 4 ,3
- 1 , 4 3,2
— 2,9 3,5
— 1,5 3,4
-2 ,5
5Д
1,5 4,3
— 3,3 5,0
6,7
- 4 ,0
- 2 , 7 4,0
8.1
9,8
6,7
5,9
5,4
7,8'
6,0
6,0
8,0
7,6
—5
—5
—3
—2
0
—4
2
—1
—5
0
12,6
4,9
5,3
3,7
3,0
3,4
1,8
1,7
1,8
7,6
20,1
4.5
9,4
7,7
6,0
8,5
О .Ъ
7,9
7,8
12,2
10^
3
4
17
8
7
-1 3
29
30
15
‘
d p T%
dP
%
— 34
-6 4 .
— 80
— 128
— 142
— 153
— 245
— 240
— 297
-9 9
d P T
dP
dLE У
dLE
'%
127
151
167
216
226
235
343
304
359
187
d L E r
dLE
%
25
9
24
56
41
51
— 403
85
97
36
“i
d L E T
J 8Ь0
dLE
%
— 42 130
— 111 210
— 113 1-87
— 134 182
— 185 238
- 1 9 6 241
— 2150 2445
— 214 232
— 289 283 1
— 121 192
d L E r
dLE
—3
—7
—4
— 3
0
-7
30
—2
—8
0
Из табл. 3, в которой представлены результаты расчета для весны—
лета, видно, что для перехода от зимних величин Р и Е Е к летний
главную роль играет по-преж нему изменение температурь^ воздуха
на верхней границе пограничного случая, однако заметно увеличилось
значение , d T 0 и для южной части района, вклад изменений этих двух
внешних параметров в формирование d P и d L E почти равен друг
другу. О чень слабое влияние на изменение поверхностной температуры
сохраняется только .на севере района. Д альнейш ее ослабление ско­
рости ветра (за исключением корабля К) оказывает слабое влияние
78
N
на d P (не более 30%), тогда как на переход от. весенних к летним
величинам L E это ослабление скорости ветра сказывается более си­
льно (d L E y достигает 80—100% от d L E на юго-западе района). И з­
менение L E за счет d r не превышает 7—8% от cbLE, исключением я в ­
ляется корабль К, где влияние других внешних факторов компенсирует,
друг друга и d L E T достигает 30% от d L E , - Следует отметить и ещ е
одну особенность при формировании летних величин Р и LE: изм ене­
ние потоков за счет d T 0 и d T 8b0 обычно' в 2—3 раза превыш ает общ ее
изменение Р и LE, т. е. наблюдается заметная компенсация влияния
d У'г, и d 7 ;5„.
А
В
С
I
J
D
К
Е
Н
м
dV,
M ic e к
d T 0,
§о
Корабли
погоды
Таблица 4
с
^850
%
dP
dLE
dP
K K aA jc M 2
2,4
1,8- 2,7
2,8
3,2
2,1
0,4
0,9
■1,9
.2,7
—1,1
—0,5
—1,1
—1,3
—1,0
0.0
—0,2
- 0 ,4
—2,0
- 1 ,0
d P y
d P T„
'
%
месяц
4 —4,6 - 8,9
— 4,л
—7 2 —1 —5,6 - 9,8
—3,7
0 - 4 ,2 —11,9
5 —1,0 - 4,0
—2,0
—3,1
0 —4,0 -1 3 ,2
- 3 ,2 — 1 —3,8 -1 6 ,2
0 - 2 ,5 - 7,6
—2,1
—3,4
1 ' - 3 , 4 -1 4 ,1
4 - 0 , 4 - 3,3
—2,4
—3,7
0 —5,9 — 12,7
5
3
4
23
15
6"
3
■5
23
15
dP
■
%
— 26
— 7
— 17
—138
- 35
0
— 9
—
8
-2 5 5
— 26
d P T
‘ 850
d L E y
dP
dLE
%
%
112
35
104
22
105
42
214
91
109
51
87
31
97
11
97
14
334 - 102
38
103
d L E T
dLE
—39
—9
—31
—79
—32
0
-9
= 10
—170
—25
d L E -г
*
850
dL E
%
’
dLEr
dLE
”
%
131
103
83
10)
79
67
90
99
170
92
—4 •
1
0
'- 1 3
0
1
0
—1
— 13
0
Табл. 4 показы вает результаты расчета для лета — осени. Хорошо
видно, что' d P и d L E на 100%, а иногда и на 200—300% определя­
ется понижением температуры верхней границы пограничного слоя.
У меньш ение турбулентного потока тепла и затрат тепла на испаре­
ние за счет понижения поверхностной температуры обычно не ‘пре- ■
вышлет 30% от d P и dLE, однако для районов кораблей' погоды Н
и / происходит почти полная компенсация влияния d T a и d T m , и из­
менение Р -и L E от лета к осени целиком определяется увеличением
скорости ветра. Д л я других кораблей погоды - увеличение Р за счет
d V не превы ш ает 25% от d P (особенно мало влияние dV~ для цент­
ральной части района, северо-запада и юго-востока), а увеличение
L E не превы ш ает 50% от dLE. Влияние d r обычно очень мало, ис­
ключением являю тся районы кораблей / и Н , где уменьшение, L E мо­
ж ет достигать 13% от dLE,
1
Наконец, рассмотрим табл. 5. в которой показаны результаты рас­
чета для осени — зимы‘
■
Таблица 5
s,
чз
!§
а° oв
M ice к
.A
С
В
I
J
D
К
.E
H
M
2,2
1,2
1,2
3,4
2,2
2,5
0,3
3,3
3,2
2,2
dV,
dr0, d Teen. ^^850i
°C 1 °c ■ %
dP
dLE
kkoaIcm 2 м есяц
— 2,4
— 4,2
— 3,4
— 2,9
— 2,5
т -4 ,6
— 5,5
— 4,4
— 6,4
— 2,6
dPv
dP
%
- 5 ,4
3 - 9 , 2 — 14,6
13
- 9 ,0
5
9 — 13,4 — 15,0
8
— 6,0
1 - 6 ; 8 — 10,7
18
— 5,8 — 1 — 8,0 — 17,0
22
- 4 ,0
3 - 4 , 3 — 9,3
— 4,8 - 9 , 5
20
— 6,4
4
— 4,4 - 2
—0,3
20
2,3
1
— 3,2
\0,5
1,6 - 2 1 5
15
— 9,1 — 2 — 4,1 — 12,5
1 —7,4 — 12,2
- 4 ,7
19
dpTa' dPT
1830. dLEy dLET
1o. dLE JTsso dLET
- dP. dLE dLE
dLE
dLE ’
dL
%
%
%
%%
%
— 66
—8°
— 101
73
— 139
— 183
— 1789
1154
— 183
— 103
31 — 91
146
159
170
15 — 144
231
27 — 197
199
26J
42 — 84
145
133
64 — 181
207
226
79 — 348
368
251
1859 — 28
896 — 730
— 845 — 512 1604 — 936
60 - 2 3 8
260.
277
43 — 148
209
185
.
— 4
—9
—2
1
—8
-1 1
— 14
11
3
—2
79
Увеличение (по абсолютной величине) турбулентного теплообмена
и затрат тепла на испарение от осени к зиме на 150—300% определя­
ется понижением температуры на верхней границе пограничногослоя. Исключением является южная и юго-восточная области района
(корабли Е и К) , где, во-первых, ‘происходит уменьш ение Р и LE,
а, во-вторых, наблюдается почти полная компенсация влияния разных
внешних параметров. Д л я большинства кораблей погоды влияние
d T 0 составляет около 50% от соответствую щего влияния d T mo
и направлено в сторону уменьш ения величин Р и LE. Сильная ком­
пенсация влияния d T о и d T 8б0 на d L E наблю дается на кораблях Д и Н.
Влияние усиления скорости ветра не превышает 20% от d P и 80%
от dL E , а влияние dr не превыш ает 15% от dLE. Интересной осо­
бенностью при переходе от осенних величин L E к зимним является
заметная роль изменения скорости ветра на корабле Д , это изменение
почти на 80% формирует' dLE.
Таким , образом, рассм отренны е' результаты расчета показывают,
что все межсезонные изменения турбулентного потока тепла и затрат
тепла на испарение главным образом определяется изменением тем пе­
ратуры на верхней границе пограничного слоя атмосферы.• Влияние
изменения поверхностной! температуры обычно не превыш ает 50% от
влияния d T S50 и направлено в обратную сторону, однако для отдель­
ных рай он ов влияние этих двух внешних факторов почти .полностью
компенсируют друг друга и при этом зам-етную роль начинает играты
меж сезонное изменёние скорости ветра. Родь изменения относитель­
ной влажности на верхней границе пограничного слоя обычно очень
мала (не превыш ает 15% от dLE).
Приближенность методики расчета Р и LE, связанная- с принятием
ряда серьезных допущений [5], а такж е выбор температуры поверхности
в качестве внешнего фактора, хотя она сама формируется под влия­
нием теплообмена атмосферы и океана, заставляет рассматривать полу­
ченные результаты только как первое приближение и исключает возмож­
ность более подробного анализа регионального распределения влияния
разных внешних факторов. В настоящ ее время создана более совершен­
ная модель термодинамического взаимодействия океана и атмосферы
[7], которая позволит более корректно оценить влияние различных внеш­
них параметров в создании* межсезонного изменения турбулентного теп*
лообмена и затрат тепла на испарение, однако принципиальные особен­
ности, обнаруженные в этом первом приближении, по-видимому, должны
сохраниться,
■
. ) ' •
ЛИТЕРАТУРА
1. Б. А. К а г а н , С. ГТ. Р е б е н о к . Предварительный расчет составляющих теплового
баланса поверхности 'Норвежского моря. Тр. ЛГМИ, вып. 17, 1964.
2. Д. Л. Л а й х т м а н . Постановка задачи о стационарном с т р о е н и и 'пограничного
слоя атмосферы. Тр. ГГО, вып. 94/ 1960.
3. Д. Л Л а й х т м а н . Физика пограничного слоя атмосферы. Л., Гидрометеоиздат,
1961.
'
„
4. Д. Л. Л а й х т м а н , 3. М. У т и н а. Влияние макрометеорологических з'словии па
строение пограничного слоя атмосферы. Тр. ГГО, вып. 107, 1961.
5. В. М. Р а д и к е в и ч. Опыт применения новой методики расчета составляющих
теплового баланса к северной части Атлантического океана. Тр. ЛГМИ, вып. 20,
ним.
-
б. Атлас климатических данных северной части Атлантического океана. Изд. Управ- ^
ления начальника гидоографической службы ВМФ, 1959.
,
7. Б. А. К а г а н , 3. М. У т и на. К теории термодинамического взаимодействия моря
и атмосферы. «Океанология, вып. 2, 1963.
^
К ВОПРОСУ ОБ УСТОЙЧИВОСТИ АТМОСФЕРЫ
НАД СЕВЕРНОЙ АТЛАНТИКОЙ
'
_
И. II. Карпова
'
'
■
М етодика расчета полей ветра и тангенциального напряжения ветрг
[1], рекомендованнная Государственным океанографическим институтом
для!практического применения, позвс чяет учитывать только термическую
стратификацию атмосферы. Устойчивость атмосферы определяется не
только термическими, но и динамическими факторами. Поэтому пред­
ставляется интересным рассмотреть, насколько правомерным является
учет только термической стратификации атмосферы.
-Термическая стратификация атмосферы, согласно [1], определяется
разностью температур вода — воздух (Д£). Устойчивость. атмосферЁ1 в
целом характеризуется, числом Ричардсона либо отношением rt = ~
—
скорость ветра в м/сек на уровне судовых наблюдений). В работе
Соркиной и Грачевой [2] привёдена зависимость Af от е — параметра,'
характеризую щ его устойчивость атмосферы приземного слоя в обоб­
щенном степенном законе Лайхтмйна. Существование такой зависимости
позволило автору методики [1] предложить для' учета устойчивости
атмосферы в качестве первого приближения учет только термической
устойчивости атмосферы. Однако насколько тесной является эта связь,
количественно определено не было. Материалы наблюдений v.a кораб. лях погоды в Северной Атлантике [3] позволили получить некоторые
количественные, характеристики связи термической стратификации
атмосферы и. отнош ения гг.
'
'
Хорошо известно, что над Северной- Атлантикой обе величины:
разность температур вода — воздух и скорость ветра имеют четкий го ­
довой х о д 'с максимумом в зимнее время и минимумом в летнее. Можно
было бы думать, что, поскольку годовой ход A t и v подобен, вели­
чина г,- должна оставаться примерно постоянной в течение года. Иначе
говоря, хотя терм ическая стратификация атмосферы и имеет место, но
в результате динамических факторов изменения устойчивости атмос­
феры в целом настолько невелики’ дто их можно не учитывать при
различных практических расчетах, особенно по осредненным за доста­
точно больш ой пром еж уток времени данным. v
На основе материалов наблюдений на 9 кораблях погоды [3], ос’‘ редненных за 10 лет ( с 1951 по 1960 г.), проведен расчет отношения
гi для каж дого месяца и рассмотрено изменение в течение года
средних величин
v и гг в различных точках Северной Атлантики,
Действительно, изменения скорости ветра и разности температур вода—
6
Зак. 2329.
81
воздух имеют четко выраженный годовой ход. Подобный внутригодо­
вой ход имеет и величина г;. Поскольку для всех кораблей погоды
получен примерно одинаковый характер изменения в течение года
величин At, v и г;, здесь приведен график только д ля одного кораб, ля погоды С (рис. 1).
На кораблях цогоды В, С и Е в летнее время разность Дt имеет
отрицательный знак, т. е. имеет место устойчивая стратификация ат­
мосферы с минимальной величиной
= — 0,011 , (корабль погоды С,
июль). Д л я остальных кораблей погоды по, средним десятилетним
даннум в течение всего года характерна неустойчивая или безразлич-
Рис. 4. Годовой ход скорости ветра (у, м/сек), разности температур вода^
воздух (Д/°) и отношения г (град. сек2/м2) для корабля погоды С.
ная стратификация атмосферы. Среднегодовые значения и величины
амплитуд числа т г (по среднемесячным данным, осредненным за 10 лёт)
'д ля 9 .кораблей погоды проведены в таблице.
Корабли
погоды
■А
В
С
D
Е
I
J
К
м
Г1 ■Юз
1,3
1,3
0.3
1,8
1,2
1,3
0,9 ,
0,5
2,1
^'шах
rim'm '
1,3
4,0
2,2
2,4
3,2
,1,2
0,7
ЪО
1,3
rAt, п
0,96
0.97 "
0,96
0,93
0,77 .
' 0,94
0,85
■
0,94
0,75
Уровень.
значимости
%
0,1
0,1
:
ОД
0,1
1,0
0,1
0,1
0,1
1,0
Н аибольш ая средняя величина rt получена для корабля погоды"М
со сравнительно небольшой амплитудой (0, 013 град ■сек2/м 2). Иными
словами, из рассмотренных 9 кораблей погодй наибольшая неустойчи­
вость атмосферы имеет место в районе корабля погоды М, где р а з­
ность среднемесячных температур, в о д а — воздух не превыш ает 3 —4°.
В то ж е время среднемесячная величина A t д ля Гренландского моря
западнее о-ва. Ш пицберген достигает в ф еврале 15° [4], что м ож ет
значительно увеличить отношение гг. Кроме того, все эти данные от­
носятся к осредненным за большой промеж уток времени условиям ..
В конкретных случаях отношения г;, характеризую щ ие степень устой­
чивости атмосферы, могут значительно превышать средние значения,
оказывая соответствую щ ее влияние на турбулентный теплообмен, вла82
гообмен-и обмен количеством движения в-приводном слое атмосфе­
ры и верхних слоях океана.
Д лй характеристики связи A t и г; были определены коэффициенты
корреляции м еж ду этими величинами: (гд tiT) . Значения коэффициентов
корреляций и 'уровн ей значимости [5] т а к ж е приведены в таблице. За
исключением результатов для кораблей погоды Е и М, получены' вы ­
сокие коэффициенты корреляции при уровне значимости ОД % . Д л я
всех кораблей погоды найдены уравнения регрессии^ Учитывая значе­
ние начальной абсциссы (т. е. при Д£ — —, 1° rt > 0 или г г< ^0) и угол
наклона линии регрессии к оси абсцисс, представилось возможным
At°
Рис. 2. График связи разности, температур вода—воздух
(At) и-отношения г для кораблей погоды В, С, Е, К'
(а) и А, Д, I, J, М (б).
объединить все уравнения регрессии в две группы. В первую вошли
уравнения регрессии для кораблей В, С; Е и К, у которых при А^ —
— — 1°, г (< ^ 0 и тангенс угла наклона линии регрессии составляет
1 0 0 — 150. Вторую группу составили остальные пять кораблей погоды,
линия регрессии которых отсекает от оси абсцисс ?начение rt > 0 при
A t = — 1°, а значения тангенса угла наклона прямой лежат в пределах
190—270. Д л я каждой из этих групп в свою очередь был найден общий
коэффициент корреляции м еж ду
и r-t и уравнение регрессии. Д ля пер­
вой группы (корабли погоды В, С, Е й К) получено:
г ==0,88 при
уровне значимости 0,1 % . Д ля второй группы (корабли погоды А, Д , /,
J, М):
= 0 .8 1 при уровне значимости 0,1 % .Уравнения регрессии
имеют вид соответственно:
I п = 0,0072Д£ + 0,0016 при 5 = 0,0042,
" II г, = 0,0052Д*+ 0,0063 .при' S = 0,0037
S
— средняя квадратичная погрешность уравнения регрессии.
Линии регрессии, согласно этим уравнениям, представлены на рис. .2.'
Таким образом, по средним за/десятилетие данным .получена ли­
нейная зависимость меж ду разностью температур в о д а — воздух и отно' шением гг. Достаточно большие коэффициенты корреляции меж ду .этими
величинами позволяют придти к-вы воду, что At, определяю щ ая тер­
мическую стратификацию атмосферы,, достаточно хорошо характеризует
6*
(
.
83
устойчивость атмосферы в целом. Следовательно, использование в
качестве показателя устойчивости состояния атмосферы 'разности тем­
ператур вода — воздух, предлож енное Соркиной [1], должно давать
вполне приемлемые результаты для практических расчетов.
ЛИТЕРАТУРА
1. А. И. С’о р к и н а . Построение карт ветровых полей для морей и океанов. Тр-.
ГОИН, вып. 44, 1958.
2. А. И. С о р к и н а, В. П. Г р а ч е в а . Определение характеристик термического
и турбулентного режима атмосферы над морем. Тр. ГОИН, вып. 38, 1957.
3. Zur klimatologie Nordalantishen Ozeanes. Hamburg, 1963.
,4. Атлас условий промысла сельди в Норвежском и Гренландском морях. Калинин­
град, 1962.
.
V
'
5. К- Б р у к с , Н. К а р у з е р с. Применение статистических, методов в метеорологии.
Л., Гидрометеоиздат, 1963. .
К ОБМЕНУ ТЕПЛОМ И СОЛЯМИ
МЕЖДУ ВЕРХНИМ СЛОЕМ И ГЛУБИННЫМИ ВОДАМИ
СЕВЕРНОЙ АТЛАНТИКИ
Н. Л. Когутовский
-
Введение
Вертикальный обмен теплом и солями в верхнем слое океана скла­
дывается из постоянной части, которая определяется среднегодовыми
вертикальными градиентами температуры (солености) ; и сезонной части,
которая склады вается из нагревания (охлаждения) и осолонения (опрес­
нения) верхнего слоя воды-на протяжении года.
С глубиной вклад этих двух составляющих меняется. Сезонная
составляю щ ая быстро уменьшается, а постоянная сохраняет свое значение^до больших глубин, что видно из результатов предыдущих исследо­
ваний [1, 2] й анализа изменения с Глубиной вертикальных градиентов
температуры и солености.
'
. В указанных работах сезонная составляющ ая вертикальных потоков ж
тепла определялась как изменение теплосодержания некоторого 'слоя
воды за месяц. Исходными материалами для вычисления теплосодер­
ж ания самого теплого и самого холодного периодов послужили данные
о среднемесячном многолетнем вертикальном распределении темпера­
туры в Северной Атлантике, заимствованные из [3].
Получить аналогично вертикальным потокам тепла [1, 2] сезонные .
составляющие вертикальных потоков солей не представилось возможным
и причиной этого явилось не только еще более ограниченное количество
наблюдений над соленостью в Северной Атлантике, но и то, что изме­
нения в годовом ходе солености настолько незначительны, что находятся
в пределах точности принятого метода осреднения наблюдений по пло­
щади 10-градусного квадрата (разности солености зим а—лето в слое
О—1200 м достигают не более 0,3—О,4%0)- Выявленные изменения поля
солености либо не периодичны, либо имеют несколько периодов в году.
Изменения эти имеют в беновном адвективный характер.
Получить сезонные составляющие вертикальных потоков солей, :
по-видимому, можно было бы путем вычисления их по вертикальному N
градиенту солености и коэффициенту вертикального турбулентного
обмена, полученному из других источников (натурных наблюдений над
температурой или из сов-местного решения уравнений температуропро­
водности и диффузии солей).
В ,. настоящей статье сделана - попытка оценить постоянную
составляющую вертикальных потоков тепла и солей через 200-метровый
горизонт с помощью уравнения теплопроводности и диффузии солей
при некоторых среднкх распределениях температуры, солености и пере­
носа воды.
85
Обмен солями через горизонт 200 м
При анализе Ноля солености в северной ч&сти Атлантического океана
хорошо выражен устойчивый максимум солености в центральной части
его, который почти не меняется во времени. Расположен этот максимум
в районе наиболее интенсивного испарения с поверхности океана и в то
ж е время в районе, характеризующ емся •уравнительно неподвижными
водами. В связи с этой особенностью данный район удобен для иссле­
дования вертикальных потоков солей, так как солеобмен может осущест­
вляться в таких районах только с нижележащими слоями. В других
районах Северной Атлантики горизонтальный турбулентный солеобмен
имеет более существенное значение и задача в связи с этим услож­
няется.
,
В работе [4] показано, что основную роль в осолонении и опреснении
верхнего слоя океана; играет вертикальное движение, возникающее
в результате несбалансированных испарения и осадков. Там ж е пред­
ложено уравнение' диффузии солей, вывод которого основывается по
соображениям, приводимым в 'сокращ енном виде ниже.
В результате интенсивного испарения верхний слой воды осолоняется и при достижении ^определенной степени насыщения начинается
процесс диффузии солей вниз. Наличие устройства-максимума солености
в сравнительно безадвективном районе свидетельствует о равновесном
состоянии процесса поступления соленой воды снизу, компенсирующей
испарение воды с поверхности и диффузии солей в обратном направ;
лении. '
у
При осуществлении теоретического расчета постоянной состав­
ляющей вертикального потока солей было использовано уравнение
диффузии солей для стационарного процесса.'
—dS
- ,
dS , I . ddSS
u d x- + v d y ' ^ W dz
\ >„ / d2S
d^S
d*S \\ ,.
, d2S
<ty2 ) +
&S
d*S
fa2 ’
/14
( )
где x, у, z, и и,, v, w — общепринятые , обозначения направляющих
осей и составляющих скорости вдоль этих осей; S — соленость; К ( и
К г — горизонтальный и вертикальный коэффициенты турбулентного
обмена.
Выберем начало координат на нижней границе деятельного слоя,
толщина которого Н (в нашем случае Н = 200 м ). Тогда на нижней
границе слря 2 = 0 и на верхней—-2 = Н.
,,
Полагая,, что и,, v, w,
r)S
()S
dS
j.
г*
, Kt и
имеют, некоторое
среднее для слоя значение, интегрируем выражения (1) по z в пределах
от 0 до /•/.
После подстановки граничных, значений 2 имеем:
н ' “ • I ? + н ■v ■i f +
s« dS
=
„ - К - | о.
(2)
/ Но на поверхности (z = H ) вертикальная составляющ ая переноса
солей равна нулю (w — б) и турбулентной солеобмен через повер­
хность тож е отсутствует
я = 0).
-
.
Перенеся в левую часть (2) компоненту, соответствующую горизон­
86
тальному турбулентному солеобмену, получаем выражение для верти­
кального турбулентного обмена через горизонт 200 м ,
- ш § - н * ц . + *sM0+ HK,i2s=
1„
(3 )
П олагая, что вертикальная составляющ ая переноса равна пресному
балансу с учетом подъема только пресной воды, т. е.
= И — О или W —- 1 ,04 (И — О),
(4)
/
имеем:
-Ш
+ 1,04(И — О) S * , . + H K A . S -
^
| ш .
(5)
В правой части выражения (5) вертикальный турбулентный обмен
солями через горизонт 200 м представлен как остаточный член уравне­
ния, куда входит' адвективная часть изменения солености, изменение
солености за счёт испарения и осадков и изменение солености за счет
горизонтального турбулентного обмена.
Расчет вертикального обмена солями через горизонт 200 ж осущест­
вляется по квадратной сетке с шагом h = 500 км, разбитой на карте
равноугольной конической проекции. Ось ОХ направлена на северо-во­
сток, ось О У — на северо-запад, сетка состоит из 41 граничной и 101
внутренней точек.
~
Д л я определения компонентов левой части выражения (5) гори­
зонтальные составляющие скорости течения и н v для января, авгус­
та и среднегодовы е взяты из [5], горизонтальные градиенты соленоdS
д$
'
сти
и оператор Лапласа вычислены методом конечных раз­
ностей по осреДненному по вертикали для 200-метрового слоя полю
солености. П оле солености составлено для августа м есяца, как наи­
более обеспеченного наблюдениями. Пресный баланс (И — О) в к а ж ­
дой точке определялся по м атериалам.ГГО , дополненным данными
кораблей погоды. И —среднегодовое взято с карты 54 [6], О —средне­
годовое определено путем перевода тепла, выделяемого в' результате
конденсации водяного пара в -к к а л /с м 2 год (карта 68 [6]) в количес­
тво осадков в см/сек и дополнено наблюдениями кораблей погоды и
береговы х пунктов [7].
Коэффициент горизонтального турбулентного обмена (коэффициент
боковой турбулентной вязкости) принят равным 106 см2/сек [8]. Соле­
ность на 200-метровом горизонте принята равной среднегодовой соле­
ности.
Расчет вертикального солеобмена производился по среднегодовым
составляющим скоростей течения, взятым по 12 месяцам и отдельно по
холодному (январь) и теплому (июль) сезонам. Конечные результаты
сезонных определений осреднялись для сравнения 'с результатами вы­
числений по среднегодовым данным. Сопоставление результатов пока­
зало, что вычисления по среднегодовым данным при равных абсолютных
значениях вертикального'солеобмена дают более сглаженную .картину
потоков солей через горизонт 200 м для Северной Атлантики. >
Д л я определения коэффициентов вертикального обмена солей через
горизонт 200 м были использованы результаты вычисленных значений
вертикальных' потоков солей и распределение вертикальных градиентов
солености на этом же горизонте.
87
Схема распределения вертикальных градиентов солености состав­
лялась на основании графически Представленных вертикальных распре­
делений солености по осредненнььм данным для 10-градусных квадратов
[3]. По этим гр'афикам определялось среднее значение вертикального
градиента солености па горизонте 200 м и результат относился к центру
Рис. 1.
квадрата. Затем проводились изолинии определенных значений верти­
кального градиента солености и снимались значения градиентов соле­
ности для всех точек принятой для расчетов сетки.
Значения коэффициентов вертикального турбулентного соле­
обмена для каждой точки сетки получались как частное от деления
значений вертикального потока солей на вертикальный градиент
солености.
;
Результаты вычисленных вертикальных потоков солей (по средне­
годовым данны м), вертикальных градиентов солености и коэффици­
ентов вертикального турбулентного солеобмена через горизонт 200 м
приведены на рис. 1—3.
Рис. 2.
Рис. 3.
X
Теплообмен через горизонт 200 м
Расчеты вертикального турбулентного теплообмена через горизонт
200 м несколько сложнее расчетов1вертикального турбулентного солеобм ена.'В этом случае к горизонтальному турбулентному теплообмену
и теплообмену за счет адвекции и'процессов испарения и осадков до­
бавляется еще турбулентный теплообмен, с атмосферой и, кроме того,'
сам процесс теплообмена в результате испарения и осадков является
более -сложным.
’
Д л я получения расчетного выражений воспользуемся уравнением
теплопроводности при стационарном процессе
„ ОТ
дх
дТ
ду
,
'
ОТ
dz
, , (()- 'Г , d2T Y , , , д,-Т
l \ d x 2 ' ду2 j
2 dz2
Располагая начало координат как в предыдущем случае и считая
■
дТ
дТ
средними по вертикали для рассматриваемого слоя и, v , w , ~j^r,
К[ я Кг, интегрируем выражение (8) по z в пределах от 0 до И.
H
u ^ + H
v ^ ± w ( T fI-
Т0) - ^ Н - К М + К
—
Я
—
к
—
А г dz
(7)
Примем, как и в предыдущем случае, что w = 1,04 (и —,о ). Оставив
в правой части выражение для вертикального потока тепла через'н и ж ­
нюю границу слоя (z = Q), имеем:
Я я -g -
t f t ’- g -
(Тп
7 о ) 1.04(11
к
1
d'T
'
О ) ■ НК А
Т+ К ^
<±Т
н
(8 )
<)z
d'T
где
+ Н ъ щ — адвективный теплообмен; 1,04 (ТИ— Т0) (И — О)
— теплообмен в результате процессов испарения и конденсаций;
дТ
T IK i^^T - горизонтальный турбулентный теплообмен;
[ f — пол­
ный тепловой баланс поверхности океана; K z
Q— вертикальный тур­
булентный теплообмен через горизонт 200 м.
,Д л я расчета компонентов левой части выражения (10) и, V , 1,04
дТ
дТ
(И — О) и К е брались те же, что и в 1предыдущем случае,
"ду и
К2Т рассчитывались по среднегодовому полю температуры, осредненному по вертикали для 200-метрового слоя, причем среднегодовое
поле температуры получено из осредненных по*- вертикали полям
тем пературы августа й февраля, составленным на основании различ­
ных источников.
Полный тепловой баланс поверхности океана для января, июля и
'среднегодовой из 12 месяцев взяты ИЗ; материалов, рассчитанных по
новейшим данным ГГО [9].
К ак и в предыдущем случае, по среднемесячным кривым верти­
кального. распределения температуры графически определены верти­
кальные градиенты температуры на горизонте 200 ж и вычислены коэф­
фициенты вертикальной температуропроводности на этом ж е горизонте,
Вертикальные потоки тепла через горизонт 200м (по среднегодо­
вым данным), вертикальный градйент температуры и коэффициент
вертикальной температуропроводности на' горизонте 200м приведены
на рис. 4—6!
90
-
'
Результаты расчетов вертикальных потоков тепла через горизонт
200 м по среднегодовым и сезонным данным более различаются, между'
собой, чем в случае солености, и менее устойчивы от точки к точке и
это естественнно, так как температура является менее консервативной
характеристикой, и компоненты, составляющие левую часть вы раже­
ния (10), более изменчивы во времени и в пространстве и, кроме того,
в (10) входят, дополнительные-компоненты теплоормена (турбулентный
теплообмен с атмосферой через поверхность океана и теплообмен
в результате процессов испарения и конденсации).
Выводы
: Анализ полученных результатов теоретического расчета вертикаль­
ных потоков тёпла и солей через горизонт 200 ж при некоторых средних
по вертикали полях температуры, солености и переноса водных масс
и сопоставление их с полями вертикальных градиентов температуры и /
солености показывают, что в общих чертах существует соответствие
между -вертикальными градиентами и вертикальным турбулентным сб92
меном. Это соответствие хорошо проявляется в районах, где абсолю т­
ные значения вертикальных градиентов и вертикального турбулентного
обмена достаточно велики. Д л я районов, где абсолютные величины их
незначительны, такого соответствия не наблюдается.
Это обстоятельство наводит на мысль, что в районах, где верти­
кальные градиенты температуры и солености малы, большее значение
приобретает адвекция тепла и солей, а так как принятые в расчетах
средние по вертикали поля температуры, солености и переноса следует
считать очень и очень приближенными, то естественно, что в случаях,
когда роль вертикального турбулентного обмена уменьшается, то
уменьшается или исчезает соответствие между полями градиентов и
вертикальных потоков.
■
Дальнейш им шагом улучшения теоретического расчета вертикаль­
ных потоков тепла и солей, по-видимому, должно явиться использова­
ние в расчетах, более близких к действительным, полей температуры,
солености и переноса водных м асс,'расчет и получение которых, в свою
очередь, зависят от степени достоверности используемых в расчетах
вертикальных потоков тепла и солей, коэффициентов вертикального
турбулентного обмена и других производных от них характеристик. '
.
■I■.
ЛИТЕРАТУРА
1. Н. Л. К о г у т о в с к и й. О вертикальном потоке тепла в'деятельном слое север­
ной части Атлантического океана в период нагревания.’ Тр. ЛГМИ, вып. 24,
Изд. ЛГУ, 1967.
2: Н. JI. К о г у т о в с к и й. Оценка вертикальных потоков, тепла в верхнем слое
Северной Атлантики. Настоящий сборник, стр. 60.
3. Основные черты гидрологии Атлантическою океана. Под ред. М. М. Муромцева.
М., Гидрометеоиздат, 1963.
■
4. Л. А. Ж у к о в . К формированию пол г солености верхнего слоя Северной Атлан­
тики. Тр. .ЛГМИ, вып. 17, 1964.
.
5. Л. А. Ж у к о в . Р.асчет годового хода, дрейфового переноса в верхнем слое Севера
ной Атлантики. Тр. ЛГМИ, вып. 17, 1964.
•,
6. Атлас теплового баланса земного шара. Под .ред. проф. М. И. Будыко, М., Гид­
рометеоиздат, 1963.
.
.
f
7. J. В. T u c k e r . Precipitation over the North A tlantic Ocean Quorterly Journal of
the Rojal Meteorological Society Vol. 87, № 372, april 1961
8. H. S t о m m e 1. The Gulf 'Stream. A Physical and Dynamical Description, London,
1960.
9. Л. А. С т р о к и на. Тепловой баланс, океанов. Тр. ГГО, вып. 133, 196
10. Л. А. Ж у к о ’в, В. П. Т е р я е в а. Опыт расчета годового хода температуры верх■ него слоя Северной Атлантики. Тр. ЛГМИ, вып. 20, 1965.
11. Serial Atlas of the Marine Environment Folio 2, North Atlantic Temperatures of
the Depth of 200 meters. Elisabeth H. - Shroeder, Amer. Geograph. Soc., 1963.
12. Serial A tlas on the Marine Environment Folio 1, Sea Т ётр егай яе Regime on the
W estern North Atlantic 1953—1954.
/
R о b e r t L. P у 1 e. Amer. Geograph. Soc. 1963.
РАСЧЕТНАЯ СХЕМА ИЗМЕНЕНИЙ СТРУКТУРЫ
ДЕЯТЕЛЬНОГО СЛОЯ ОХОТСКОГО МОРЯ ОТ СЕЗОНА К СЕЗОНУ
Г>. II. Тюряков
■ '
■■
’■
'
'
'
'
■
.
. «...льды, туманы и ненастья Охот, ского моря,., холод, которым веет
от него, не охладят интереса к это­
му , суровому, бурному .и негостеприимнойу, но крайне заманчиво­
м у — нашему,
исконно
русскому,
Охотском-у морю».
■
• (М. Е. Ж д а н к о . «Работы рус­
ских моряков по описи Охотского
моря и лимана реки Амура»).
Гидрологические наблюдения и' ход исследования
В качестве основных гидрологических материалов в работе исполь-'
зованы наблюдения трех экспедиций 1949г.: .1) комплексной океано­
графической экспедиции Института океанологии АН СССР на и/к «Ви­
тязь», ее наблюдения охватывают все Охотское море и небольшую
часть вод Тихого океана, непосредственно прилегающую к Курильской
гряде; 2) экспедиции Тихоокеанского института морского рыбного хо­
зяйства и океанографии на и/т «Исследователь» в северо-западной
части 'Охотского моря; 3) Курило-Сахалинской экспедиции Зоологиче­
ского института АН СССР на и/т «Топорок» в районе'М алой Куриль­
ской г р я д ы .,
'
Всего было использовано 224 станции, из них 4 станции являются
суточными (таб ли ц а).
‘' ■
'
ч
Название судна
„Витязь" . . . . . . -. . . . . .
„Исследователь" . . . . . . . .
„Топорок"
Всего.
Количество станций
в августе , в сентябре в октябре
Сумма
51
73
—
67'
3
—
20
—
10
138
76
10
‘ 124
-70
30
224
Своеобразие географического положения Охотского моря, вытяну­
того по меридиану на две'"тысячи километров, сказывается прежде все­
го в несовпадении гидрологических сезонов в разных его частях. Так,
если наиболее теплым месяцем в северной части можно считать август,
то для центральной наиболее теплым оказывается сентябрь, а для ю ж ­
ной части моря и прилегающих к Курильской гряде вод Тихого, океан,а — октябрь. Благодаря тому, что августовские наблюдения 1949 г.,
91
•
.
за исключением 10 станций, относятся именно к северной части, сентябрьские — к центральной, а октябрьские— к южной, представилось
возможным для создания «летней» картины моря соединить весь этот,
несколько растянутый по времени, материал в одно целое. В первом
приближении он : правильно характеризует состояние моря к концу
теплого сезона.
Д л я всех станций были построены графики распределения темпе­
ратуры, солености и плотности по глубине. С этих графиков затем сни­
мались глубины залегания температуры +,1°, 0°, — 1°, температурного
минимума, 'ветрового
перемешивания, изопикнических поверхно­
стей 25,00, 26,00, 27,00, а такж е значения максимальных температур
придонного слоя.
,
/,
.
Картирование всех- указанных величин н ар яд у с построением
Обычных карт распределения элементов по горизонтам дало весьма
наглядную и яркую картину строения деятельного слоя* моря в летнее
время.
.
. S*
4 Д л я других сезонов подобных целостных съемок, покрывающих
все море, нет. М ежду теа?; освещение сезонных изменений гидрологи'ческих явлений и процессов на всей акватории моря весьма необхо­
димо. П оэтоку было решено осеннюю и зимнюю картины распределе­
ния температур и солености в деятельном слое моря получить расчет­
ным путем. Д л я этого был использован метод расчета конвективного
перемешивания, предложенный и введенный в океанологическую прак­
тику Н. Н. З'убовым [1, 2]. Следует заметить, что в связи с недостаточ­
ной ■изученностью постоянных течений' пришлось воздержаться от
выполнения этого расчета в .океанографических координатах й произ­
вести его в географических координатах, Вследствие этого окончатель­
ные результаты расчета несколько искажены, однако не настолько,
чтобы затуш евать основную картину.
Д л я применения метода расчета конвекции небходимо знать вели­
чины тепла,, теряемые морем в период охлаждения (осенью и зимой).
Но тепловой баланс Охотского моря, известен пока лишь в самых
общих чертах {3, 4].
Основными элементами теплового баланса Охотского моря яв­
ляю тся: .радиационный баланс поверхности моря, потеря тепла морем
за счет испарения, тепловой эффект коивективйо-турбулентного тепло­
обмена моря с атмосферой, приток тепла к поверхности моря за счет
конденсации водяных паров, тепловой эффект ледообразования и ледотаяния, тепловой эффект теплообмена через пролив Л аперуза и через
проливы Курильской гряды. И з всех этих составляющих теплового ба­
ланса, Охотского моря наиболее изученными не только для моря в целом,
но и для Отдельных его районов являю тся только первые три. Д л я опре­
деления ж е величин потерь тепла морем осенью и зимой необходимо
знать тепловой эффект ледообразования. В настоящее время этот
эфф ект оценен лишь весьма приближенно и только для моря в целом [3].
Д л я отдельных районов Охотского м ор я этот эффект при современном
знании его ледового режима не может быть определен с той же точ­
ностью, с какой определяются другие составляющие теплового баланса;
он может быть определен лишь ,в очень грубом приближении.
Учитывая ориентировочный характер всего расчета, данные о по-/
тере тепла поверхностью моря для периода охлаждения до появления
л ьд а были сняты с известных карт Филипса [4]. Д ля' ледового периода
были такж е использованы величины, характеризующие рост толщины
льд а в разных частях моря от месяца к месяцу. Этот рост был рас­
считан приблизительно по совокупности всех, имевшихся береговых и
судовых наблюдений [5 — Sj. Так. по таблице средних чисел градусо95
дней мрроза для различных береговых п у н к т о в были определены с по­
мощью известной формулы Н. Н. Зубова максимальные толщины льда,
образующегося в различных районах моря спокойным нарастанием [1].
Использовались такж е и все имеющиеся данные других авторов, полу­
ченные расчетным путем.
Сопоставление всех наблюдений и вычисленных толщин льда поз­
волило составить представление о средних величинах толщины льда
в разные месяцы в различных районах моря.
Дополнительно были произведены еще некоторые сопоставления,
которые позволили отнестись с большей уверенностью как к величи­
нам теплоотдачи по Филипсу, так и к картине распределения толщи
льда. Так, было определено теплосодержание 100- и 200-метровой
толщи воды в тех местах, где имелись наблюдения как летом, так и
-зимой- Разность величин теплосодержания в летние и зимние месяцы
уже позволяла в какой-то степени судить о количествах тепла, теряе­
мых морем в результате, охлаждения. Последние затем сравнивались
с величинами Филипса и теми количествами^ тепла, которые давали
расчёты конвекции, если входить в них'с определенной ранее для райо­
нов данных станций толщиной льда. Такое сравнение в общем дало
удовлетворительные результаты, показав правильность порядка выб­
ранных средних величин.
'
Имевшаяся в нашем распоряжении зимняя гидрологическая,, стан­
ция ледореза «Ф. Литке» позволила непосредственно судить о ‘глубине
проникновения вертикальной зимней циркудяции в районе станции. П о - '
этой глубине, используя расчет конвекции, можно было определить
как количеству выделяемого морем тепла за зиму, так и общую вели­
чину льда. Аналогично этому по станциям летней съемки глубина зал е­
гания нижней границы холодного промежуточного слоя подвергалась
сравнению о глубиной конвекции, рассчитанной по'средним Толщи­
нам льда.
.
Все произведенные таким образом сопоставления и сравнения
убедили нас в правдоподобности полученных средних толщин льда, а
такж е величин потерь тепла, полученных с помощью карт Филипса.
В результате расчета конвекции для каждой станции съемок «Ви­
тязя» и «Исследователя» были определены, на конец каждого месяца
толщина слоя конвекции, его температура и соленость. Такж е были
найдены критическая глубина конвекции, показатель замерзания,: глу­
бина/ слоя, имеющего ^температуру OV-И даты наступления темпера­
туры 0° и начала замерзания.
По этим данным были построены расчетные карты толщины кон­
вективного однородного слоя на первые числа ноября, декабря, ян­
варя, февраля, марта и> апреля. Вместе с построенными по наблюдениям
картами летнего,сез-она эти карты позволили получить ,представление
об изменениях структуры деятельного слоя, что и составляло, главную
цель работы.
' Общее количество станций, обработанных методом расчета кон­
векции, составляет 111, из них:. 92 «Витязя», 14 «Исследователя» и 5
«Топорка». Августовских станций обработано 51, (40 из них относятся
к северной и северно-западной части м оря), сентябрьских 40 (для цен­
тральной части), и октябрьских 20 (для района Курильских островов).
Все данные, полученные расчетом, были положены на 11 карт.
Поскольку в общих чертах для летнего времени структура дея­
тельного слоя Охотского моря была установлена раньше [9— 12, 14— 19], ’
задача настоящего исследования заклю чалась в дополнении и уточнении
имеющихся представлений сезонной ' и эпизодической изменчивости
структуры деятельного слоя моря.
Структура деятельного слоя Охотского моря в летнее время
Холодный''промежуточный слой. Наличие холодного промежуточ­
ного слоя с отрицательными температурами * i в Охотском море язляется главнейшей особенностью гидрологического режима ;деятелького слоя моря. В большинстве районов, где он имеет место, сезонными
изменениями фактически охватываются лишь сравнительно тонкие
слои, прилегающие к нему сверху и снизу; первые за счет инсодяции
и. ветрового перемешивания в период весенне-летнего прогрева! вторые
■за счет'адвекции тепла водами океанического происхождения.
Н аглядное представление о распространении холодного .промежу­
точного слоя в 'Охотском море даю т карты глубин залегания изотерми­
ческих поверхностей 0 и — 1° (рис. 1:—4). Карты выявляют следующие
характерные особенности летней картины залегания и распространения
холодных вод.
,
.1. Холодные воды летом широко распространены по всей площади
Охотского моря.
2. Они состоят из двух обособленных друг от друга частей, из ко­
торых больш ая и основная располагается в самом море, а меньшая
в Ценжинском заливе. Это обособление (по линии м. А левина— м. Ут- колОкский) происходит у входа в Пенжинский залив за- счет интен­
сивного перемешивания, обусловленного постоянно существующей
здесь-вихревой областью,-и, главным образом, сильными приливными
явлениями, которые захваты ваю т доходящие сюда трансформирован­
ные теплые океанические воды и распространяют их тепло по всей тол­
ще воды. *
.
■
'
3. О хватывая почти.всю площадь моря, холодные воды имеют раз­
ное залегание: В глубокой части моря они представляют собой собст­
венно промежуточный холодный слой,. сформированный зимней конвек­
цией. Во всей мелководной северной части бассейна моря и у береговых
склонов С ахалина холодный слой л е ж и т 'н а грунте, потому что; кон­
векция достигает дна. В Пенжинском заливе сильно развито ^полза­
ние холодных вод, 'благодаря чему их нижняя граница располагается
ниже глубины конвекции. Заполняя котловину залива, холодные воды
становятся в нем типичным донным слоем..
4. Удивительной местной особенностью холодного промежуточного
' слоя в районе о-ва Ионы, далеко отстоящем от непосредственных ис­
точников океанического тепла, является отсутствие отрицательных тем­
ператур. Причина заключается в том влиянии, которое оказывают на
реж и м 1этого района теплые глубинные воды тихоокеанского происхож­
дения, проникающие сюда глубоким желобом, соединяющим район
о-ва. Ионы с большими глубинами южной котловины.
1
Энергичный вынос амурских вод и участие вод северо-западной
части моря в общей возбуждаемой ветрами и стоком циркуляции по­
верхностных слоев моря вызывают компенсационное подсасывание теп­
лых глубинных вод в район о-ва Ионы, которое усиливается восхожде­
нием глубинных вод по склонам глубоководного желоба. Движение
водных масс вокруг этого острова сопровождается перемешиванием.
Совместное действие всех этих факторов, в первую очередь подъема
глубинных теплых вод, приводит к уничтожению холодного промежу­
точного слоя и пробиванию в нем своеобразного «окна». 71
,
5. В западной части моря холодный промежуточный слой, увле­
каемый общей циркуляцией вод, движется на юг, опускаясь почти до 45°
. * Под холодным промежуточным слоем в работе понимается слой, ограниченный
изотермической поверхностью 0°.
7
Зак. 2329.
97
Рис. 1. Карта глубин залегания верхней поверхности холодного промежуточного
■'
слоя (в условных пределах изотермы 0°) летом 1949 г.
/ — зоны, с температурой воды выше 0°; 2 — линия пересечения с дном верхней поверхности t = 0°;
3 — линия пересечения с дном нижней поверхности.
98
Рис. 2. Карта
глубин залегания нижней поверхности холодного промежуточного
слоя (в условных пределах изотермы 0°) летом- 1949 г.
■
v
I _ зоны с температурой воды выше 0°; 2 — участки, где слой
с отрицательными температурами
леж и т на дне; 3 — линия пересечения с дном верхней поверхности t = 0°; 4 — линия пересечения с .
дном нижней поверхности.
7*
99
I
;
слоя (в условных пределах изотермы — Т0) летом 1949 г.
/ — зоны, в которых нет тем пературы — 1°; 2 — л и н и я пересечения' с дном верхней поверхности / —
— Г ; 3 — линия пересечения с дном* нижней поверхности.
Н а разрезах
показано вертикальное
.
:
строение ядра холодного промежуточного слоя в районе о-ва Ионы.
I ■
100
<■
■
Рис. 4. Карта глубин -залегания нижней поверхности ядра холодного промежуточного
слоя (в условных пределах изотермы — 1°) летом 1949 г.
■/ — зоны с температурой воды выше — 1°; 2 — участки, где слой с отрицательными температурами
.
леж ит на дне.
101
с. ш. Дугообразный изгиб его границы в этом месте обусловливается
влиянием теплы х'вод Японского моря, проникающих в море через про-,
лив Л аперуза.
,
6. Глубины залегания верхней поверхности .холодного промежуточ-ного слоя обусловлены главным образом ветровым перемешиванием t
и довольно однообразны почти повсеместно, в северо-западной часта,
моря они' колеблются от 20 до 35 м , в районе Сахалина — от 30 до 35 м,
в северо-восточной части не превышают 40 л . Резкое ж е увеличение глу­
бины залегания холодного слоя происходит там, где больше всего .ска­
зывается влияние подтока теплых вод снизу. Прежде всего это отно­
сится к району «окна» у о-ва Ионы, где верхняя поверхность холодного'
промежуточного слоя опускается до 100 ■м, а такж е и к южной части
моря, где она располагается на глубине 50—60 м, в местах же наиболь­
шего влияния океанических потоков— до 70—80 м.
Снижение холодного промежуточного слоя наблю дается такж е
'У входа в Пенжинский залив и особенно к югу от м. Алевйна, главным
образом за счет интенсивных процессов перемешивания. В Пенжинском
заливе холодный слой расположен очень своеобразно. В проливе, соеди­
няющем залив с морем, а такж е в центральной части залива он покры­
вает дно, начиная с глубин 150— 180 ж. Верхняя поверхность слоя круто
поднимается по направлению к Гижигинской губе, и в самой губе-он
залегает уже на глубинах 30—35 м. Поскольку вертикальная зимняя
циркуляция в наиболее глубокой части Пенжинского залива не прони- .
кает глубже 170— 190 м, наличие холодного подстилающего слоя в ней
является результатом сползания холодных масс воды со склонов дна
залива.
.
7. Глубины залегания ни-жн-ей поверхности холодного промежуточ­
ного слоя''имеют важные особенности. П режде всего бросаются в глаза
своеобразнее сводчатые коридоры, прорытые в нижней части этого слоя
теплой океанической водой. Главные из si их коридоров направлены йа
северо-запад и север от пролива Крузенштерна и Четвертого Куриль­
ского пролива, а такж е кз северо-запад от пролива Буссоль.
Этими Сводчатыми ' коридорами единый массив промежуточного •
слоя разбивается на отдельные части:' с глубинами до 180— 190 м —
вдоль ’берегов' Сахалина, 160— 170 .и - к востоку от Сахалина^
150— 170 ж — в северной и отчасти центральной частях, 150— 160 ж -—
у побережья Камчатки, к западу от устья р. Колпакова. Наиболь­
ш ая глубина, до которой 'опускается нижняя поверхность промежуточ­
ного слоя, составляет .180— 190 ж, она встречается лишь в запад­
ной половине средней части моря, что стоит в связи с уменьше­
нием вертикального градиента плотности вод в районах,; где тая­
ние льдов играет меньшую роль. Высота коридоров, прорываемых
теплой водой, достигает 40—5 0 -ж, а ширина — в наиболее узких частях
30—50 миль. Наиболее мощными являю тся коридоры против пролива
, Крузенштерна и Четвертого Курильского пролива: они образуются
в основном за счет потоков, проникающих в Охотское море через про­
лив Крузенштерна. Действие их настолько сильно, что «растапливание»
холодного промежуточного слоя снизу происходит на обширном про­
странстве его юго-восточной части. Только на расстоянии 100— 120 миль
от юго-восточной его границы несколько слабеет тепловое воздействие
океанских вод, направляющ ихся отсюда далее двумя разными путя­
ми (на север и северо-запад). У коридора, идущего от пролива Буссоль
по направлению к северу, постепенно понижается расположение его
«свода». Если на широте м. Терпения его верхняя точка находится на
глубине 90— 100 м, то восточнее района залив Чайво—залив Пильтун
она опускается до глубин 140— 150 м; к северу от этого места глубины
вновь начинают ум еньш аться, "образуя такж е своего рода коридор
с направлением в сторону области отсутствия отрицательных темпера­
тур в районе о-ва Ионы. Причиной этого является влияние, которое ока­
зывают теплые глубинные воды на холодный промежуточный слой
в этом месте после завершения циркуляции вокруг о-ва Ионы.
Отепляющее действиё перемешанных около о-ва Ионы теплых Глу­
бинных вод, при их движении на юг подтверж дается такж е и прежними
наблюдениями.
'
8. Толщина слоя отрицательных температур в различных частях
моря весьма неодинакова. В юго-восточной части она колеблется от
нескольких метров до 50—70 м, а в середине моря — увеличивается до
90— 120 м.' Особенно большой мощности промежуточный слой достигает
в западной и в северо-западной части моря — до 150— 180 м.
9. Кроме, указанных здесь особенностей холодного промежуточ­
ного слоя в летнее время (частично известных и ранее), удалось уста­
новить положение его южной границы. Она располагается в 100— 180
милях к. северо-заНаду от Курильских островов и тянется извилистой
линией, приблизительно параллельно гряде. Наибольший отход этого
слоя от Курильских островов имеет место на северо-западе от пролива
Буссоль и от Первого и Четвертого Курильских проливов.
Очень характерно, далее, расположение границы промежуточного
слоя вдоль берегов Камчатки, где благодаря теплому течению он как бы
отрывается ют, дна, и нижняя его поверхность такж е располагается
в толще воды. Холодный слой со стороны Камчатки имеет вид почти
вертикальной.стены, простирающейся от 60 до 100— 120 м.
10. Отсутствие слоя отрицательных температур в Курильской ча­
сти моря всецело .обязано океаническим влияниям. Постоянный приток
теплой тихоокеанской воды не только полностью уничтожает его в лет­
нее время, но и препятствует его образованию зимой. Интенсивное пе-,
ремешивание при подходе к проливам, обусловленное большими ско­
ростями постоянных и приливных течений, такж е не способствует его
образованию. Характерный дугообразный изгиб изобат верхней по­
верхности холодного слоя, наблюдаемый к северо-западу ото-ваА лаид,
подтверж дает динамическую роль северных Курильских проливов
(особенно П ервого), которая была установлена ранее, в основном р а­
ботами А. К- Леонова. Однако Леонов сильно преувеличил значение
Первого Курильского пролива в режиме Охотского моря, считая про­
лив чуть ли не самой «главной теплофикационной трубой», поставля­
ющей, по его представлению, в море огромноё количество тепла. Но,
будучи мелководным (до 54 м ), он, разумеется, способен оказывать
влияние только в самом поверхностном слое моря и ни в коей мере не
может конкурировать с такими «трубами», как Четвертый Курильский
пролив и особенно пролив Крузенштерна.
'
че ’
Особенности расположения ядра холодного промежуточного слоя,
под которым можно понимать область, ограниченную изотермической
поверхностью — Г , состоят в основном в следующем (рис. 3, 4): „
1.
Ядро холодного промежуточного слоя такж е занимает боль­
шую площадь.
2. Теплые океанические воды отодвигают границу ядра еще д ал ь­
ше от мест их влияния. Такой отход особенно выражен в зоне Куриль­
ских островов и западного побережья Камчатки. Характерный дуго­
образный изгиб границы ядра подтверж дает наличие основных
направлений влияния теплых вод, о которых говорилось выше. О бра­
щ ает на себя внимание изгиб границы и изобат верхней поверхности
яд ра холодного промежуточного слоя у северо-западного побережья
Камчатки на'ш ироте 55—58° с. ш. О бразую щ аяся своеобразная лож би­
на является следствием вихревой циркуляции, создаваемой в этом
месте потоком вод океанического происхождения.
'
По расположению границы ядра холодного промежуточного слоя
особенно хорошо виден масштаб влияния теплых глубинных вод, дохо­
дящих до района о-ва Ионы. Область, в которой отсутствует темпера­
тура — 1°, здесь достигает больших 'размеров. Ш ирокий прорыв ядра
у северо-западной части Сахалинского залива и Северного Сахалина
такж е связан с выносом тепла, но уж е амурскими водами, а такж е
с влиянием относительно теплых и распресненных ' вод Ульбанского
течения, распространяющихся в северо-западной части залива почти
до дна. Ц иркуляция теплых вод вокруг о-ва Ионы в южной и восточ­
ной частях этой области находит свое отражение в ложбинообразном
виде верхней поверхности ядра холодного промежуточного слоя.
К северо-востоку от о-ва Ионы действием теплых глубинных вод
в ядре холодного промежуточного слоя образуется своеобразный
. «сводчатый коридор», простирающийся до 59° с. ш. Этот «теплый кори­
дор» играет роль своеобразного тормоза в развитии вертикальной зим -'
ней циркуляции к северо-востоку от о-ва Ионы.
,
3. Глубины залегания верхней поверхности ядра промежуточного
слоя в северо-западной части моря колеблются от 25 до 50 м, в основ­
ном оци леж ат в пределах 30—40 м. В центральной и южной частях
они равны 40—55 м, причем наименьшие глубины определены в зап ад ­
ной части моря, а наибольшие — в юго-восточной и восточной. В П ен­
жинском заливе ядро холодной вод к имеет небольшие размеры. Оно
. располагается на дне у входа в Гижигинскую губу, начиная с глубин
* 55— 100 м, а местами и 150 м.
4. Глубины залегания нижней поверхности ядра промежуточного
« слоя-имею т наименьшие значения в непосредственной близости от его
юго-восточных и восточных границ, а такж е вдоль восточных берегов
Сахалина, так что основная его часть располагается в центральной
части моря. Это подтверждается и картой 1минимальных температур
холодного промежуточного слоя, на которой изолинией — Г,5° очерчена
наиболее интенсивная обдасть ядра в средней части моря. В северозападной части, как и в Пенжинском за'чиве, ядро холодных вод л е­
ж ит на дне, т. е. достигает глубины 150—20.0 м.
В открытом море в местах наибольшего влияния потоков теплых
вод глубины залегания нижней поверхности ядра холодного слоя не
• превышают 110— 125 м.- Коридорообразньш характер этой поверхности
полностью1 соответствует такому ж е характеру нижней поверхности
всего промежуточного слоя- Наиболее широкий из этих Коридоров про­
стирается от пролива Крузенштерна; он разделяет ядро холодной воды
на отдельные наиболее -интенсивные части- глубины залегания которых
доходят здесь до 145— 160 м.
..
'
■■ 5. Толщина ядра промежуточного слоя колеблется от незначитель­
ных величин у его границ в юго-восточной части моря до 10.0— 150 м
на северо-западе моря.
’
6. Карта минимальных, температур промежуточного слоя дает
представление о его интенсивности в различных частях. Наиболее ин­
тенсивной частью ядра холодного' слоя является район северо-запад­
ного мелководья, где минимальные температуры доходят до — 1,70°,
■
— 1,79° и д аж е — 1,80°. В западной половине средней части моря наинизшие температуры достигают — 1,60° — — 1,70°.
В Пенжинском заливе они выше — 1,30°. Что касается глубин з а ­
легания минимальных температур ядра холодного слря, то в северо104
'западной части они наблюдаются, как правило, в придонных слоях и
на дне, а в открытом море — на разных глубинах от, 50—60 до 90— 10&ж.
При выявлении структуры деятельного слоя хорошим дополнением
ко всему вышеизложенному может служить карта глубин залегания
верхней изотермической поверхности + 1°. Располагаясь над холодным
промежуточным слоем, поверхность равных температур + 1° в извест­
ном смысле повторяет отмеченные-ранее основные особенности его рас­
положения. П реж де всего бросается в. глаза в общем очень однообраз­
ный характер глубин залегания этой поверхности. В северо-западной
части глубины меняются от 20 д о '‘30 м, а в открытом море — от 30
до 40-Л!, ‘
,'
В местах наибольшего влияния теплых глубинных вод или интен­
сивного перемешивания поверхность образует глубокие впадины. Так,
в районе о-ва Ионы температуры, выше + 1° наблюдаются в толще воды
до глубин 60—70 м и д аж е 80 м (к юго-западу от острова). Д ругая
больш ая впадина в поверхности температур +^1° располагается в цен­
тре Пенжинского залива, где глубина залегания ее доходит до 100—
'110 м. Интенсивное приливное перемешивание способствует распреде­
лению тешщ во всей-'этой толще и приводит'в период .зимнего охлаж ­
дения к очень своеобразным явл ен и ям .,
Третьей областью., где поверхность температуры + 1° уходит на
большие глубины, является юго-восточная часть моря, прилегающая
к первым четырем Курильским проливам. Около о-ва А лаид глубины ее
залегания достигают порядка 190—200 м. Этой картой довольно убеди­
тельно подтверждается динамическая роль северных проливов Куриль­
ской гряды,
Характерно т,акже расположение , областей, в которых температуры
ниже 4-1° не встречаются вообще. Прежде всего это имеет место в ши­
рокой полосе, окружающей гряду Курильских островов как со стороны
Тихого океана, так и Охотского моря. Расположение границы этой по­
верхности в Охотском море отчетливо показывает зоны непосредствен­
ного влияния теплых океанических вод и вод Японского, моря. Н аи­
больший отход этой границы на северо-запад от пролива Буссоль, как
и границ холодного промежуточного слоя, заставляет думать, что роль
этого пролива в поступлении теплых океанических вод в Охотское море,
особенно в его верхних слоях, no-видимому, недооценивается. К арта
минимальных температур холодного промежуточного слоя (лето 1949 г.)
показывает поток тепла через западную половину пролива Буссоль.
Изолиния температуры + 1,5° далеко вдается на север в Охотское море.
Об этом говорит такж е изотерма +1,5° на карте температур ца гори­
зонте 200 м.
Температуры выше + 1 ° встречаются такж е вдоль всей береговой
черты, где явление прогрева обязано сильным в прибрежных районах
процессам перемешивания.
,
Режим перемешивания и связанные с ним изменения
структуры деятельного слоя моря
Перемешивание, вызываемое волнением *. Б л агод аря' обычно не­
большим глубинам; проникновения ветрового перемешивания последнее
сказы вается лишь в поверхностном слое моря. Большое значение вет­
ровое перемешивание имеет в прибрежной зоне.
*
З а глубину ветрового перемешивания принимается горизонт, которому на -кри­
вой вертикального распределения температуры воды соответствует в пределах поверх­
ностного слоя наибольшее изменение кривизны.
(
106
Вследствие того, что Охотское море характеризуется интенсивным
развитием атмосферных процессов, включая и циклоническую деятель­
ность, ветровое перемешивание является, весьма обычным, в пределах
всего моря J1 0 — 13]. Интенсивность, перемешивания зависит от силы
ветра и продолжительности его действия. Так как длительная и доста­
точно сильная штормовая обстановка наблюдается в Охотском море
часто, то перемешивание оказывается довольно интенсивным.
Наибольшую роль ветровое перемешивание играет летом и осенью,
способствуя проникновению тепла на глубину. Зимой ветрбвое переме­
шивание не имеет никакого значения, поскольку оно совершенно пере­
крывается более постоянными процессами конвекции и скрадывается
наличием ледяного покрова.
Глубины ветрового перемшивания по наблюдениям съемки ,1949 г!
(рис. 5) в-общем распределены довольно; равномерно: после довольно
сильной штормовой деятельности вся открытая часть моря оказалась
перемешанной до глубин 20—28 м. Наибольш ая глубина перемешива­
ния в Охотском море, вероятно, не превышает 30 м.
В юго-западной части моря при слабом развитии волнения глубина
перемешивания составляет 10— 15 м, в местах наибольшего распреснения 8— 12 м. В Сахалинском заливе даж е при условии сильного вол­
нения она, по-видимому, не больше 8— 10 м.
В зонах, подверженных действию сильного приливного перемеши­
вания, ветровое перемешивание играет второстепенную роль, поскольку
выравнивание свойств по вертикали интенсивно происходит и без у ч а ­
стия волнения.
Весной ветровое перемешивание не имеет большого значения. так_
как слабое развитие волнения' в весеннее время препятствует прогреву
более глубинных сло.ев, хотя от таяния льдов море покрывается тон­
кой распресненной пленкой воды, сильно аккумулирующей поступающее ;
от радиации тепло.
Градиент солености на границе этой пленки совместно с : увеличи­
вающимся градиентом температуры* образует своеобразный, барьер,
задерживающий проникновение ветрового перемешивания на глубину.
Только с развитием циклонической деятельности постепенно усили­
вается волнение и ослабляется сопротивление, оказываемое этим ба­
рьером.
.
'
Перемешивание, вызываемое течениями,, играет значительную роль
в гидрологическом режиме Охотского моря.
'
В ряде районов Охотского моря особое значение имеет перемеши­
вание, вызываемое приливными течениями. К числу таких районов'от­
носятся: 1) район Ш антарских островов; 2) район о-ва Ионы; 3) ЮжноКурильское мелководье; 4) Курильские проливы, в особенности "сред­
ней части гряды; 5) Ю жная часть Пенжинского залива (от п-вов Кони
и П у г и н а до Камчатского побережья) и область, прилегаю щая к п-ву
Тайгонос..
В результате приливного перемешивания на поверхности моря в
этих местах имеются «холодные пятна» со всеми характерными особен­
ностями вертикального распределения гидрологических элементов w
прежде всего .температуры, что было хорошо выявлено съемкой 1949 г.
Так, в районе о-ва Ионы температура окружающих вод на поверхч
ности была равна 10,40°, а несколько к юго-востоку она падала до
,8,50°. Н а глубине же 50 м температура воды в этом районе была зн а­
чительно выше температуры окружающих вод. Если у о-ва Ионы
она составляла 1,84°, то t юго-востоку она возрастала до 2,-67°, тогда
как'окруж аю щ ие воды имели отрицательные .температуры.
106
ч
Рис. 5. Карта глубин ветрового перемешивания летом 1949 г.
Заш трихованные области обозначают зоны сильного приливного перемешивания.
где отсутствуют скачки плотности.
107
В Пенжинском1 заливе поверхностные воды по сравнению с дру­
гими частями моря являю тся очень холодными, В середине входа в з а ­
лив их температура была равна 4,6°, в центральной части 5,2°, у побе­
реж ья Камчатки и к северо-востоку от м. Омгон 5,3°. Только в север­
ных прибрежных районах температура .была выше: в Гижигинской
губе она равнялась 6,7°, а у п-'ва Тайгонос 7,3—7,8°. Самые низкие по­
верхностные температуры, являющиеся наименьшими и для всего моря,
наблюдались у п-ва Пьягина ( + 1',Э°). Здесь изотерма 4° далеко отхо­
д и л а от полуострова. Во всех указанных районах Пенжинского залива,
кроме его центральной<части, температура с глубиной.изменялась мало,
что такж е свидетельствовало о том, что эти районы охвачены прилив-.;
иы.м перемешиванием. .
,
Очень интересную роль в отношении приливного перемешивания
играют неглубокие проливы Курильской’ гряды, образующие своеобраз­
ную «качалку». Чередование приливо-отливных течений вызывает впол­
зание глубинных более, холодных вод по склонам дна Курильских ост­
ровов то со ‘стороны O xotckoVq моря, то со стороны Тихого океана.
Интенсивные приливные процессы, развиваю щиеся при этом, полностью
перемешивают глубинные воды с поверхностными, в результате чего
холодные пя^на наблюдаются, по-виДимому, всегда с обеих сторон Ку­
рильской гряды, образуя обширную область пониженной температуры.
Н а поверхности моря она во время съемки, в октябре 1949 г., ограни­
чивалась изотермой 8° и охватывала все острова гряды от середины
пролива Буссоль до о;ва Парамушир. В восточной половинё пролива
Буссоль температура была равна 5,8°, в. пролрве .КрузеНштерна 6,4°,.
в Четвертом Курильском проливе 4,4^—7,6°. В наиболее холодных пят­
нах температура достигала к северо-западу от о-ва М ацува 3,8°, к се­
веро-западу от о-ва Хурумкотан 5,2°.
Н а глубине 50 м Курильские острова были окружены изотермой
+ 2°, в Охотском море отходящей далеко к северу. Вдоль самих остро­
вов тянулись . области с температурой 4°. В располагавшихся около
гряды отдельных пятнах температура была ниже 1°, к северо-западу
от о-вов Кетой и Расева она составляла всего 0,12°. Н а глубине 100.W
температура в районе гряды была около 2°, а в холодных- пятнах
, 0,5—0,6°. Н а глубине 200 м температура во всей области выравни­
вается: у о-ва Расева 0,9— 1,0°, у о-вов С-имушир и Кетой-она уже р ав­
н я е т с я 1,5— 1,6°, у о-ва Хурумкотан 2,4°, у пролива Крузенштерна 1,4°.
Приливы и отливы сильно' влияют на гидрологический режим, вы­
зывая не только приливное перемешивание, но и суточную изменчи­
вость структуры деятельного слоя.
Вертикальная осенне-зимняя циркуляция и ход ее развития.
Несмотря на сезонный характер процессов конвективного переме; шивания, они имеют наибольшее значение в формировании гидрологи­
ческого режима деятельного слоя. Мощный северо-западный поток
, холодных масс воздуха вызывает осенью и зимой интенсивное охлаж ­
дение всей поверхности моря и как следствие сильное развитие верти­
кальной зимней циркуляции.
'
•
"
'.■
J Анализ гидрологических карт, построенных на основе расчета кон­
векции, позволяет охарактеризовать весь ход развития вертикальной
осенне-зимней циркуляции от месяца к месяцу.
В октябре и ноябре (рис. 6, 7) конвекция лишь способствует более
сильному ветровому перемешиванию и еще не может преодолеть сфор­
мированного им и летним нагревом температурного скачка плотности.
В зонах приливного перемешивания в это время ни ветровое, ни кон­
вективное п е р ем еш и в ан и е-п о ч т не играет никакой роли. М алейшее
охлаждение воды сразу ж е распространяется на большие глубины. Так,
108
Рис. 6. Карта - расчетных глубин вертикальной осенне-зимней циркуляции к концу
октября
Заштрихованные области обозначают зоны вентиляции.
109
Рис. 7. Карта расчетных глубин вертикальной осенне-зимней циркуляций к концу ноября
Заш трихованные области обозначаю т зоны вентиляции.
110
в Курильской зоне приливного перемешивания конвекция может про­
никать до 80 и д аж е до 100 ж, а в районе п-ов Кони, П ьягина — до
150— 190 м.
Рис. 8. Карта расчетных глубин вертикальной зимней
циркуляции к концу декабря.
Заш трихованные области обозначают зоны вентиляции.
В декабре (рис. 8) конвекция в общем охватывает слой глубиной
20—40 м, с дальнейшим увеличением глубины проникновения в зонах
интенсивного приливного перемешивания.
>
В Курильской зоне конвекция проникает на глубины до 100— 120 м
и д а ж е 150— 170 ж, в Пенжинском ' районе— До 150—200 м, причем
111
в центральной части самого залива-— до 140 м. Наименьшие глубины
конвекции дают восточная часть,Сахалинского залива и район м. Ели­
заветы, где из-за наибольшего опреснения она н е . может проникнуть
глубже 17—25 м.
'
,
В январе (рис. 9) в большей части открытого моря конвекция ох­
ватывает слой толщиной 30—50 ж, а в районах интенсивного приличного
перемешивания — до 1Q0— 150 и 170—230 ж. Проникновение конвекции
до больших глубин (100— 120 ж) отмечается в этом месяце и в „крайней
северо-западной части моря. Обращ ает на себя внимание область, При­
легающая к о-ву С ахалин восточнее и северо-восточнее м.. Терпения,
где конвекция достигает 70 м гдубины, что стоит в связи с уменьше­
нием градиента плотности вод в районах, где таяние льдов играет мень­
шую роль. В окружающйх эту область районах моря конвекция к концу
января распространяется только до 30—40 ж.
. Наиболее сильное развитие вертикальной зимней циркуляции имеет
место в феврале (рис.- 10). К концу февраля в открытом море глубины
конвекции достигают в восточной части 40—80 ж, в средней—-80— 100 м,
а западней — 90— ! 30 м, в южной — 40—80 ж. Глубины конвекции в зо­
нах приливного п е р е м е ш и в а н и я 150—250 ж. В Пенжинском заливе
вертикальная зимдяя циркуляция проникает до 180— 190 ж, а перед
Курильскими островами в Охотской части — до 100— 150 и даж е 250 м.
В северной и северо-западной частях моря конвекция достигает глубин
130— 180 м, за исключением полосы, простирающейся от м. Елизаветы
на север до района восточнее о-ва Ионы и Далее на северо-восток.
В непосредственной близости от северной оконечности о-ва Сахалин
глубины конвекции малы, всего 30—40 ж, что связано с сильным распреснением (большие соленостные градиенты плотности).
Очень интересен район к, северо-востоку от о-ва Ионы, где глу­
бины конвекции составляют всего 50—60 ж, тогда как в прибегающих
районйх.она доходит до- Дна (130— 140 ж ). В)ыше уж е указывалось
(см. рис. 2 и 4), что в летней картине строения холодного слоя в этом
именно месте действием теплой воды прорывается своего рода сводча­
тый, коридор. В-период развития вертикальной зимней циркуляции теп­
лая вода, наполняющая этот коридор, препятствует ледообразованию
и, предотвращ ая этим' осолонение, служит своебразным тормозом кон­
векции. Этот тормоз исчезает только в.,марте, после чего конвекция
и здесь начинает распространяться до. дна. Нужно, однако, иметь в виду,
что такая местная особённость, выявленная расчетом без учета пере­
носа вод, в- действительности может и не быть.
1
Таким образом, расчеты конвекций, выполненные применительно
к географическим координатам, т. е. без учета- переноса вод и адвек­
ции тепла, показывают, что к концу зимы (рис. И ) все море покры­
вается мощным слоем очень холодной и несколько осолоненной воды.
Величина осолонения колеблется от 0,3 --- 0,5% 0 в юго-западной и К ам ­
чатской частях моря, до 1,0
1,5%0 в районе Восточного Сахалйна
и 0,5 — 1,5% о в северной и северо-западной частях моря. В Пенжин­
ском заливе величина осолонения изменяется от очень малых значений
в средней части до 1,0
1,5% о в южной части Гижигинской губы.
Наибольшее осолонение имеет место в сильно распресненных частях,
прилегающих к Северному Сахалину. В районе м. Елизаветы оно сос­
тавляет 2,0.-^-5,0%0,а в восточной половине Сахалинского залква, дохо­
дит, согласно расчетам, д аж е до 7,5 %о (соленость моря на поверхно­
сти увеличивается, с 26,20 до 33,70 %0).
Предельная глубина кбнвекции составляет в северной и северозападной частях моря 180—200 м, в западной 100—.130 м, в восточной
Рис. 9. Карта расчетных глубин вертикальной зимней циркуляции
к концу января.
Заш трихованны е'области обозначаю т зоны вентиляции.
\
Рис. 10. Карта расчетных глубин .вертикальной зимней циркуляции
к концу февраля
Заштрихованные области обозначаю т зоны вентиляции.
114
Рис. 11. Карта расчетных глубин вертикальной зимней циркуляции к концу марта.
Заштрихованные области обозначают зоны вентиляции.
8*
115-
50— 80 ж. Д алее на юг пределы проникновения конвекции сначала
уменьшаются до 70—90 и д аж е до 40—50 м, а с приближением к Ку­
рильскому району сильна увеличиваются — до 150—250 м. что стоит
в связи с небольшим градиентом плотности вследствие однородности
водных масс.
Весьма глубоко проникает конвекция и в самой Курильской зоне
приливного перемешивания, доходя здесь до 150—200 м.
Д ля лучшего представления о ходе охлаждения охваченного кон­
векцией поверхностного слоя водьг были построены карты глубин з а ­
легания слоя, имеющего температуру 0°, а такж е изохрон наступления
температуры 0° во всем этом слое (карты не приводятся).
В Сахалинском заливе температура воды 0° наступает в конце
октября — начале ноября. Вдоль берегов средней и северной частей
о-ва Сахалина, во всем районе моря, прилегающем к''С ахалинскому
заливу и ЦГантарским островами, в прибрежнрй зоне крайнего северозапада моря, а такж е в северо-западной части Пенжинского залива
охлаждение воды до температуры 0° происходит в ноябре. В декабре
охлаждениё до 0° охватывает значительную площадь моря. Оно на­
блю дается в юго-западной части, распространяясь далеко восточнее
и севернее, м. .Терпения, охватывает большой район около о-ва Ионы
I
и всю северо-восточную четверть моря. В Пенжинском заливе охлаж ­
дение захваты вает полосу, идущую оТ северо:западной' части входа
к в залив на северо-восток.
ч
■
В я н в а р е . охлаждение воды до 0° происходит во всей южной и
крайней юго-западной части моря, а такж е в довольно широкой полосе
открытого моря, направленной на северо-запад до широты м. Е лиза­
веты и далее на север.
Также в январе охлаж дается до 0° вся юго-восточная часть- Пен­
жинского залива.
В феврале охлаждение происходит в районе м. Омгон, в районе,
прилегающем к северным остррвам Курильской гряды, а такж е в об­
ласти, идущей далеко на северо-запад от пролива Буссоль. Во всей.
Курильской зоне интенсивного перемешивания вода вообще не охлаж ­
дается до температуры 0°, тогда как прилегающие к этой зоне участки
Охотского моря и Тихону океана могут покрываться льдом местного
происхождения.
.
.
Глубины залегания слоя, имеющрго ■температуру 0°, в открытом
море в общем однообразны — 30—35 м. В запа'дной части моря они
равны 20—30 ж /'в северо-западной колеблются от 20 до 40 ж, а в южной
и юго-западной частях они доходят до 30—40 ж. Наибольш ая толщина
слоя с температурой 0°* наблю дается в районе северной группы Кури­
льских островов (до 6 0 .ж ), перед проливом Буссоль (до 90 ж ) ,чв цен­
тральной части Пенжинского залива (до 150 м ) .
Только в" трех \местах (Ю жно-Курильское мелководье, у п-вов
Кони — Пьягина и п-ва Тайгоное) температура 0° наступает после
1 начала вентиляции. Во всех других районах вентиляция начинается
при отрицательных температурах.
Зоны вентиляции. ; Представив таким образом всю картину по­
следовательного развития вертикальной зимней циркуляции, легко вы­
делить зоны вентиляции, где придонные слои воды каждую зиму осве- жаю тся поверхностными (см. рис. 6— 11).
Вентил'яция придонных слоев начинается уже в -октябре „и у п-ва
Пьягина и на Ю жно-Курильском мелководье (см. рис. 6). В ноябре
(см- рис. 7) зона вентиляции у п-ва Пьягина расш иряет свои размеры
и появляется у п-ва Тайгонос.
В декабре (см. рис. 8) она наблю дается уже вдоль всей береговой
116
\
части Пенжинского залива с широким распространением у п-ва Конн
— п-ва П ьягина и очень, узкой полосой прослеживается вдоль всех
остальных берегов. В это ж е время он'а начинается и в Сахалинском
заливе.
.
В январе (см. рис. 9) зона вентиляции сильно расширяется в край­
ней северо-западной и северной частях моря. Сахалинский залив пол­
ностью леж ит в зоне вентиляции! В Пенжинском заливе область невентилируемых вод сужается. Несколько увеличивается ■ эта зона
и вдоль Камчатки.
.
ч
В ф еврале (см. рис. 10.) начинается вентиляция у о-ва Ионы. У бе­
регов Камчатки, к этому времени она наблю дается уже в полосе шири­
ной 15—30 миль.В Пенжинском заливе, в северной и северо-западной
частях имеет место дальнейшее расширение зон вентиляции, продол­
ж аю щ ееся и в марте. В действительности зона вентиляции в Пенжин­
ском заливе расширяется еще быстрее, чем показывает расчет. Этому
помогает , сползание холодных вод, которые, как видно из рис. 1 и 3,
в конце концов заполняют котловину залива.
Если верить расчету, то до самого марта к северо-востоку от о-ва
Ионы ^охраняется область, где вентиляция придонных слоев отсутст­
вует, так как проникающие сюда теплые глубинные воды не позволяют
конвекции распространяться до дна. Только в марте (см. рис. 11) вер­
тикальная зимняя циркуляция ' пробивает это препятствие и обеспечи­
вает вентиляцию придонных вод. Вероятно, и здесь это в действитель­
ности происходит раньше.
'
i
' Таким образом, к концу зимы наиболее провентилированными
водами являю тся воды Ю жно-Курильского мелководья, района
п-вов Кони — Пьягина, района п-ва Тайгонос, Сахалинского залива,
а ' такж е широкой полосы северной и северо-западной частей моря.
Воды Сахалинского и Камчатского побережья такж е хорошо провенти­
лированы, хотя в довольно'узкой полосе.
. . .
•
Гидрологические карты, построенные на основе расчета конвекции,
позволяют такж е установить продолжительность вентиляции в различ­
ных зонах. Если на, Ю жно-Курильском мелководье и в районе
ji-bob Кони и Пьягина вентиляция пр одол ж ается в течение всего п ерио­
да охлаж дения (6 месяцев), то у о-ва Ионы она длится всего лишь
1—2 месяца.
.
Особенности ледообразования. Развитие вертикальной зимней цир­
куляции сопровождается ледообразованием, процессы которого можно
.проследить по картам критической глубины замерзания, показателей
v зам ерзания и изохрон появления льда.
К арта показателей замерзания (рис. 12) показывает, что. в разных
частях моря замерзание начинается при- различных потерях тепла.
В ю го-западнай части моря ледообразование начинается после того,
как потери тепла составят 25—30 ккал/см2, в прикамчатском районе — 20—30 ккал/см 2, в центральной части моря — 30—35 ккал/см 2,
а ближе к югу — 35—40 ккал/см 2. В западной половине моря показа­
тели зам ерзания меньше: они составляют 20:—26 ккал/см2, а вдоль по­
бережья С ах ал и н а— 16—20 ккал/см2. В очень широкой полосе-северо\ западного и северного районов количество теряемого к моменту начала
ледообразования тепла составляет 20—25 ккал/см2, а в местах влия­
ния теплых глубинных вод — 35—45 ккал/см 2.
'
В областях интенсивного .приливного перемешивания Пенжинского
залива показатели замерзания изменяются от 35 до 45 ккал/см 2. В ме­
стах наибольшего распреснения показатели замерзания, как и следо­
вало ожидать, оказываются весьма низкими. Так, в Сахалинском з а ­
ливе они колеблются от 9—7,5 до 2 ккал/см2, что говорит о том, что з а ­
117
мерзание здесь начинается почти сразу ж е после начала охлаждения.
В полном соответствии с показателем замерзания находится и дру­
гой показател еп роц ессов ледообразования —•критическая глубина за ­
мерзания. В ' центральной части моря ледообразование начинается
Рис. 12. Карта расчетных показателей замерзания, в ккал/см2:
Заш трихованные области обозначают зоны, в которых отсутствует ледообразование.
в среднем при достижении конвекцией глубины 30—36 м. Наименьшие
глубины конвекции, при которых начинается образовываться лед, имеют
место в Сахалинском заливе, где они равны 12— 13 ж. В районах интен­
сивного приливного перемешивания (у п-вов Кони-Пьягина и п-ва Тай­
гонос) замерзание начинается после,того, как конвекцией охватывается
вся толща воды до самого дна (до 60—90 и д аж е 150— 190 ж).
С помощью карты изохрон появления льда (рис. 13) удаеУся уста­
новить примерную границу области, в пределах которой вообще обра118
'
.'
зуется лед. Э та граница в то ж е самое время представляет собой линию
раздела областей моря с полярным и субполярным типами конвектив­
ного перемешивания (по Зубову).
Карта' изохрон появления льда показывает, в частности, что в широ­
кой полосе моря, прилегающей к Курильской гряде, лед может быть
Рис. 13. Карта расчетных изохрон образования льда.
Заш трихованные области обозначаю т зоны в которых отсутствует ледообразование.
только наносным, хотя и здесь обнаруживаются небольшие районы
вблизи Курильских островов и даж е целая полоса вдоль них в океане,
где, по расчету, местное ледообразование все ж е возможно. Уверенно­
сти в реальности этого расчета, конечно, нет, но некоторые соображения
в его пользу вы сказать можно. Ритмичные качания ‘ вод относительно
проливов приводят к охлаждению поверхностного слоя (холодные пят­
на) вследствие перемешивания их с глубинными. Наибольшей интен­
сивности это перемешивание достигает в самих проливах, а с удалением
от нихчоно слабеет. Поэтому в некотором удалении от Курильской гряч
~
119
\
ды распространяющиеся вокруг нее поверхностные воды, уже охладив­
шиеся летом в проливах, зимой не отепляются глубинными водами, что
и может ускорить их охлаждение до температуры замерзания. Это тем
вероятнее, что сюда постоянно подносятся воды холодного промежуточ­
ного? слоя как со стороны Охотского моря, так и со стороны Тихого
океана течением из Берингова моря.
Весьма любопытно, что расчетные данные указы ваю т на то, что
местное ледообразование нормально отсутствует такж е в небольшой
области, располагающейся в средней части Пенжинского залива, дохо­
дящей почти до м. Омгон. Здесь это результат приливного перемешива­
ния и значительных глубин залива.
В широкой полосе северной и северо-западной частей моря, а так­
ж е в западной области моря, прилегающей к о-ву Сахалин, ледообразо­
вание, как и вдоль берегов Камчатки, происходит в декабре. В при­
брежной зоне Пенжинского залива, всей северной и северо-западной '
частях моря ледообразование начинается в ноябре, а в некоторых ме­
с т а х — в октябре. В Сахалинском заливе лед образуется в октябре —
первых числах ноября. В открытой части самого моря ледообразование
происходит в основном в январе, а к северо-западу от о-ва А лаид—■
только в' феврале.
^
ЛИТЕРАТУРА
1-. Н. Н. З у б о в . Морские воды и льды. Л., Гидрометеоиздат, 1938.
2. Н. Н. З у б о в . Динамическая океанология. Л., Гидрометеоиздат, 1947.
•
3. А. -А. Б а т а л и н ,
и Н. Г. В а с ю к о в а. Опыт расчета теплового баланса
Охотского моря, Труды Океанографической комиссии, т. VII, АН СССР, 1960.
4. Н. P h i l i p s. Der Warme — und' W asserliaushalt der Indo—Pazifischen Ozeans, 1949.
5., H. H. А л е к с е е в . О. -рейде ледокола «Федор Литке» в Охотском море зимой
1931—32 гг. Исследования морей СССР, вып. 22, изд. ГГИ., 1935.
6. К. С. Лу к е . Охотское море и зимний рейс 1931'—32г. «Советский Север»,
№ 5, 1932.
7. Л. Ф. Р у д о в и ц . Льды в Охотском море л ето м '1916 г. Метеорологич. вестник,
т. 27, № 2, 1917.
8. Сведения о состоянии льдов на морях СССР, вып. 1—9, 1926—1938.
''
9. И. А. К и с е л е в . Фитопланктон дальневосточных морей как показатель неко■ торых особенностей их гидрологического режима. Труды ГОИН, вып. 1. (13К 1947. 10. Лоция
Охотского .моря. Изд. Гидрографического Управления РККФ, 1938
11. М. А. С е р г е е в . Курильские* острова. М., Географгиз, 1947.
.
12. П. В. У ш а к о в . Система вертикальных зон Охотского моря. ДАН СССР, сер.
XVIII, № 4. 1949.
.
13. Б. П. А л и с о в . Климатические области и районы СССР. М., Географгиз, 1947.
14. А. К. Л е о н о в. Региональная океанография. Часть I., Л., Гидрометеоиздат, 1960.
15. А. И. С о л о в ь е в. Курильские острова: Изд. Главсевморпуть, 1947.
16. П. В. У ш а к о в . Некоторые особенности фауны и гидрологического режима Охот­
ского моря. «Природа», № И, 1934.
17. П. В. У ш а к о в . Охотское море. Морск. сборник, №. 1, 1940.
18. П. В. У ш а к о в . Курильская гряда.- «Природа», № 6, 1946.
19. П. В. У ш а к о в . Значение проливов Курильской гряды для кислородной режима
Охотского моря. Труды ГОИН, вып. 1 (13), 1947.
/
МЕТОД РАСЧЕТА
АДВЕК ТИВ НЫ Х ИЗ МЕ НЕН ИЙ Т О ЛЩ ИН Ы Л Ь Д А
В Д О Л Ь ВОСТОЧНО-АМЕРИКАНСКОГО ПУТИ
ПЕ РЕ М ЕЩ ЕН И Я Л ЬД О В
/
В. П. Хрол
■
В настоящей работе ставится задача количественно оценить адвек­
тивные изменения толщины льда на восточно-американском пути пере­
мещения льдов, качественная оценка которых была уж е дана ранее [1].
Если обозначить в условиях отсутствия адвекции4 льда в данном месте
толщину существующего льда h, а толщину образующегося льда Н и со­
ответственно обозначить их в условиях существования адвекции льда
h' и Н', то адвективные изменения толщины льда будут представлять
собой A h = h' — h и А Н = Н ' — Н. Если не учитывать влияния торошения
и подвижности льдов на толщину льда в данном месте [2]^го в условиях
отсутствия адвекции льда h = H , а в условиях существования адвекции
льда h' = H '+ A , где А — адвекция льда. Выражение для адвекций льда
имеет вид
где t\ и- **2— начальный и конечный моменты времени, за которое опре­
деляется Л; w-— скорость перемещения.льдов, и dh'jdx — градиент h' в
направлении' перемещения льдов ( х ) . Таким образом, если ставится
задача определить адвективные изменения толщины льда вдоль пути
перемещения льдов, то это практически означает, что нужно определить
вдоль этого пути профили /г = Я > Й < //:
Можно ли в настоящее время определить адвективные изменения
толщины льда? Приближенное и частичное решение этой задачи на осно­
ве фактического м атериала, т. е. определение разности Ah .фактически
существующей толщины льда h и средней толщины льда безадвективных
районов данной широты h, невоможно по причине отсутствия такого м а­
териала. Теоретическое решение задачи, являющейся частным случаем
более общей задачи определения изменений распределения теплосодер­
ж ания в океане и атмосфере, вызываемых незональной океанической и
атмосферной циркуляцией, по многим причинам такж е невозможно. П о­
этому в настоящ ее время для д е й с т в и т е л ь н ы х у с л о в и й нет
возможности определить адвективные изменения толщины, льда.
. Можно, однако,-поступить следующим образом: по данным о рас­
пространении ледяного покрова вдоль пути перемещения льдов, по
распределению температуры воздуха над ним и скорости нарастания
льда в зависимости от этой температуры — все в условиях отсутствия
121
/
адвекции льда — рассчитать профили h = H , а затем по этим ж е данным
и скорости перемещения льдов рассчитать профили h'_ и Н'. В данном
случае игнорируются связанные с появлением адвективных изменений
толщины льда изменения в гидросфере и атмосфере и, в частности, из­
менение температуры воздуха над.льдом и изменение зависимости ско­
рости нарастания льда от этбй температуры-,Тем не менее связь между
температурой воздуха над льдом и зависимостью скорости нарастания
льда от этой температуры в условиях отсутствия адвекции льда с тако­
выми в условиях существования адвекции льда остается и состоит в том,
что первые являю тся предельными для вторых и характеризую т предель­
ные условия распределения температуры воздуха над льдом; а такж е з а ­
висимости скорости нарастания'льда .от температуры воздуха на данном
пути перемещения льдов (при W -+ 0). Вот для этих п р е д е л ь н ы х у с ­
л о в и й распределения температуры воздуха над ль'дом и зависимости
скорости нарастания льда от этой температуры имеется возможность
определить адвективные изменения толщины льда. М ожно сослаться,
например, на работу К. Д . Сабинина [3], в которой для этих условий
оказалось возможным количественно оценить нарастание льда в заприпайных полыньях.
В настоящей работе рассматривается метод расчета адвективных
изменений толщины льда на восточно-американском пути перемещения
льдов при' предельных условиях распределения температуры воздуха над
льдом и зависимости скорости нарастания льда от этой температуры.
Сущность метода
Восточно-американский путь перемещения льдов простирается от
Канадской линии дивергенции [1] вдоль восточного побережья Северной
. Америки примерно до 44—43° с. ш. в районе о-ва Ньюфаундленд (рис. 1).
Образование льда на этом пути идет с сентября по май, а лед существ
вует с сентября по август. С м ая по .август идет таяние льда. В начале
пути образование льда начинается в середине сентября. С этого времени
до начала м арта граница ледообразования перемещается на юг, а гра­
ница распространения льдов из-за адвекции льда продолж ает еще пере- мещаться на юг до начала апреля. С начала марта по май первая и с
начала апреля по август вторая граница перемещаются обратно на се­
вер. Скорость перемещения границы ледообразования на юг ,d сентября
по февраль больше, с середины февраля до начала марта меньше,
скорости перемещения льдов, а с начала марта они имеют разный знак.
Метод расчета адвективных изменений толщины льда, на этом пу­
ти в течении года состоит в следующем. В‘, соответствии с величиной
интервалов времени, разделяю щ их исходные данные, период сущ ество­
вания льда на пути разбивается на отрезки времени'Д£я, где п — по­
рядковый номер отрезка с начала до конца периода существования
льда. Затем,, по исходным данным: протяженности ледяного покрова
вдоль пути, температуры воздуха над неподвижным льдом в начале
пути и скорости перемещ ения ’л ьдов для каж дого М п находятся сре­
дние значения величины изменения температуры воздуха во времени
(4 т ),!’ СКОРОСТИ перемещ ения границы ледообразования v„ и скорости
перемещ ения льдов w n. На основании того, что характер годового
хода температуры воздуха на береговых метеостанциях восточного
побереж ья Северной Америки примерно одинаков, величина ( ^ - )
считается одинаковой на всем пути перемещ ения чльдов. Скорость
перемещ ения' границы ледообразования для периода с середины сен­
тября до середины ф евраля’ определяется пО фактической протяж ен122
-
- ■
/
123
ности ледяного покрова вдоль пути, а для периода после середины
февраля — по местоположению температуры воздуха над; льдом — 2°.
Считается, что эту температуру, равную температуре замерзания мор­
ской воды, имеет поверхность льда (и непосредственно прилегающий
к ней слой воздуха в начале и конце периода образования льда
в данном месте. По исходным фактическим и расчетным данным, на
заданный момент времени t определяю тся температура воздуха над
льдом по выражению т и п а - Г = — (.2 +
время нарастания льда
, дг.
вдоль всего пути перемещения л ь д о в ' с учетом изменения \~^f)
и
w n от одного Д£„ к другому. По известной тем пературе воздуха и вре­
мени нарастания льда определяется сумма градусодней мороза ДR и
подставляется в эмпирическую формулу типа ht = ty (ha, ~hR). По этой
формуле производится расчет h и К , по К и w — расчет А, а И' опре­
деляется из выражения Н' = h’ — А.
_
Расчет
Исходные данные 1. Протяженность ледяного покрова вдоль во­
сточно-американского пути (L ) была определена на середину каждого
месяца с сентября по август из имеющихся атласов и работ [4, 5, 6].
2. Температура воздуха над неподвижным льдом в районе начала
пути (Тх=0) была получена ранее [7]. Она дается в виде среднемесяч­
ных величин. .
'
3. Скорость перемещения льдов на' восточно-американском пути
такж е в виде среднемесячных величин для ноября — июля была по
дрейфам затертых во льдах судов определена ранее [1], а для авгу­
ста — одуября определена дополнительно по тем же данным..
Л. В качестве эмпирической формулы нарастания льда в зависи­
мости от суммы градусодней мороза была взята формула Н. Н. Зубова
[8], имеющая вид:
ht =
-
25 +
f / ( 2 5 . + h 0f + , &&R,
где h t — толщина льда в сантиметрах на конечный момент времени;
h0 — толщина льда в сантиметрах в начальный момент времени;
ДR — приращение суммы гр.1дусодней мороза за данны й'отрезок
времени.
Таким образом, еслй среднемесячные величины относить к сере­
дине месяца, то получается, что исходные фактические данные' разде­
ляет одинаковый и разный месяцу промежуток времени (табл1. 1).
Таблица 1
Параметры
L, мили . . . , ,
Т х _ п, °С . . . . .
w, мили/сутки . .
IX
X
XI
XII
Г
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
630 1090 1640 2060 2260 2330 2400 2200 1760 1-00 760
0
—
—
- 2 . —13 - 2 0 —28 - 2 9 —30 —28 —20 —7
■
0
7,0
3,0
3,0 4,0
5,5
6,0
4,5
10,0 11,0 12,0 12,0 10,0
П р и м е ч а н и е ^ июые, июле и августе L дается без учета т о г о / что у
начала пути в это время существует зона чистой воды.
-
По 'исходным фактическим данным определялись исходные расчет­
ные данные
, ' v A' n ' w n. При этом промеж утки времени Atn счи­
тались равными 30 суткам, ( 4 г ) принималась положительной величи- •
124
-
-
ной при понижении температуры и отрицательной — при ее повышении,
v n считалась положительной величиной при перемещении границы
границы ледообразования с севера на юг ..и отрицательной при пере­
мещении в обратном направлении. Д л я определения v n за период сен­
т я б р ь - ф е в р а л ь исходные данные брались из таблицы I, а за период
март — июнь — из распределения температуры воздуха над льдом. Со­
гласно этому распределению, граница ледообразования ( Т = — 2°) на­
ходилась в середине мар^а в х = 1640 миль, апреля — в х —1090 миль
и мая — в х = 286 миль. В М а, с середины мая до середины июня,
ледообразование продолжалось лишь 21у4 суток, так как именно за
это* время граница ледообразования/прош ла путь из х = 286 миль в
х = 0: Обозначив промежуток времени от середны сентября до сере­
дины октября к ак . Atu от середины октября до середины ноября как
At2, от середины ноября до середины декабря как At3 и т. д., получим
исходные расчетные данные (табл. 2).
'
Параметры
v n, мили/сутки
( Й 1 ° С/СУТКИ
.
' Таблица 2
Д*4
4^2
Д^з
&t7
Ats
Д^9
4 21,0 1-S.3 18,3 14,0 6,7 —20,й - 1 8 ,3 —28,8 - 1 3 ,3
0,36 0,233 0237 0,033 0,0 >3 —0,067 -0 ,2 6 7 -0 ,4 3 3 —0,233
w n, мили/сутки'
5,0
3,0
3,5
5,0
5,0
5,0
10,5
8,0
11,5
Aijo Д>и
—
—
—
—
12,0 11,0
Определение h = f ( х , t) и расчет h. Определение h ~ f { x , t) при
последовательном по времени ведении расчета сводится практически
только к определению AR — © ( х , t), в котором &R представляет со­
бой произведение абсолютной величины средней тем пературы воздуха
за время нарастания льда, определяемой как полусумма начальной Т0
и конечной Tt температуры воздуха, и 'времени нарастания льда
в сутках.
■•
"
На рис. 2 показаны последовательные положения границы ледооб­
разования на пути перемещения льдов через
за период образова­
ния и нарастания льда на этом пути (X). Очевидно, нарастание льда
в каком-либо х этого пути начинается после прихода в него и кончается
после ухода из него границы-ледообразования. За Дtn граница ледообра­
зования проходцт участок пути, значения х KOTopofo леж ат в преде­
лах Х п ^ х > Х п - 1 . Положение границы ледообразования в пределах
этого участка определяется выражением х = Х п _ х + v nt, из которого
следует, что время прихода или ухода границы, т. е. время начала и
-Х„
прекращ ения нарастания льда в данном х в пределах Atn, t = 1.
Найдем (s.Ry = ср (х ,- t) для .отрезков времени Atjv и , участков
пути с X N_ x + v Nt ^ x > X N_ x, когда^вдоль пути идет цроцесс обра­
зования льда. Заметим, что когда нам необходимо подчеркнуть, что
речь идет о времени, в течение которого соверш ается процесс образо­
вания льда вдоль пути, вместо п будем употреблять N. Время нарастания
х-Х ,
льда
для
этого
сл у ч а я р ав н о t -
Т0 над образую щ им ся.
N
N —1
льдом равна — 2°, a Tt =
UN
О ткуда
T0 + Tt
-X,N —1
JN
125
П,месяцы
Рис. 2. Характер распространения ледяного : покрова и перемещения льда
на восточно-американском пути.
/ — распространение ледяного покрова; 2 — зоны смещения льда с одного участка ледообразования на другой; 3 — линии, показывающие смещение отдель­
ных точек ледяного покрова; 4 — положение границы ледообразования; h — границы распространения льда. '’
2'. Найдем AR2 = у (х, t ) для отрезков времени Atn и участков
пути с X N > jc >- X N_j, где к началу At n 'лед уж е сущ ествовал. Вре­
мя нарастания льда Для этого случая равно t до прекращ ения ледо-
а Tt = T 0 -\-
t. Число слагаемых
At в выражении для ‘ Т0
равно числу цифр, составляющих с N и п непрерывный счетный ряд.
Например, если N = 1, а п = 5, то непрерывный счетный ряд будет 1,
2, 3, 4, и 5, а число слагаемых будет три. Таким образом, до прекра­
щ ения ледообразования
' .. ,
х ~ л п_ 1
а после — то же самое с заменой t на —----------- . .
vn
Чтобы теперь по известным AR = <р (х, t) получить h = f ( x , t),
нуж но в- эмпирическую формулу нарастания льда, кроме ДR, подста­
вить hQ. Дл]я первого случая к0 = 0 , а для второго — h = / ( х ) на к о ­
нец A t n _ j. В период таяния AR = 0 и ht = h0. Уменьшение толщины
льда за счет таяния не учитывается по двум причинам. Во-первых,
конечная цель работы получить Ah и АН, на величинах которых та­
яние не отраж ается, во-вторых, это усложнило бы и без того доста­
точно громоздкий расчет.
По полученным h = f(x, t) был произведен расчет профилей /г на
середину октября, ноября, декабря, и т. д .,'т. е. на конец A t b At2, At3,
н'т. д..
.
Определение h! = f (х, t ) и расчет h'. В действительных усло­
виях наряду с перемещением границы ледообразования происходит
перемещ ение льдов. На рис. 2 характер перемещения льдов показан
тонкими сплошными и -пунктирными линиями. В данном случае лед, '
оказавш ийся на момент времени t в х,- следует рассматривать п ри -'
шедшим из точки х ' = x — w n t. И з-за этого на выделенных выше
участках с X N _ j + v N t > -х > X N _ v и X>N >- л: > X N _ t появляю тся
зоны с X N _ j -(- w n t > д: > X N _ j , куда смещаются льды с соседнего
участка (на рис. 2 эти зоны смещения показаны жирными линиями).
П оскольку ДR = 9 (х, t ) у двух соседних участков различны, то ДR =
= ср (х, t) в зонах смещения ‘б у д у т1'иные. В последующих A t n после
b.tN на выделенных выше участках, кроме того, остаются „следы “
зон смещ ения (на рис. 2 они отсекаются тонкими сплошными й пун­
ктирными линиями) в виде отрезков смещения, различающихся выра­
ж е н и я м и для А'о, X N _ j - + - w nt - \ - w n _ j A t n_ tl + w n _ 2Atn _ 2 -\- . . . ^ х >
с X N _ j + v Nt ^ x > X N _ , - f w Nt] когда вдоль пути идет процесс об­
разования льда. ’Здесь в отличие Ьт образования неподвижного льда
перемещ ение льдов со, скоростью *wN < v N ведет к тому, что-образу127
1
X — X j^^ j
ющийся, скаж ем ,-в х ' и в t = ---- ---------- лед за время своего сущ е­
му
Х'
~~
XN
—
1
_
„ (J
.
Х' XN—1
ствования,1 t — —------ -------, смещается. на расстояние
[ t — ------ ------- j w
j
vN
V—J.V1 >—ii
V X Vv /1
XX CX
к/ (Д v,
X V/ /X IX XX
\
-
\
T.v
j W* Д Г
'
X — XN_ J
-
в x, в котором время ледообразования, t — ■
— —, меньше времеUN
'
X — X
_j \
ни нарастания приш едш его льда на ( t --------- —"— — ~— - Отсюда
VN
x'—XN_j\
VN
I
'
V
V/sf
I
VN
■
£ __ x ' —x N _ Л /
t
/ VN \
x , — XN _ 1\ w N .
XN
VN
V
wN-\ _ ^ , x — X N _ j
I \
)
-
x ' —X N _ j _ /
N
x
VN
x — X N _ 1 \t
' VN
'
I
° N
vN
W N
’
*т. e. врем я,нарастания льда в этом случае равно времени нарастания
неподвижного льда, умноженного на множитель^
_ vw —; больший
единицы. Поскольку Г? и Tt здесь те же, что и неподвижного' льда в
первом случае, то
'
.
V у *) •'
д/?, = д я ,-- —
.
■*,
M° N ~ wr,
,
.•
4. Найдем А/?4 — <р (x, t) для отрезков времени Atn и участкой
пути с X N > -х ^ X N _ j + w nt, .где к началу Дt n лед уж е существовал.
■ Время нарастания льда для этого случая до прекращ ения ледообра/
х —■Х п _ j
зования равно t и после — равно t — \ t -------—-— —
:
{
*
+
—
1+• • • • *
<)•
а Г,, то же, что и для неподвижного льда во втором случае. Общий
вид выражения ARt тот же, что и ДR 2.
5. Найдем теперь A R6 ='<? ( х , 't) для отрезков времени At n в на­
чальной зоне смещения с Х 0 + w dt
х > Х 0, где в х — 0 происходит
непрерывное образование льда. Д о прекращения ледообразования вре­
мя нарастания льда здесь измеряется временем, за которое образуюо
^
О
1 X
щиися в 1 = 0 лед сместится в данный х, т. е. t = - —- ,и после —
п
-
равно
—
— .о
г
Ч
У------ i \t ------- — —
VI — — /) —
<1г ___ ч
\ Т0 ви х = = 0
WО
равно
—
1
>
2 + ...+
i
, a Tf то же, что
и неподвижного льда на этом участке. Отсюда до прекращ ения ледо­
образования
•
^ = ^ \ т а + т ,\4я
а после — то ж е самое с
X
X
I
заменойW —
наW n — - — \ t
n
* При w N > v N выражения для ДR будут иные.
л — ’ ^ п
— J
”6 . Найдем теперь A/?B= tp(x, t) для отрезков времени Atn в осталь­
ных зонах смещения с X N _ ; + w nt > х- >- X N _ 4 . Здесь Л/? = у (х, t) —
Т о ж е, что и в четвертом случае, с той только разницей, что Т6 б е­
рется не на участке с X N ^ x ~ ^ X N _ v а на ^часткб с Х ^ _ 1' ^ х ^ .
*CX > N_ 2- Отсюда
;
(x — w nf ) ~ X N
t —2
- +- (ТГ)»._,2
~ 2'+ (^"l - 1
A t "
-
>) •
Чтобы теперь по известным AR = <?(x, t) получить h! = / ' (х, t),
нуж но в эмпирическую ф ормулу нарастания льда, кроме Д/?, подста­
вить Л0 . Д л я третьего и пятого, случаев h0 — 0, а для четвертбго и
ш естого случаев — К — f ' ( x — w ut) на конец &tn _ x.,
По полученным h' = f (х, t)f был произведен расчет профилей h'
на середину месяцев с октября по июль.
О п р е д е л е н и е H ' = * F ' ( x , t ) й р а с ч е т И'. После того как
получены h ' = f ( x , t ) , можно находить Н ' = F.'(х, £ ) .1 Поскольку
H ' = / i ' ~ A , то определение Н ' = F'(Jc, t) практически сводится к
определению
1
to
A t = A„ в к о т о р о м ,А 0 есть адвекция льда за перрод с начала образования
i
^2
льда в данном х до конца &tn _ i , a.— w h^ - ^ - d t есть адвекция льда
за t %— t x в пределах Шп . Вследствие -того, что в пределах М п грани­
цы. участков ледообразования, х = X N _ 5 + v Nt, зон смещения, х =
= Х „ _ 1 + w nt, отрезков смещения, х = X N_ , + w nt + w n _
_ : + ..
различаю щ ихся выражениями h! — f ' (х, t), являю тся функцией временни, то в большинстве х за Дt n сменяется несколько h ' ~ f ( x , ^ . П о­
этому выражение для A t представляет обычно алгебраическую сумму
нескольких интегралов. , Определение, пределов и подынтегральных
выражений в данном случае производится с помощью рис. 2. По и з­
вестным выражениям для Ъ! 'и А составляются Н ' = F ' (х, t).
По известном Н' = F'(x, i) был произведен расчет профилей Н' на
середину месяцев с октября по июль*.
i
I
Результаты
Результаты расчета представлены в табл. 3 и на рис. 3. Таблица
дает численные значения h, h', А и Н ' и позволяет без труда получить
Ah и АН, а рисунок дает наглядное представление о величине и харак­
тере изменения h,‘h'„ Н ' в течение года вдоль всего восточно-американ­
ского пути перемещения льдов.
»
Д анны е табл. 3 показывают, что на пути перемещения льдов т а ­
кого типа, как восточно-американский, имеет место как полож итель­
ная, так- и отрицательная адвекция льда. П ервая вызвана перем ещ е­
нием льдов в неоднородном полё толщины льда, обусловленным ши­
ротным измерением климата и характеризующ имся уменьш ением
* Bc<j расчеты выполнены Л. М. Богданович.
9
З ак . 2329.
129
oei
—
to
to to
4^ сл
05 со СО 05
ое
О Ю
05 С
<^> Сл.
ОО
О
о
С
соО Со
46
36
сл Со 00 Сл
22
Со
Со
25
05* to 00 05
48
44
60S—
39
56
53
23
Ю'
67
27 '
—4
'55 05
О
to
Со to
1
1400
-
!
>—i
05
О
о •
'
СО
24
40
о
25
--3
оо
ю
о
<—
00
о
о
'
О со «Э 05
S
Я
и
'Я
1000 -1200
■
СО
к
900
36
сл to --3 сл
,__1■
И-4 О
700
*-3
СЛ
о
о
4^ со
600
36
43
О со со О
24'
54
СО
400
Со
300
Со
200
66
150
96
20
20
09
50
22
23
44
сл
27
44
32
48
06
■24
36 ■
—36
46
47
26
45
3 6'
50
05 Ю 00 05
56
со
со
О “О -4
. 42
t—i
О со со о
48
СО
е00
54
4^ 4^ со. Е
29.
05
Ю ^3
, 34
60
20
54 - 49
“О
4^
“О '4^
- 63
Со
4^
<о О СО
I—
1
О
о
05
со
о
СО >—
70
56
4^
ЧСЛ -
1
СО 4^
67
62 -
—
»
сд ►
Ю
о
75
76
69
—34
89
4^
66
23
73
74
95
29
СО
h
СО
73
20
)—*
Со О СО
СО
(О ОО
4^
80
87
87
33
►
—
*
о> to
to
4^ СО со
87
—25
99
со
4^
93
123
108
СО о
to
93
—84
130
72
—22
■
27
—59
осо . . ■<!
СО
00
1
Расчетные
характе­
ристики, см
49
43
о
р
05
Сл
О сл
52
79
76
05
Сл
\
Со
Сл
гь.
30
62
-3 2
52
1
-
82
1 ■ 1 1. 1
74
о
05
05
Со
to
115'
СО
05
1
СО
00
О сд
-1 1 5
О
172
1 1
Со'
"гг
=5
46
133
30
Со
О
47
—206
to
<о
о
—230 ! —76
230
>—
Со •
о>
5У ?**
29
о
5г Й*
5
—367
367
Гь.
Месяцы
X'/
1
2000
05 05 to
(О -
о о о
о
о
о о-
О о о
О
о
О о
о
о
о
о ©
to
to
о
о
3
На кро­
мке ■
льдов
Таблица
'
05 to со
Н'
509
236
176
—
131
h
157
153
150
—
: 142
28 ■ 46
—
72
А * —658 —274 —183
302
Н'
229
658
-
h'
0
' 10
—
173
146
124
ПО
156 , 148
66
45
140
86
—56
142
102
—22
124
—
—773,
—
Н’
773
—
276
h
-8 3 8
Н'
838
172
—
—
.—
-2 9 0
—
300
—
—
-1 9 6 —145 - 1 0 4
146
175
216
—
154
145
135
•'163'
6
10
17
2
—215 — 169 -1 3 6 - - 1 1 0
146
217
127
175
182
—
173
h'
0
—
0
' А
Н'
—845
—
—303
845
— — 158 —101
— ' - 203
167
132 ■
- 10
—:
182
173
h
0 ‘ —
0.
h'
— ■ —303
—845
А
303
845
Н’
h
120
120
—
—
127^
— 19
27
,-2 4 9
180
0
135,
—101
164
■%'
А
91
105
■—
'
100
91
-5 5
173
0
h
’h'
А
112
303
—
—
—
—'
—
: 1бз
20
154
30
145
42
135
.'5 5
—72
127
145
135
0
1
.0
—217 —175 — 146 —126
146
127
217
175
,163
0
154
I
П р и м е ч а н и е ; Зона чистой воды-простирается в июне до
85
78
112.
104
97
89
131
133
128
111
30
40
42
120
41
100
93
86
79
123
114
2
112
115
125
22
' 106
136
42
98
90
142
. 56
138
103
94
86
126
70
.115
88
107
103
99
1-15\
-4 4
116
72
66
60
48.
35
82.
67 .
94
39
35
. 72
59
72*
15
50
32
23
16
6
0
77
59
40
27 7
17
10
33
30
20
13
13
10
44
29
20
14
4
0
53
33
82
23
16
44
30
14
6
29
25 .
4
0
22
22
0
16
74
60
14
6
6
55
51
4
55
51
4
62
Г01
57
44
53
29
63
43
20
90
72
125 . 142
53
131
33
112
23
93
87
44
29
60
78
120
58
21
•—17- •... 7
105
96
28
47
87
78
107
99
90
72
49
—47
96
62
80
—25
87
2
78
110
48
53
132
88
140
111
62
44
29
99
20
-.9.)
72
30
—57 -—4-8
87
.'78
54
126
26
115
36
-9 0
116
—69,
- 105
126
.3
113
115
8
—97
714
—82
116
105
96
107
> ,80'
62
83 ■ 73
■
0
' 21
,
'
3
24
129
108
-
-
/
20
33
-8
62
л:=99 миль, а в июле до л:=459 миль.
10
72
54
—8
62
132
мили
ф*
2400
45
_1_
2000
, 50
1600
55р
1200
600
400
65
_1_
•о
■30
о
XI
Е
XII
Рис: 3. Профили толщины льда на вос­
точно-американском пути перемещения
льдов, / — ft; 2 — ft'; 3 — Н ’
240
'толщины льда в направлении с севера на юг; вторая'— перемещением
льдов в неоднородном поле толщины льда, обусловленным диверген­
цией льдов в начале пути и характеризующимся увеличением толщ и­
ны льда в направлении с севера на юг. Положительная адвекция
имеет место в разное время на всем пути, а отрицательная — только
в зоне w t > х > 0.
'
‘
'
л
В результате действия той и другой адвекции ^ьда профили h' и
Н' отклоняются от профиля h —H таким образом, что в северной части
пути h ' < h и Н ' > Н , а в южной, наоборот, h ' > h и Я '< Я (рир. 3). О т­
сюда, как и предполагалось [1], на пути перемещения льдов возникаю т
' две области, характер адвективных изменений толщины льда в которых
противоположный: в северной части пути Ah отрицательна, а А Н поло­
жительна, в. южной части пути Ah положительна, а АН отрицательна.
С физической то^ки зрения, сейерная часть пути должна' назы ваться
теплым перемещением-льдов, а ю ж н ая — холодным; с географической
точки зрения, северная часть пути может быть названа арктической
областью, а ю ж ная-— океанической областью.
.
Граница между этими областями за период существования льда
перемещается с севера на юг и различна для Ah и АН. Из этого видно,
что вопрос о границе между арктической и океанической областями
сложнее, чем это представлялось ранее. Исходя из общих соображений,
можно было полагать, что в период ледообразования граница АН про­
тивоположного знака должна проходить там же, где и граница Ah, так
как физически неравенство h' и h, является причиной и неравенства
Н' и Н . Расчет, однако, показывает, что это не совсем так. Граница
меж ду областями по АН при движении к югу отстает от границы по
Ah, так как после смены знака, Ah на дарном участке пути требуется
время, чтобы был нейтрализован его эффект-и изменился знак АН. Это
■время тем меньше, чем больше интенсивность ледообразования, и н а­
оборот. С прекращением ледообразования прекращ ается движение на
юг от границы по АН, тогда как движение на юг границы по Ah продол-„
ж ается.
.
.
.
Величины Ah и АЯ в арктической области значительно больше, чем
в океанической, так как неоднородность ,п оля толщины льда, обуслов­
ленная дивергенцией льдов в начале пути, значительно превосходит
\ климатическую неоднородность поля, толщины льда. Именно по этой
причине прежде всего последствия -адвективных изменений толщины
льда в гидросфере и атмосфере и, в частности, изменения температуры
поверхности льдов зимой выражены сильнее в арктической области,
нежели в океанической, а не по. той ,причине, которая у к а зы в а л а с ь 'р а ­
нее [1].
В арктической области Ah и АН в течение всего периода существо­
вания льда, как и предполагалось, наибольшие в начале пути, у северозападной границы области, и уменьшаются в направлении перемещения
льдов, к южной границе области; в океанической области, напротив,
Ah и АЯ изменяются почти обратно тому, что предполагалось, а именно:
они наибольшие в северной части области, хотя и не у самой границы, и
уменьшаются в направлении перемещения льдов, к южной границе
области.
8
■
,
.
В среднем за год A h = 0 в зоне между 66 и 67° с. ш. (Девисов про­
ли в), а А Я = 0 в районе 73° с. ш. Это подтверждает принятые ранее
предположения при определении расхода льдов через Девисов про­
лив [1].
Н а южцой границе льдов с середины сентября до середины фев- •
раля A/i = 0, в середине марта —- + 10 см, а п р е л я — + 22 см, м а я —
+ 49 см, и ю н я-----Ь 105 см, и ю л я ------ 18 см. Эти данные говорят о том,
что с середины сентября до середины февраля адвекция льда не влияет
нашего распространение. В последующий период она уж е влияет на
распространение льда, и с февраля по июнь ее влияние в сторону увели-,
чения распространения льда непрерывно возрастает. Это такж е подтвер­
ж дает полученные ранее результаты [2].
Результаты расчета не оставляют сомнений в-том , что причиной .
сезонных, изменений в распространении льдов восточно-американского
.ледового языка являю тся сезонные изменения в поверхностном тепло­
обмене океана, обусловливающие процессы образования и таяния льда,
а не сезонные изменения адвекции льда [2].
.
Таковы основные результаты расчета. Следует, однако, иметь
в виду, что расчет не дает действительной картины адвективных измене­
ний толщины льда! на -восточно-американском пути перемещения льдов,
а лишь некоторое приближение к ней.
Оценка метода
Оценка метода слагается из оценки его по существу и из оценки
возможности и целесообразности его практического применения. Оцени­
вая метод по существу, разберем, с одной стороны, насколько является
обоснованным способ определения температуры воздуха над льдами
в условиях отсутствия адвекции льда и насколько справедливо брать
зависимость нарастания льда от суммы градусодней мороза одну для
всего пути в виде эмпирической формулы Н. Н. Зубова, с другой сто­
роны, имело ли смысл определять по'этим данным профили h' и Н'\ а
затем Ah и АН, если они различаются с аналогичными данными в условиях| адвекции льда.
Температура воздуха в начале восточно-американского пути была
взята с мелкомасштабных карт изотерм [9], на которых игнорируются
детали распределения, и дается картина распределения температуры воз­
духа над господствующими подстилающими поверхностями, каковой в Ка­
надской Арктике является ледяной покров без адвективных изменений
толщины льда. "Отсюда обоснованность и точность выбора Гх= о соот­
ветствует обоснованности и точности использованных карт.
Температура воздуха над южной кромкой, льда в период о х л аж д е-.
ния, на границе ледообразования, принималась равной температуре*
замерзания морской воды, т. е. —2°, на том основании, что^температура поверхности только что образующегося льда — а именно темпе­
ратура поверхности льда нас должна интересовать, так как зависимость
нарастания льда от температуры .воздуха получают в условиях, когда
температура воздуха-близка к температуре поверхности льда, и изме­
няется одинаково с последней, — должна -быть близка к температуре
замерзания морской воды.
. «
•
Изменение температуры воздуха во времени принималось одинако­
вым на всем пути и равным таковой в начале пути на том основании,
что, как показало сопоставление кривых годового хода температуры
воздуха на расположенных вдоль восточного побережья Северной Аме­
рики метеостанций, это в целом соответствует фактической картине.
При известных данных о распространении ледяново покрова в пе­
риод охлаждения океана указанных выше данных оказалось достаточно
для определения температуры воздуха в любом месте и в любое время
на восточно-американском пути перемещения ^ьдов.
Выбор одной эмпирической формулы нарастания льда Н. Н. Зубова
для расчетов толщины льда на всем пути был обусловлен тем, что про­
верка этой формулы в самых различны? местах, в том числе и К анад­
ской Арктике, показала ее пригодность для приближенных расчетов
*
практически в любых местах. Добавим, что американские исследователи
рекомендуют эту формулу для использования вдоль восточного побе­
реж ья Северной Америки [10].
Относительно того, имеет ли смысл определять h' и Н г по данным,
относящимся к условиям отсутствия адвекции льда, ответ будет «да».
«Д а»’потому, что расчет в данном случае ведется на основе реальных
и вполне определенных для данного места данных, характер отклоне­
ния которых от действительных известен. Соответственно и картина
адвективных изменений толщины льда, полученная по этим данным,
долж на быть реальной, хотя и несколько искаженной.
Оценка метода по существу требует такж е сопоставления резуль­
татов расчета с имеющимися фактическими данными: П режде всего
напомним, что косвенное подтверждение существованию адвективных
изменений.толщины льда на восточно-американском пути перемещения
льдов уже было получено [1]. Прямое сопоставление возможно лишь
для h'. Д л я арктической области мы не располагаем фактическими д ан ­
ными толщины льда, но знаем, что в проливах Смит и Барроу распола­
гаются стационарные полыньи, покрытые в течение всей зимы тонким
молодым льдом. Толщина^ неподвижного льда в этих районах достигает
■180 см. Указанные проливы являю тся местами начала восточно-амери­
канского пути, толщина льда в-которых, согласно расчету в течение всей
зимы равна,нулю и постепенно возрастает в направлении перемещения
льдов. Расчет в данном случае вскрывает происхождение этих полыней,
'а их фактическое существование, в свою очередь, потверждает данные
расчета. В океанической области на 52—54° с. ш. в опытно-промысло­
вой зверобойной экспедиции на д/э «Лена» в марте—апреле 1963 г.
сотрудник ЛО ГОИН, а С. А. Цветков наблю дал в середине марта
плавучии лед толщиной 50—70 см, а в середине апреля — 60—80 см.
Расчёт дает в первом случае h' = 50—60 сл, а во в то р о м — 65 см. Бли­
зость расчетных и фактических .данных очевидна, тем более, что непод­
вижный лед имел бы здесь толщину в марте—-апреле 25—30 см. Таким
образом, имеющиеся отрывочные фактические данные о толщине льда
показывают соответствии с расчетными данными.
Возможность практического применения метода определяется, с
одной стороны, ледовыми условиями на данном пути перемещения
льдов, с другой — имеющимися фактическими данными. Например,
в применении метода К восточно-американскому пути.в том виде, как он
был изложен в настоящей работе, игнорировался тот’ факт, что форми­
рование ледяного покрова на нем идет обычно не постепенно от начала
пути на юг, а начинается с несколько более южных районов, откуда
в дальнейшем распространяется на север и на, юг.,Это позволило су­
щественно упростить расчет. Далее, если бы на этом пути расчет произ­
водился не для средних ледовых условии, а. для холодного года, когда
к началу ледообразования остается прошлогодний лед, то для приме­
нения метода нужны были бы дополнительные данные о распределении
и толщине этого льда. Поскольку таких данных нет, то и применить
метод ,было бы ^нельзя. Применение метода, например, к восточно-грен­
ландскому пути требует знания распределения и толщины многолетних
льдов. Кроме этого, применение метода здесь осложняемся еще и тем,
что на границе между Арктическим бассейном и Гренландским морем
величина скорости перемещения льдов, судя по всему, претерпевает'
скачкообразное изменение. Тем не менее при соответствующих данных
применить на нем метод можно по крайней мере для 'зоны начала и
конца пути.
Применение метода целесообразно во всех случаях, когда тре­
буется получить представление об адвективных изменениях толщины
135
льда. Применять метод целесообразно и для практических расчетов
толщины льда в районах большой адвекции л ьда.'Н априм ер, на рис. 4
г дается прогнозируемая толщина льда у восточного Побережья Северной
Америки на 1 марта 1956 г. [11], разумеется, без учета адвекции льда.
Сравнение данных рис. 4 с известными нам данными о толщине льда
Рис. 4 ПрогнЬзируемая толщина льда в сантиметрах на
1 марта 1956 г. в Баффиновом море и северо-западной
части Северной Атлантики [11].
в этом районе показывает, что расхождения в данном случае такие й
даж е больше тех, какие имеют место между h и h' в нашем расчете.
Это значит, что улет адвекций льда здесь совершенно необходим. Й, н а­
конец, метод целесообразно использовать в исследованиях, в которых
требуется оценить роль адвекции льда, скажем, в сезонных и многолет­
них изменениях толщины и распространения льда.
■
ЛИ ТЕРА ТУРА
1 В. П. X р о л. Приближенная оценка и эффект перемещения льдов из района Б аф ­
финова моря в Атлантический океан. Тр. ЛГМИ, вып. 16, 1962.
2. В.
П. Х р о л . О причине сезонных изменений в распространении льдов Северной
Атлантики. Тр. ГОИН, вып. 91, 1967. '
3. К.Д. С а б и н и н . К вопросу о нарастании льда и зимней вертикальной цирку­
ляции в заприпайных полыньях. >
■Сб. «Вопросы океанологии». К
75-летию
пооф. Н. Н. Зубова. Изд. МГУ, 1960.
.
136
4. U.
5.
6.
7.
8.
9.
10.
11.
S. N a v y H y d r o g r a p h i c O f f i c e . Ice atlas ,of Northern Hemisphere.
Wash., 1946.
,
■■
.
H. S. K a m i n s k i . Distribution of ice in Baffin Bay and Davis Strait. U. S. Navy
H ydrographic Office, Technical Report 13, 1955.
'
U. S! N a v y H y d i o g r a p h i c ' O f f i c e . Oceanographical atlas of the polar
seas. Pt. II, Arctica. Wash., 1958.
В. П. Х р о л . Метод расчета объема льда в море с учетом торосистости льдов
(на примере Баффинова моря). Тр. ГОИН, вып. 86, 1965.
<
Н. Н. З у б о в . Льды Арктики. М., Изд. Главсевморпути,; 1945.
1
3. М.. П р и к. Среднее положение приземных барических и термических полей
• в Арктике. Тр, АНИИ, т. '217, 1959 г.
W. J. W i t t m a n r | . Continuity aids in short range ice forecasting.' «Arctic sea
ice». Proceeding of conference conducted by the Division of earth) sci. and sup­
ported by the Office of naval res., U. S. Nation, acad. of sci., Nation, res. coun­
cil, Wash. D. C., 1958.
'
'
'
L. S. S i m p s о n. Estim ation of sea ice formation and growth. «Arctic sea ice».
Proceeding of the conference conducted by the Division of earth sci. and supported
by the Office of naval res., U. S. Nation, acad. of sci., Nation, res. council, Wash,
D. C. 1958.
‘
,
ИЗМЕНЕНИЕ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ
И ГИДРОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ,
ИХ ПРОГНОЗ
ОБ ИЗМЕНЕНИИ ДЛИНЫ ПЛАНЕТАРНЫХ ВОЛН
ПРИ ПЕРЕХОДЕ ОТ ЗОНАЛЬНОЙ ЦИРКУЛЯЦИИ
.
к МЕРИДИОНАЛЬНОЙ
Б. Б. Елекоев
Переход от зональной циркуляции к меридиональной сопровожда­
ется развитием на зональном потоке возмущений планетарного мае-'
штаба. Россби и Виллет [1] показали, что переход от зонального типа
циркуляции к меридиональному можно разделить на два этапа. На
-
а)
г)
Рис. 1.
первом этапе^ происходит: уменьшение дл,ины возмущений, развиваю ­
щихся на зональном потоке, на втором этапе — распад волновых си­
стем и образование в высоких широтах блокирующего антициклона,
а в низких широтах изолированной , области — пониженного давления.
Характерной чертой перехода от зонального типа циркуляции к мери­
диональному является уменьшение скорости зонального потока и рост
138
амплитуды планетарных возмущений. Сказанное хорошо иллюстриру­
ется схемой перехода от зональной циркуляции к меридиональной, з а ­
имствованной из работы [2] (рис. 1).
В целом ряде работ [3] было показано, что упомянутые выше пла­
нетарные возмущения являю тся неустойчивыми. Эта неустойчивость
проявляется в возрастании амплитуды, уменьшении длины волны и
в изменении ее формы. В то время как рост амплитуды объясняется
Линейной, теорией неустойчивости,- такие явления, как уменьшение
длины и деформация планетарных волн,'связы ваю тся с проявлением
нелинейных эффектов и должны объясняться йелинейной теорией неу­
стойчивости. В 1963г. Е-Ду чжен [4], развивая теорию общей циркуля­
ции атмосферы, разработанную Чарни [5], предложил нелинейную тео­
рию развития неустойчивых возму
щений на бароклинном зональном
t=0
— с5----w
потоке. Чень-Ю сан, исйользуя тео­
рию Е -Д у чжена, сделал попытку
объяснить образование изолирован­
ной ложбины в южных широтах и
блокирующего максимума в север­
ных. Однако наш а проверка пока­
*
зала, что его вывод основан на оши­
бочных расчетах. Эффект умень-.
шения длины волны у Чень-Ю -Сана
не получил объяснения.
М ежду тем теория1 Е-Д у чж е­
на дает возможность показать, что
при некоторых значениях величины
U,
U3
начальной амплитуды неустойчи­
5
----Ь--------вых возмущений, налагаемых на зо­
—1
- W
О
20 «/с ек
-20
нальный поток, явление уменьше­
Рис. 2.
ния длины волны, наблюдающееся
на первом этапе перехода к мери­
диональной циркуляции, получает объяснение. Е-Д у чжен рассматри­
вает бароклинную атмосферу, состоящую из двух слоев, в каждом из
которых горизонтальная скорости не зависит от высоты. Исследуется
движение в p-плоскости. Н а севере и юге поток ограничен, вертикаль­
ными стенками. Расстояние между стенками (2W) принимается равным,
расстоянию от полюса до экватора. Поток полагается .симметричным
относительно у = (Г (рис.2).
В начальный момент ( t = 0) принимаются следующие численные
значения параметров атмосферы:
'
U\
(0) :
:Ц4 * :
— U\ (Ц7) = 21 м/свк,
•)= Щ (W) — 9 MjceK,
В= ( * L \ —
r
\ dy /о
a
. cos cp = 1 4 . • 10~ '2 • лГ 'с ен Г 1; W = 5,0 • 1C6J t ,
1о
где ц х — средняя скорость зонального потока н а' уровне 250 мб- j j —
средняя скорость зонального потока на уровне 750 мб\ ^ — полуш и­
рина потока; ср0 — средняя широта; а — радиус Зем ли; Q — угловая' с к о -'
рость вращения Земли.
. ,
- ...
Н а поток накладываю тся волнообразные возмущения малой ам ­
плитуды с длиной волны L _= 4,717 • 106 м. Поскольку описанный выше
поток неустойчив по отношению к налагаемым возмущениям, эти возму­
щения начинают расти и достигают некоторой максимальной величины.
139
|
, Е -Д у чжен исследовал процесс развития этих возмущений на зо•нальном потоке с учетом нелинейных членов и получил выражения
. для возмущений функции тока в виде: <]/ = ф* -)- ty**, где ф** — нели­
нейный член. Н йж е приведены выражения для возмущений функции'
ока, определенные д л я уровней 250 мб (<})/). и 750 м б ( ^ 'j при у = 0 ,
У * ± ± W , у = ± W:
#
Ф*(1ц7)=
'
,
/
’ АеЫ sin \ т (х — 9,77 • t ) — 2° 47'],
ф*10) == A e ets'm [т (х — 9>77 • t) -f 0°],
= {0,06 • sin [2те (х - 8,54 •Z‘) + 67°15, ] 4 -
'
-f- 0,25 • sin [ 2 т ( х - 24,69*) + 189°38'] + 0,22 • e2bt ■sin[2w (х - 9,770 - 4 ° 2 0 '|} 10 2Л т ’сек~],
-- 0,
/
'
Фз(-\г) ~ 0,35 A e bi ■sin \т (х — 9,77t) — 41° А'],
ф* (0) = 0,47Ле»# • sin [т (х - 9,77t) - 41°14'], .
C (i-V ) = (0,49 • sin [2т ( х — 8,54z?) + 247° 14'] + ,
+ 0,04 • sin [2т (х - 24,691) + 94 3 '] +
+ .0 ,4 7 • еш • sin [2т (х - 9,77*) + 71° 27'] }10~2Л м 2 с е к ^ \
’
= Ъ
.
'
,
\
—
Д л я скорости основного потока были получены следующие вы ра­
жения:
1
' ,
(Н7) = Ц\ (—и/) = 2 1 к/сек;
Ц (±.*) =
'
— 21 - 0,017 К 2 (e2b(—. 1) М/сек; .
V
Ui (о, = 21 — 0,328 • К 2 {e2bt — 1) м/сек-,
U-i(W) = Uz(^w) = 9 м/сек-,
л
(3)
Щ ^ ) = и г( _ ^ ) = - - 9 - ± 0 , 0 1 7 ■К 2 (еш ~ 1 ) м / Сек-,
Us (0)
9- : 0,290 • К 2 {еш 1) м/сек.
Из формул (1), (2), (3) видно, что в выражения для возмущений
' функции тока1и^скорости основного потока входит два аргумента: вёли. чина начальной амплитуды неустойчивых возмущений и время. Йссле- дуя взаимодействие возмущения со средним потоком, Е-Д у чжен уста­
н о в и л зависимостмвремени установления максимальных амплитуд от
"величины начальной амплитуды неустойчивых возмущений. Связь
между величиной начальной амплитуды и временем установления
максимальной амплитуды выразилась уравнением
1
.
1,312 — 0,046 • К 2 (ет — 1У= 0 , где К = А • 10-"‘м - 2сек, ,
А — начальная амплитуда возмущений функции тока на уровне 250мб
при t — Q, t —.время установления максимальных амплитуд, 6 = 0,24• иудеек.
Из сказаного видно, что метод Е -Д у чжена позволяет рассчитать
поле максимального развития возмущений, типичное, для меридиональ\
140
'
.
■
.
*
ного типа циркуляции. При расчете необходимо задавать величину н а­
чальной амплитуды неустойчивых возмущений.
Основываясь на результатах Е-Ду чжена, рассмотрим теперь во­
прос об условиях применения его теории к объяснению явления умень­
шения длины волны планетарных возмущений.
Из приведенных .формул (1), (2) видно,, что длина волны воз'му- ,
щения яр** в два раза меньше длины волны возмущения яр*. Следова­
тельно, чем больше величина а];**, тем сильнее должен быть выражен
эф ф ект уменьшения длины волны суммарного возмущения яр'. Но по­
скольку коэффициент при яр* на два порядка превосходит величину
коэффициента при яр**, то в момент t = O' и при малых значениях t
член яр** пренебрежимо мал и заметного уменьшения длины волны про' исходить н$ будет. Очевидно, что уменьшение длины суммарного во з­
мущения яр'' произойдет в том случае, если величина яр** будет доста­
точно болшой.
Таким образом, для определения условий существенного умень­
шения длины волны суммарного возмущения необходимо знать* когда
величина амплитуды яр** станет сравнимой с -амплитудой яр*.
i
1 П оскольку показательный член при ф** в еы . раз больш е чем
при ф*, при росте t амплитуда ф** растет быстрее, и при оп ред ел ен -ном значении t амплитуды ф* и ф** становятся сравнимыми. Однако
продолж ительность установления максимальных амплитуд и амплитуда
начальны х возмущений, как уж е отмечалось, связаны зависимостью.
Таким об разом ,зад ач а сводится к определению такой величины нача­
льной амплитуды, при которой амплитуды возмущений ф* и ф** ста­
новятся сравнимыми.
.
г
Д ля нахождения такой начальной амплитуды был произведен опыт/
ный расчет поля максимального развития возмущений при разных
значениях начальных амплитуд. Были взяты следующие значения ам- .
плитуд: 0,5'- 107; 0,1 • 107; 0,05 • 107; 0,01 • 107; 0,001 • 107 м2]сек.
Н а рис. 3 изображено рассчитанное поле возмущений для 750-миллибаровой поверхности,, соответствующее А = 0,05-107 м 2/сек.
Видно, что в этом случае амплитуды яр* и яр** вполне сравнимы
по величине, что приводит к яснр выраженному уменьшению длины
волны возмущения яр'. Расчеты показали, что при Л = 0,1-107 м2/сек
волна яр** лишь начинает проявляться и поэтому длина яр' почти не из­
меняется (рис. 4). Наоборот, при А — 0,01 • 107 м2/сек уж е наблюдается
разруш ение волновой системы.
'
Аналогичные расчеты для 250-миллибаровой поверхности пока­
зали, что в этом ’случае уменьшение длины волны проявляется при
меньших начальный амплитудах. (В интервале между Л = 0 ,0 5 * 1 0 7
м2/сак и А = 0,01 • 107 м21 сек.)
П олученной'величине начальной амплитуды (А = 0,05 • Ю7 м2[сек)
соответствует время установления максимальных амплитуд, равное
22,6 суток. Сравнивая полученное время с фактической продолжитель- ■
ностью перехода от зонального типа циркуляций к меридиональному
(в среднем около 26 суток), получаем хорошее соответствие. Это гово­
рит о том, что неустойчивые возмущения возникают в потоке, в период
зонального типа.циркуляции. •
.
’
Таким ' образом, можно сделать вывод, что на основе нелинейной
теории неустойчивости Е-Ду чжена можно объяснить одну из главных
.
особенностей перехода от зональной циркуляции к меридиональной —
уменьшение длины планетарных волн. Это уменьшение происходит .при
условии, что начальные возмущения, налагаемые на поток, имеют в ста­
дии зональной циркуляции величину около 0,05 • 107 м2/сек. '
>141
L
Рис. 3.
142.
143
ЛИТЕРАТУРА
1. С. G. R o s s b y , N. С. W i 11 е t. The'circulation of the upper troposphere and lower
stratosphere. Science. Vol. 180, 643—652, 1948.
2. R. B e r g g e n ’n, B. B o l i n , C. G. R o s s b y . An aerological study of zonal mo­
tion, its perturbations and breakdown. Tellus: Vol. 1, 14—37, 1949.1
3. Е-Д у ч ж е н , Ч ж у Б а о - ч ж е н ь , Некоторые важнейшиег вопросы общей цир­
куляции атмосферы. Л., Гидрометеоиздат, 1961~
4. Е -Д у ч ж е н и Ч е н ь-Ю-с а и. о нелинейном эффекте в образовании блокирующих,
антициклонов. <Acta meteorologica sinica vol.,-33, № 2, 145, 1963.
5. Ж . Ч a p и и. Об общей циркуляции атмосферы. Сб. «Атмосфера и океан в движе­
нии». Под ред. Болина. М., ИЛ, 1963.
УЧЕТ РАЗВИТИЯ МАКРОСИНООТИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ
ПРИ ИЗУЧЕНИИ ПРИЧИН ИЗМЕНЕНИЯ
ФОНОВЫХ ХАРАКТЕРИСТИК ГИДРОСФЕРЫ
А. А. Гире
'
Процессы, происходящие в атмосфере, существенно влияют на со­
стояние гидросферы. Поэтому изучение причин изменения различных
характеристик гидросферы возможно лишь в том случае, если их ана­
лизировать в связи с наблюдавшимися одновременно изменениями ат­
мосферных процессов. При этом весьма важным является вопрос о спо­
собе учета атмосферных процессов в океанологических исследованиях.
В связи с этим в да-нной статье мы ставили целью показать* как
наиболее рационально использовать формы атмосферной циркуляции,
установленные Г. Я. Вангенгеймом, в океанологических исследованиях.
При этом атмосферные процессы нами рассматриваю тся в -пределах
семи групп однородного их развития на протяжении 15 месяцев, уста­
новленных ранее автором [1— 3], а характеристики гидросферы будут
рассмотрены на примере Баренцева моря.
Кроме того, в данной статье мы приводим некоторые дополни,
тельны е характеристики установленных ранее групп, касаю щ иеся уч е.
та разновидностей фо.рм W, С, Е на северном полушарии ( W ^ W m,
W m3, Е3, Ejvij Ема, С„ См,, См3).
П роблема изучения закономерностей взаимодействия атмосферы*
и гидросферы ‘в Северной: Атлантике, над которой работает ЛГМ И,
имеет важ ное значение не только для изучения этого района, но пред­
ставляет большой интерес и для исследований морей, расположенных
вблизи от Северной Атлантики.
,
Гидрометеорологические процессы в этих районах сильно подвер­
жены влиянию Северной Атлантики и, наоборот, процессы в этих морях
оказы ваю т существенное влияние на характер процессов в Северной
Атлантике.
(
,
Проиллюстрируем эту взаимосвязь на примере рассмотрения осо­
бенностей гидрометеорологических процессов в этих районах, наблю ­
даю щ ихся при макросиноптических процессах форм W, С, Е по класси­
фикации Г. Я. Вангентейма,- Этот вопрос уже достаточно подробно ос­
вещен в литературе [4, 5]. Поэтому здесь мы Коснемся его лишь кратко
и применительно к задачам данной работы.
При процессах западной формы циркуляции (W) отмечается
обычно зональное смещение циклонов из Атлантики на восток. Если
при этом центры циклонов проходят вдоль северного побережья Ев­
ропы и ЕТС, то в прибрежные арктические моря (Гренландское, Б а ­
ренцево, Карское) поступает теплый воздух (в передней части цикло­
10
З^к. 2329.
145
нов) и преобладают отжимные ветры. Это способствует уменьшению
ледовитостй указанных морей и созданию благоприятных навигацион­
ных условий.
При этом в тылу циклонов происходит адвекция холодного воз­
духа с севера, нагон холодных вод и смещение к югу льдов, которые
могут оказать существенное влияние на характер процессов в атмо­
сфере и гидросфере Северной Атлантики;
Ещ е более благоприятные ледовые условия создаются в Баренце­
вом море при процессах восточной формы циркуляции. В это время,
в силу интенсивного развития над ЕТС антициклона, в восточной ча­
сти Северной Атлантики увеличиваются барические градиенты и возра­
стает скорость и устойчивость ветров южной четверти. Это способ­
ствует адвекции к северу теплого воздуха и нагону теплых вод из более
низких широт в Баренцево море, где, кроме того, преобладают отжим­
ные ветры южной четверти. Все это способствует формированию здесь
наиболее низкой ледовитости и благоприятных навигационных ус­
ловий.
Совершенно иная картина наблю дается при ^ процессах меридио­
нальной формы, В этом случае исландский минимум обычно заполня­
ется (даж е зимой, когда в среднем многолетнем в этот сезон он очень
хорошо развит), а в район Исландии распространяется гребень азорского антициклона. В связи с этим циклоническая деятельность акти­
визируется уже в западноц части Северной Атлантики. Циклоны, об­
ходя с севера атлантический гребень, проходят через Гренландию
в Баренцево море и далее «ныряют» на ЕТС. При этом над Баренце­
вым морем преобладаю т ветры северной четверти, с которыми связаны
адвекция в этот район холодного воздуха, нагон холодных вод и опу­
скание кромки льда. В это ж е время в Атлантике на меридианах Ис­
ландии преобладают ветры южной четверти (западная часть азорского
гребня). Они затрудняют вынос льда из полярного бассейна, который
обычно при процессах форм W и Е происходит активно через Грен­
ландское море.
'
'
Накопление льда в полярном бассейне в сочетании с указанными
выше неблагоприятными процессами (адвекция холодного воздуха и
воды, нажимные ветры) приводят к тому, что в периоды развития
меридиональной циркуляции ледовитость Баренцева моря сильно воз­
растает, а навигационные условия ухудш аю тся.
В периоды развития комбинированной циркуляции, когда имеет
место превышение нормы повторяемости двух форм, (W + С, W + Е,
С + Е ), характер чледовитости Баренцева моря будет зависеть от того,
какой из этих процессов будет сильнее развит и активнее скажется
в формировании факторов, влияющих на ледовитость моря.
Высказанные здесь общие характеристики синхронных связей ле­
довитости Баренцева моря и форм* атмосферной , циркуляции были по­
лучены в 1946 г. Г. Я. Вангенгеймом [6] и несколько развиты в 1950 г.
автором [4, 5].
Что ж е касается асинхронных (прогностических) связей, то они
были получены Г. Я. Вангенгеймом [6] для весны и лета, исходя из ха­
рактера атмосферной циркуляции (январь — ф евраль).
•
З а последние годы в Арктическом и антарктическом научно-иссле­
довательском институте была выполнена работа по дальнейшему изу­
чению форм W, С, Е' атмосферной циркуляции как макропроцессов на
всем, северном полушарии.
В связи с этим автором данной статьи в 1951 г. была произведена
классификация атмосферных процессов, наблюдавшихся в тихоокеано­
американском секторе северного полушария (втором ^секторе) за пе­
риод 1900— 1950 гг. При этом, в основу этой классификации были по-'
ложены те ж е принципы, которые Г. Я. Вангенгейм положил, в свое
-время, в основу классификации процессов атлантико-евразийского (пер­
вого) сектора и получил указанные выше три формы циркуляции
W, С, Е.
В связи ‘ с этим и процессы второго сектора удалось обобщить
такж е в трех.тейпах — одном зональном (обозначается буквой. 3 ) и двух
меридиональных — Mi и М 2.
При процессах типа 3 циклоны от Японии перемещаются обычно
в район Кам чатки и далее через Алеутские острова по северу Канады
доходят нередко д о Атлантики, «вливаясь» в систему исландского ми­
нимума. В зависимости от степени развития и широты расположения
субтропического пояса . высокого давления в Тихом океане движение
указанных циклонов в восточном направлении может происходить в р аз­
ных широтах. Есть разновидность этого /типа, когда центры циклонов
перемещаются ,в высоких широтах д а широте Берингова пролива (Звыс).
Очень часто- они смещаются через Алеутские острова ( З средн), а не­
редко и значительно южнее их ( 3 НИЗК).. В толще тропосферы при этом
типе наблю даю тся волны малой амплитуды, быстро смешивающиеся с з а ­
пада на восток.
* П ри процессах меридиональных типов Mi и М 2 во втором секторе
в толще тропосферы развиваю тся стационарные волны большой ампли­
туды. Причем их географическая локализация при Mi и М2 обратна.
Так, при М 2 лож бина развивается на меридианах Алеутских островов,
а гребень — над западной частью Северной Америки. При Mi, наобо­
рот, на меридианах Алеутских островов располагается высотный гре­
бень, а над западной частью А мерики— ложбина.
Т а к а я 4 структура высотног’о термобарического поля тропосферы
обусловливает принципиальное отличие процессов Mi и Мг у поверх­
ности Земли. Так, при Мг алеутский минимум обычно хорошо развит,
а к западу и особенно к востоку от него развиваю тся в северном на­
правлении гребни : субтропических максимумов. Циклоны от Японии
движутся на Камчатку-Чукотку и далее «ныряют» в район Алеутских
островов. Одновременно с этим циклоны^из системы алеутского мини­
мума смещаются на Канаду и, огибая с севера западно-американскийгребень, «ныряют» на Гудзонов залив.
При процессах Mi наблюдаются очень аномальные процессы, осо­
бенно для зимы, которые к тому ж е коренным образом отличаются
и от процессов типа М 2. При Mi алеутский минимум даж е зимой за ­
полняется, а на месте его нормального положения .формируется гребень
гавайского максимума, а иногда и самостоятельный антициклон с зам ­
кнутыми изобарами. Циклоническая деятельность при этом, активизи­
руется в западной части Тихого океану и над западной частью Аме­
рики. Циклоны, огибая с севера Алеутский гребень, «ныряют» на за ­
падную часть Америки и далее продолжаю т смещение в юго-восточном,
восточном или северо-восточном направлении.
Процессы типов Mi и М2 имеют несколько разновидностей в зави­
симости от ориентировки оси высотных гребней и ложбин и особенно­
стей их географической локализации.
Типовое распределение аномалий среднего месячного давления
и температуры, свойственное процессам типов 3, Mi и М2 во втором
секторе, показано н^ картах, приведенных в работах автора [7, 8].
*
Используя указанный только что критерий классификации про­
цессов второго сектора, автор расчленил процессы за имеющийся ряд
лет на типы 3, Mi и М2 и составил соответствующий каталог. Поль. зуясь им и каталогом форм W, С, Е для первого сектора, нами исследо10*
147
ван вопрос о соотношении процессов обоих секторов. В результате было
установлено, что в среднем многолетнем процессы форм W, С, Е пер­
вого сектора могут почти с одинаковой вероятностью сочетаться с про­
цессами типов 3, Mi и М 2 второго сектора. Более подробные данные
об этих нормальных соотношениях приведены в табл. 7 работы ав­
тора [5].
'
Совершенно очевидно, что характер процессов форм W, С, Ё во
многом.должен зависеть от того, с каким процессом во втором секторе они
сочетаются, р^вно как и наоборот,'процессы 3, М,, М3 во многом
определяю тся типом процесса первого сектора. В связи с этим автором
введено понятие разновидностей форм W, С, Е, которые могли бы
охарактеризовать макропроцесс сразу на всем полушарии, а не только
в его отдельных секторах. Таких макропроцессов девять: W/, Wm„
Wms, E3J. Ем„ Ем2, .С 3, См,, Сма. Индексы 3, М{, М2 означают «тип про­
цесса во вторам секторе, наблюдавшийся в тот период времени, ковда
. в первом секторе сохранялся процесс данной формы.
Типовые карты аномалий среднемесячного давления и темпера­
туры, а такж е среднего давления, приведенные в работах [7, 8], постро­
ены именно для таких девяти типов макропроцессов на полушарии.
Рассмотрим их кратко и покажем, какие особенности в распределении
указанных характеристик наблюдаются в Баренцевом море при разно­
видностях каждой формы зимой и летом и каковы их влияния на ледо­
витость этого моря.
Типовая карта аномалий д авл ен и я,' свойственных зимой форме W
и построенная Г. Я. Вангенгеймом без учета особенностей процессов во
втором секторе [5, рис. 76, стр. 177], показывает отрицательные анома­
лии давления в, северных широтах и положительные в умеренных и
субтропических. Сопоставляя ее с тремя картами этой ясе формы, по­
строенными с учетом процессов во втором секторе (W ,, .Wm,V WaO и
приведенными на рис. 1 работы [7], можно видеть их принципиальное
согласие в большинстве районов'полуш ария. Вместе с тем есть и м у ­
щественные отличия; Так, сопоставляя м еж ду собой .карты для W3,
W m „ W m„ видим, что наилучш ее сходство с типовой картой наблю­
дается при Wm„ где области наибольших отрицательных аномалий д ав­
ления, а следовательно, и траектории центров циклонов располагаются
в Арктике и, в частности, над Баренцевым морем. В случае процессов
Wm, отрицательные аномалии давления и траектории ^циклонов распот
лагаются уж е в умеренной зоне, >а над Арктикой формируется область
полржительных аномалий давления. Среднее положение ,меж!ду W m i .
й W m, занимает распределение аномалий при W.s.
Такие особенности в распределении аномалий давления обусловили
соответствующие особенности барических, ветровых и термических по­
лей на полушарии и в Баренцевом море. Это легко видеть при сопос­
тавлении карты рис. 80 книги [5] и карт для W 3, W Ml, Wm„ помещен­
ных на рис. 2, 3 статьи [7]. В случае Wm, в районе Баренцева моря
увеличена густота изобар, т. е-. здесь сильнее, чем при Wm, и W 3, вы­
ражены отжимные ветры южной четверти и ближ е к морю распола­
гается центральная область положительной аномалии температуры.
Отсюда следует, что, хотя, как указывалось выше, при процессах,
формы W зимой в Баренцевом море атмосферные процессы способст­
вуют уменьшению ледовитости, эта тенденция наиболее сильно д ол ж ­
на быть выражена при их разновидности Wm,- нежели при Wm, и W3.
В летнее врем я основные черты макропроцессов формы ^ и их
разновидностей W 3, W-m„ Wm, в рассматриваемом районе аналогичны
зимним. Однако на полуш арии имеются и некоторые специфические
особенности. Как можно видеть из рис. 1—3, помещенных в статье
148
автора [8], при процессах Wm, происходит более интенсивное, чем при
W 3 и Wm*. развитие циклонической деятельности на севере Скандина­
вии (рис. 1) и, как следствие, более активный вынос теплого воздуха
с континента на Карское и Баренцево моря. Следовательно, и в это
время года процессы Wm, бблее благоприятны в ледовом отношении,
неж ели W m , и W 3.
Процессы восточной формы в зимнее время, как уже указывалось
выше и как следует из типовых карт, построенных Г. Я. Вангенгеймом [5, рис. 87, 88, 90], способствуют понижению .ледовитости Б арен ­
цева моря в связи с преобладанием здесь и в северной Атлантике вет­
ров южной четверти, нагоном теплых вод [5, рис. 68] и адвекцией теп­
лого воздуха в более северные районы. ~
О бращ аясь к картам рис. 1— 3 работы [7], можно видеть, что эти
особенности процессов формы Е лучше всего заметны тогда, когда
процессы этой формы проявляю тся в-ви д е разновидности Ем,.
Этот ж е вывод можно распространить на теплое время года, что
мож но видеть из ^ис. 1—3 работы [8]. Характерно, что в это время
года процессы Цм2 создают в районе Баренцева моря даж е отрицатель­
ную аномалию температуры вместо положительной, которая свойственна типовой карте формы Е [5, рис. 88]. При этом и преобладаю-,
щие переносы воздуха приобретают западное; и северо-западное на­
правление, т. е. атмосферные процессы при Ем., в отличие от E m i и Е3,
долж ны способствовать увеличению ледовитости моря.
Процессы меридиональной формы, как указывалось выше и как
следует из типовых карт, построенных' Г. Я. Вангенгеймом [5, рис. {?1,
82, 83, 84], способствуют в зимнее время увеличению ледовитости моря,
ибо при них ’в данном районе,преобладаю т ветры северо-западной чет-'
верти [5, рис. 83],. отрицательные аномалии температуры воздуха [5, рис.
84] и воды [5, рис. 69] и опускание кромки льдов в более южные рай­
оны моря.
1
Карты рис. 1—3 статьи [7] позволяю т судить о том, как эти ч ер­
ты процессов выражены при каждой из трех разновидностей этой
формы (С3, См,, См„). Карты показывают, что наиболее сильно эти
черты проявляю тся при процессах Смь в течение которых хорош о
выражено „ныряние" циклонов на Европу, преобладающие ветры на­
правлены с севера на joi\ а отрицательные аномалии температуры, воз­
духа наибольшие по величине (достигают.в- среднем минус 2 —3°)
Такой ж е вывод можно сделать и о процессах теплого времени
года [8, рис. 1—3].
Таким образом, процессы форм W и Е, способствующие’уменьше­
нию ледовитости Баренцева моря и процессы формы С, обусловлива­
ющие возрастание ее, во все сезоны года более сильно оказывают свое
влияние на ледовитость моря в то'м случае, если они сочетаю тся.с ме­
ридиональными процессами типа Mi в тихоокеано-американском сек­
торе, нежели с меридиональными процессами М2 или зональными, 3.
В настоящее время можно считать уже общепринятым мнениё
о том, что проблема долгосрочных метеорологических прогнозов дол­
жна реш аться на базе всестороннего, комплексного изучения общей
циркуляции атмосферы и специфики, ее проявления в конкретных физико-географичесйих условиях районов, для которых разрабаты ваю тся
методы таких прогнозов.
О бщ ая циркуляция атмосферы находится в непрерывном измене­
нии и развитии. Тем не менее в этом непрерывном процессе можно вы­
делить ряд этапов (стадий) относительной их устойчивости, в течение
которых процессы развиваю тся в более или менее определенном н а­
правлении. В качестве таких стадий школой Г. Я. Вангенгейма приI
149
пяты элементарный синоптический процесс (Э С П ), продолжительность
которого^составляет 3—4 дня, форма циркуляции (W, С, Е) продолжи­
тельностью 10—30 дней и циркуляционная эпоха (10— 30 лет).
Д ля построения методов долгосрочных прогнозов погоды необхо­
димо изучить закономерности смены таких стадий.1Причем, чем дли­
тельнее срок, на который составляется прогноз, тем более крупные
закономерности должны леж ать в основе м етода' прогнозов.
В связи с этим в основу методов • м алой " заблаговременности
в А А Н И И 'бы ли положены закономерности смены элементарных синоп­
тических процессов, в основу метода прогнозов большой заблаговре­
менности— закономерности смены форм W, С, Е, а в основу методов
сверхдолгосрочных (на эпоху) прогнозов — закономерности смены цир­
куляционных эпох.
При этом существенно то, что последовательность смены ЭСП во
многом определяется тем, на фоне каких более крупных преобразова­
ний (форм W, С, Е) происходит эта смена ЭСП. .
В свою- очередь, закономерности смены процессов от одной формы4
к другой во многом .зависят от того, стадиями каких внутрисезонных
и внутригодовых преобразований циркуляции они являются. То же
можно сказать и 'о циркуляционном фоне лет, который во многом за ­
висит от фона эпохи, в которой они располагаются и от места данного
года в цепи эпохальных преобразований.
Отсюда следует, что закономерности, которые леж ат в основе ме­
тодов прогнозов различной заблаговременности, являю тся, по существу,
закономерностями смены различных стадий единого макропроцесса —
каким является общая циркуляция атмосферы. Поэтому методы таких
прогноеов должны разрабаты ваться одновременно и с единых прин­
ципиальных позиций, что практически и осуществляется в ААНИИ.
Исходя из этих общих принципов автором решается проблема
удлинения заблаговременности фоновых метеорологических прогнозов
до 8— 10 месяцев с тем, чтобы уже в начале января составить прогноз
на весну, лето и осень.
'
С этой целью анализировались преобразования форм атмосферной
циркуляции на протяжении 15 месяцев с августа каждого года по ок­
тябрь следующего года. При этом ставилась щель принимать развитие
процессов в период с августа по декабрь текущего года за исходные
для составления прогноза на период с января по октябрь следую­
щего года.
Так были проанализированы все годы с 1900 по I960 г. включи­
тельно и для .каждого 15-месячного периода построены графики изме­
нения повторяемости форм W , С, Е и типов 3, М ь М2 от месяца к
месяцу. Кроме того, были построены таблицы, в которых даны вну­
тригодовые изменения повторяемости девяти разновидностей этих
форм (W 3, Wjrt,, Wm„ Е3, E Ml, Ема, Сз, C , , Сма) в северном полуш а- ,
рии.
ч
■
;
’ Сопоставляя между собой эти графики и таблицы каждого года
и карты распределения аномалий среднемесячного давления и темпера­
туры в северном полушарии, автору удалось объединить все годы
в семь групп, в которых характер преобразований циркуляции на про­
тяжении указанных 15 месяцев и распределение аномалий аналогичны.
Д алее, для каждой такой группы были построены средние группо­
вые графики повторяемости процессов W, С, Е, 3, Mi, М2 й таблицы
разновидностей основных форм. Кроме того, для каждого месяца к аж ­
дой группы были построены карты распределения'средних групповых
аномалий температуры и давления по северному полушарию.
Указанные карты и графики для первой группы лет опубликованы’
m
150
в работе автора [2], а в работах [1, 3] дано_ подробное описание прин­
ципов классификации лет и особенностей преобразований циркуляции'
в каждой группе..
В начале данной статьи была показана в общей форме определенная
связь м еж ду макропроцессами форм W, С, Е и их разновидностей^ ( W 3)
W m, и т. д.) в северном полушарии с ледовитостью^ Баренцева моря.
Несмотря на ясность физических причин такой связи, ее количест­
венная характеристика далеко не всегда может быть четко определена
в конкретных месяцах, сезонах и годах по следующим причинам.
Процессы форм W ,4 С, Е, как и их девять разновидностей, опреде­
ляю тся по весьма крупным (фоновым) характеристикам циркуляции
северного полушария (направление основного переноса масс воздуха
и смещения барических образований в умеренной зоне, направление
градиентов давления и температуры в толще тропосферы, характер
воздухообмена и распределение аномалий давления и температуры,
географическая локализация в'ысотных ..гребней и ложбин, характер
движения и развития длинных термобарических волн в толще тропо­
сферы и др.).
Поэтому естественно, что при одной и той ж е форме атмосферной
циркуляции в северном полушарии, в 'отдельных, сравнительно малых,
районах полушария может нередко наблю даться различный характерпроцессов в атмосфере и гидросфере данного района.
К этому ж е может привести и тот' факт, что, как указывалось
выше, процессы форм W, С, Е сами являются всегда стадиями более
крупных по масш табу атмосферных макропроцессов. В зависимости
от характера этой стадии и ее места в цепи более длительных (фоно­
вых) преобразований процессы данной формы могут приобретать раз^
личные особенности в отдельных районах полушария и, таким обра­
зом, отличаться друг от Друга в этом конкретном районе, несмотря на
то, что они отнесены к одной [форме на полушарии.
В связи с этим, если стоит задача найти конкретную , количест­
венную связь м еж ду атмосферными процессами и процессами в гид­
росфере в данном небольшом районе полуш ария, то целесообразно про­
вести дополнительную классификацию процессов в этом районе, не
отрываясь от фоновой классификации процессов на полушарии (W 3,
W m i , Wm, и т . д . ) и л и одного из его секторов (первого или второго).
Примером такой классификации может служить классификация,
построенная М. А. Валериановой [9] для района Северной Атлантики.
Поскольку выявленные таким образом региональные типы процес­
сов органически связаны1 с более крупными (фоновыми) процессами
на полушарии, то их можно рассматривать как результат проявления
макропроцессов форм W, С, Е в конкретных физико-географических
условиях данного района. Только такой подход к построению регио­
нальных классификаций открывает возможности выявить закономерно­
сти смены (преемственности) установленных региональных типов про­
цессов, ибо эти закономерности во многом обусловлены характером
этого циркуляционного фона, на котором возникают указанные регио­
нальные типы процессов: Без установления закономерностей смены
этих типов классификация не может иметь прогностического значения.
И з изложенного следует, что попытка автора применить формы
W, С, Е и их девять разновидностей для изучения причин изменения
ледовитости Баренцева моря может рассматриваться лишь как первый
этап исследования. В нем преследуется-цель выявить наиболее общие
(фоновые) черты влияния атмосферной циркуляции северного полуша­
рия на состояние характеристик гидросферы в данном малом районе,
151
ибо региональной классификации синоптических процессов этого рай­
она мы не производили.
' v '
.
ч В связи с этим автор попытался в общей качественной форме про­
анализировать связь меж ду характером внутригодовых (на протяже­
нии 15 месяцев) преобразований атмосферной циркуляции в северном
полушарии и соответствующими фоновыми изменениями ледовитости
Баренцева моря за те ж е периоды времени. Причем на данном этапе
эта связь изучалась по среднегрупповым данным о циркуляции атмо­
сферы и ледовитости моря для каж дой из упомянутых выше семи од­
нородных по циркуляции групп.
При этом внутригодовые преобразования циркуляции и аномалий
приходилось, к сожалению, изучать ,по данным календарных месяцев,
а не по периодам с однородной циркуляцией, так как все исходные
данные за прошлые годы представлены в виде средних месячных зна­
чений и их отклонений от нормы. Это приводит к тому, что в ряде ме­
сяцев оередняются разнородные процессы на полушарии или в данном ,
районе. В таком случае среднемесячная карта не отраж ает характер
определенной формы циркуляции, а дает результат сочетания двух или
даж е' трех форм. Это сильно затрудняет количественный анализ свя­
зей и позволяет судить о ее характере лишь качественно^ вы раж ая ее ,
знаком -отклонения от нормы ледовитости и повторяемости типов ат­
мосферных процессов.
И, наконец, еще одна трудность, с которой приходится считаться
при установлении связи между повторяемостью форм атмосферной
циркуляции ,и ледовитостью рассматриваемого моря.
Дело в том ,'ч то, как уж е указывалось выше, процессы каждой
формы, наряду с их относительной устойчивостью, претерпевают непре­
рывные количественные изменения, пока, наконец, это приведет к к а­
чественной перестройке и к возникновению новой формы циркуляции.
Эти количественные изменения обычно проявляютбя в специфике расп ред елн и я. аномалий давления и температуры в отдельных районах
полушария и в возникновении соответствующих отличий от среднечипо­
вых карт, о которых подробно говорилось выше.
В связи с этим совпадение числа дней с определенной формой
в . каких-либо двух' одноименных месяцах Далеко не всегда говорит
о полной аналогичности этих двух месяцев по распределению аномалий
давления и температуры на полушарии и, наоборот, некоторое несоот­
ветствие двух месяцев по повторяемости форм иногда не отражается
существенно на степени сходства аномалий.
Больше того, можно иногда’ встретить карту аномалий среднеме­
сячного давления и температуры для месяца, где преобладали про­
цессы, например, формы W, а характер аномалий весьма напоминает,
например, типовую карту формы Е. Это говорит о ;том. что процессы
формы W видоизменялись так, что они сменятся далее на L. а мы з а ­
фиксировали эти процессы W в последней или предпоследней с:адии
такого преобразования, т. е. накануне их перехода в Е.
Учитывая все это, мы приходим к выводу, что изучение связи ле­
довитости Баренцева моря необходимо вести не только по групповым
данным о повторяемости типов атмосферных процессов, но "учитывать
и их количественные характеристики, выраженные средними группо­
выми картами аномалий давления и температуры для месяцев каждой
из семи групп.
.
,
Д ля изучения таких связей мы воспользовались данными о ледо­
витости Баренцева моря, выраженными в процентах от площади моря,
которая составляет 1 387 800 кв. км. 4
152
К сожалению, такие данные за весь ряд лет, по которому изуча­
ются циркуляционнйе особенности • атмосферы (1900— 1960 гг.), име­
ются не для всех месяцев года, а лишь для периода. р апреля по август
^включительно. За все месяцы года'.данны е о ледовитости имеются
лиш ь с 1928 по 1960 г. К тому ж е за ряд зимних мееяцеп это не ф ак­
тические'наблю дения, а восстановленные косвенным путем, в основном
путем иктерпляции между фактическими данными. В связа с эгим нам
пришлось пользоваться двумя рядами: 1928— 1960 гг. для построения
средних групповых величин для всех 1,5 месяцев и Г900- 1°60 гг. для
периода с апреля по август. П о‘ этим ж е двум рядам вычислялись
и нормы ледовитости.
Д л я построения средних групповых характеристик ледовитости мы
поступали следующим образом. Из числа лет, вошедших в данную цир­
куляционную группу,, отбирались годы после 1928 г., для которых име­
лись данные о ледовитости для всех месяцев года. Эти данные осреднялись для каждого из 15 месяцев. Полученная средняя групповая ве­
личина ледовитости сравнивалась со средней деловитостью каждого
месяца за короткий ряд (1928— 1960 гг,) и определялось отклонение
от этой нормы. .
. . ■
Следует с^азу же указать на несовершенство срелчей групповой
кривой ледовитости. Оно состоит/ прежде всего, в том, что данные
о ледовитости имелись не для всех лет, вошедших "в эту группу по цир­
куляции, а лишь для лет после 1928 г. Кроме того, нормы ледо­
витости за короткий ряд относятся в основном к эпохе восточной
- (1929— 1939 гг.), меридиональной (1940— 1948 гг.) й комбинированной
Е . + С циркуляции _(1949— 1960 гг.).
Т ак как в эпоху меридиональной циркуляции, которая, как указы ­
валось выше, способствует повышению ледовитости моря, процессы
этой формы в летнее время проявились ,слабо [10, рис. 1], а в две дру­
гие эпохи этого ряда летом очень сильное развитие получили процессы
восточной формы, способствующие понижению ледовитости моря, то
этот ряд дает для лета явно заниженные нормы ледовитости по срав­
нению с летним сезоном предыдущей, эпохи западной циркуляции'
(1900— 1928 гг.), где в эти месяцы, наряду с развитием благоприят­
ных процессов W, превысили норму и процессы формы С. Сочетание
ж е процессов формы W и С, как показал Г. Я. Вангеигейм [6], способ­
ствует возрастанию ледовитости моря.
В связи с этим нами была построена еще одна средняя групповая
кривая для каж дой группы по нормам всего ряда лет (1900— 1960 гг.),
но за го лишь для периода с апреля по август. Д л я всех семи групп
она, естественно, дежит ниже кривой, построенной по данным корот­
кого ряда, так- как нормы ледовитости по длинному ряду оказались
значительно больше, чем по короткому. Объясняется это тем, что к ряду
прибавились 29 лрт (1900— 1928 гг.), в которые, как указывалось, ледовитостЬ в ‘ летние месяцы была выше, чем за .последние 33 года
(1928— 1960 г г.).'В связи с этим при анализе летнего периода времени
мы будем, пользоваться двумя: кривыми. Перейдем теперь к анализу связи между изменениями ледовито­
сти Баренцева моря и атмосферной циркуляции, имеющей место в к а ж ­
дой из семи групп в отдельности,- и. начнем анализ 'с первой группы.
И з табл. 1 видно, что в целом за все 15 месяцев в этой г р у п п е
сильно превысила норму повторяемость процессов восточной формы
циркуляции, которые (см. нижнюю строку табл. 1) проявились в ви­
д е всех трех ее разновидностей Е3, Емь Цм2, хотя величина полож и­
тельной аномалии повторяемости последних- двух процессов значитель­
н о больш е, чем первых (Ез). Процессы меридиональной формы, нао­
борот, были ослаблены как в ^елом, так и их отдельные разновидно­
сти. Процессы западной формы такж е оказались ослабленными, хотя
повторяемость их разновидности W m, все же превысила норму-.
■
Таблица 1
Отклонение от нормы повторяемости процессов форм W, С, Е
и их разновидностей (в днях), а также ледовитости Баренцева моря
(в процентах площади моря) в первой группе лет *
Аномалии
ледовитости
Месяцы
W
18
24
21
— 13
—25
— 10
—38
—4
;-3 6
— 16
—1
—5
—4
19
21
УШ
IX
X
XI
XII
I
II
III
IV
V
VI
УП
УШ
IX
X
Сум­
ма
103
полож.
аном.
w 3 W m , W m2
E
15
1
5
2
21
13 —23
—10
13 —2
—2
10
— 1 —7 —5
30
— 8 —6 — 11
50
—4 —3 —38
28
—11 —7 —20
39
4 —3
9
—5
— 16 —6 — 1.4
35
7 — 10 - 1 3
17
4 —6
1
16
2 —4
—3
38
9
31
— 15
2
15
16 — 12s — 13
6 . 5
10 —23
34
.82
40
298
E3
—8
—20
9
12
35
19
26
— 11
5
—9
3
15
-7
— 12
— 12
131
Ем,
Ема
С
15
0
—2 ‘
—7
—2
15
3
—3
20
5
2
23
—2
—2
—3
—9
25
17
—6
10
23
10
21
11
0
—1
3
—9
—23
—1
— 19
— 17
—25
— 18
0
—5
1
—1
-1 5
—33
—27
—6
2
108-
120
3
>5
См,
См2
— 15 - 8
6
-1 1
— 15 —2
—2
0
0
—11
0
—1
6 —3
3
- 6
2
3
10 — 14
1 —5
—19 - 2 4
— 12 — 17
2
—3
2 —2
0
4
—2
— 15
— 14
—17
—3
-2
. —4'
3
—И
10
2
■—5
6
Сз
20
13
25
Сум­
ма
от- —152 —75 —45 —85 —61 —72 —20 —30 —190 ~ 9 7 / —75 —73
риц.
аном.
Ал­
гебр.
сум­ —49 —41
ма
X
37
—45
237
59
88
Годы, вошедшие в первую группу
-1 8 7 —77 —62 —48
90
август 1935
1930
1953
1929
1936
1954
1918
' 'Ч
к
' р.
<3 f-< ■РЗ
f! tОf tЯ
K .О, s*
ООО! о ч
* И Си И ЕГ
2
3
0
—1
—2
—4
—1
—1
0
—1
1
—1
0
—3
—3
—3
-6
—8
—10
—7
6
—17
—И
у
г. октябрь 1936 г.
г.
1931 г.
г.
1954 г.
г.
1930 г.
1937 г
г.
г.
1955 г.
г.
1919 г.
„
Учитывая сказанное в начале данной статйи о связи м еж д у'атм о­
сферными процессами и ледовитостью, приходим к выводу, что в этой
группе получили развитие формы циркуляции и их разновидности,
способствующие уменьшению ледовитости и были ослаблены те про­
цессы, которые вызывают возрастание ее (С и C + W ).
154
■
Этим можно объяснить то, что суммарная аномалия ледовитости
в годах этой группы оказалась на 12% ниже нормы. В отдельные годы
и месяцы входящие в эту группу отрицательные отклонения были зн а­
чительно большими этой средней величины, д аж е по сравнению с нор­
мами короткого ряда. Так, в феврале 1955 г; отклонение оказалось
ниже нормы на 21% от площади моря, в июле — на 22%, а в дека­
б р е — д аж е на 25% . Однако в некоторые годы и месяцы аномалия
была значительно меньше, а в отдельных случаях, даж е имелись по­
ложительные отклонения. -Поэтому средняя групповая аномалия в отт
дельных месяцах оказалась сравнительно небольшой (см. табл. 1).
Рассмотрим теперь' изменения этого фона циркуляции и ледовито­
сти в течение 15 месяцев (с августа исходного по октябрь следующего
го д а),'п о л ьзу ясь данными табл. 1, средними групповыми картами ано­
малий этой группы, помещенными в работе автора [2], картами сред­
него группового давления и его месячных разностей (не опубликованы).
В августе, сентябре и отчасти в октябре превышала норму в ос­
новном повторяемость процессов западной формы, особенно их разно­
видностей W M, и WM2 см. табл. 1),
При этом1центры циклонов смещались на восток вдоль побережья
Европы, создавая в Баренцевом море значительную повторяемость вет­
ров западной и северо-западной четверти и тенденцию к отрицательной
аномалии температуры воздуха и воды. Этим, поводим ому,-и объясня­
ется некоторое превышение нормы ледовитости моря, хотя оно (превы­
шение) в среднем невелико (см. табл. 1).
, .
Уже в октябре началась некоторая активизация восточной формы
и пока лишь за счет разновидностей Ез (см- табл. 1). Это способство­
вало повышению давления над Европой и ЕТС и понижению его над
Северной Атлантикой. Развитие восточной циркуляции (см табл. 1) и
указанные изменения давления особенно усилились от октября к ноябрю,
когда давление над континентом Европы возросло до 10 мб, а над Атлан­
тикой оно упало на 4 мб. Это ж е продолжалось и от ноября к декабрю,
хотя и в несколько ослабленном уже виде. Область роста давления
распространялась на северо-восток и достигала Карского моря.
Все это способствовало деформации изобар в районе Северной
Атлантики и Баренцева моря, придавало им меридиональное располо­
жение и способствовало увеличению барических градиентов..
В результате резко усилились ветры южной четверти, которые спо­
собствовали нагону теплых атлантических вод и адвекции теплого воз­
духа к северу, а та'кже отступлению в том ж е направлении кромки льдов.
Карты аномалий температуры воздуха показывают [2], что в ноябре,
декабре и январе положителные аномалии температуры в районе Б арен­
цева моря достигли 7° С.
Все это, естественно, способствовало уменьшению ледовитости моря,
которая в среднем к январю оказалась на 4% ниже нормы (см- табл. 1).
В период с ноября по февраль процессы восточной циркуляции
развивались в основное в виде разновидности Е3 (см. табл. 1). С ф ев­
раля ж е по май они уж е стали проявляться в «иде другой разновид­
ности, а именно Ем,, при которой, как у ж е указывалось выше и еле-,
дует из типовых карт [7], положительные аномалии температуры в
Баренцевом море значительно меньше, чем при Ем, и Е3.
Поэтому и на средних групповых картах [2] в эти месяцы положи­
тельная величина аномалий резко упала, а в феврале и марте она даж ё
стала отрицательной. Это связано со значительным уменьшением, по
сравнению с предыдущим месяцем, силы ветра южной четверти, ослаб­
лением нагона теплых вод, более частому появлению 4 ветров се­
1551
верной четверти и связанных с ними опусканию льдов к югу, нагону хо­
лодной воды и адвекции .холодного воздуха с севера.
Все это, по-видимому, и обусловило некоторое возрастание л.едовит'ости моря, происходившее от; января до апреля — м ая (см табл. 1).
В дальнейш ем положительная аномалия повторяемости С Ма стала
убывать за счет возрастания повторяемости ЕМ1. Активизация послед­
них оказалась особенно заметной в июле и августе (см. табл. 1). Но, _
как указывалось выше, именно при Ем, создаются условия, наиболее
способствующие уменьшению ледовитости Баренцева "моря. Это и
имело место, 4to особенно зам етн о ' п о 1данным табл. 1 из которых
видно, что минимум наблюдался в. июле. Следовательно, ледовитость ■
в эти месяцы была близкой к норме по короткому ряду (1928—1960 гг.)
и значительно ниже нормы по длинному ряду.
В сентябре , и октябре ледовитость оставалась ниже нормы д аж е
по сравнению с коротким рядом, (см. табл. 1). Однако это уж е было
обусловлено аномальным развитием процессов, западной формы цир- •
куляции, проявившимися в сентябре в виде разновидностей W s и W m,,
а в октябре в основном в виде Wm2, (см . табл. 1). В эти же месяцы
процессы формы Е оказались ослабленными (см. табл. 1).
Так можно объяснить особенности изменения ледовитости Барен­
цева моря от месяца к месяцу в годах, отнесенных по характеру
атмосферной циркуляции к первой группе.
Перейдем теперь к рассмотрению второй группы. Сопоставляя
между собой табл. 1 и 2, видим, что по суммарному за 15 месяцев числу
дней с процессами W, С, Е эти две группы лет имеют много общего,
так, в, той и в Другой группе., развитие получили процессы лишь вострч7 ной фор/мы циркуляции, которые, правда, во второй группе за все 15' ме­
сяцев превысили норму на 159 дней, а в п ервой— на 237.
.Е сть сходство, этих групп и в развитии разновидности WMt запад­
ной формы циркуляции.
Однако есть и принципиальные отличия. Так,, в первой группе
процессы формы Е ,проявились в виде всех трех ее разновидностей,
а во второй группе — лиш ь в виде ЕМ2. В первой группе развитие во ­
сточной циркуляции началось в ноябре и закончилось в октябре, т. е.
продолжалось 10 месяцев. Во второй же группе оно началось нес- .
колько раньше (с сентября), и закончилось значительно раньше (в фев­
рале), чем в первой, следовательно, продолжалось подряд всего
6 месяцев. В сентябре и октябре в. первой группе получили развитие
процессы формы W, а во второй — формы Е.
В период с марта по авгу ст’в первой группе развивались процессы
Е, а во второй они/В это время были ослаблены,- а развитие получилй
в основном процессы W и отчасти С- 1
•
Естественно поэтому, что й изменения ледовитости Баренцева тцоря
во второй группе, имея некоторое сходство с первой, все ж е существенно
отличались от нее (см. табл. 1, 2).
Алгебраическая сумма на 15 месяцев аномалий ледовитости в пер­
вой группе составила— 12%, а во второй + 4 4 % .-Наиболее существенная
разница отмечается в период с марта до сентября, когда во второй
группе ледовитость значительно выше* чем в первой. Это вполне
объяснимо, если учесть, что в первой группе (см. табл. 1) в эти месяцы
развитие получили наиболее благоприятные процессы формы Е, а во
второй (табл. 2) — процессы W и С,/сочетание которых, как указывалось
выше, способствовует увеличению ледовитости этого моря.
О бращ аясь .к табл- 2, видим, что в период с сентября по февраль,
когда превысила норму повторяемость благоприятных процессов формы .
Е,' ледовитость моря колеблется околр нормы короткого ряда, а не ниже
/
нормы, как, казалось бы, должно быть при таких процессах. П равда,
как уж е указывалось выше, нормы короткого ряда есть, по существу,
нормы эпохи во,сточной циркуляции, т. е. нормы за годы легкой ледови­
тости ряда можно рассматривать как понижение ледовитости, если ее
сравнивать с сопоставимой нормой длинного ряда.
(
Тем не менее отсутствие в этом периоде значительного ум ень­
ш ения ледовитости и даж е некоторое превышение его нормы тре*
• Таблица 2
О тклон ен ие от нормы повторяем оси процессов W, С, Е и их р азн ови дн остей
(в д н я х ), а т а к ж е Ледовитости Б а р е н ц е в а м оря (в п р о ц ен тах площ ади миря) во
второй групп е лет*
Месяцы
Аноь1 алии
ледови тости
VIII
IX
X
XI
XII
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
W
w3
Е
wm ,
wm ',
Е3
Ем,
С
Ема
03
См,
См2
Лд
S ОЛ s a Й
Си CL. Ч Ос s t=C
О. О W О е; к
Я « СЬ
СО £_)
\
1
7 —2 —17
4
11 —20 — 11 - 1 5 1 6
22
1'8 —3
16 —29 — 16 —7 - 6
24
10 —2
1
5 —1
5
Q
3
d
36 —23 — 17 —9
64
31 —3
—41 —21 —15 —5
53 - 4 5 —25
,1 —21
2
87
4
- 4 2 ' —9 —0 —33
30
0 —и
47
51 —23 — 13
0
-2 4
—7 —3 —14
0 —4
34 —8 —2 —5 - 1 —1
13 —27
6
5
' —5 —9 - 1
12
27 —5 —9 - 8
29
4 —2
1
—23 —16 —5 —2
21
19 1 16 - 1 4
1
7 —65 - 1 6 —16 —33
44
0. .■ 32
2
10 —1
11
14 —10 —И
3
4 —7
—4 —21
31
20 - 1 0 — 1
Ч> —5 - 2 8 — 18 —2 —8
6
7
8
3 —7
9
21 —4 —23 —9 - 4 — 18 — 7 — 3
13
30
10 - и
0
2 —1
7
11
10 - 1 - 2 — 15
3 -6
6
I
26 —12 — 19
■8
11 —5
9 —3 — 16 —13
45
1
' 3 -2
2
7 — 10 —4
21
5
0
—9 —7 —2
—4
16
6 — 15 - 2 7
2
7 —6
9 —7
—3 —4
18
Сум­
ма
127
по,
лож.
аном.
50
99 ■ 32
289
'108
29
54
283
32
—
—
—
0
1
G
—
2
1
—
39
69
45
—
,
' '
\
24
—
1—
■
Сум­
ма -от- 1 5 1 —100 —34 —71 -S-130 — 128 —63 —70 - 1 8 8 —152 —60 —62 ' — 1
риц.
аном.
Ал­
гебр.
сум­
ма.
___
—
—50
65
\
—39
159 —20 —34
213 —134 — 120 - 2 1
7
44
1906 — октябрь
„■
1907
1912
,1928
»>
1934
V'
1944
1950'
' 1937
1952
1907
1903
1913
1929
1935
1945
1951
1938
1953
1
■ 7—
____
'■
Годы, вошедшие во вторую группу;
август
'
■
м
157
бует объяснения. Оно,, по-видимому, состоит в том, что процессы вос­
точной формы проявлялись здесь в основном в виде наименее благо^
приятной- ее разновидности Ем2 и отчасти Е3 (см. табл. 2). В связи с
этим, как это следует из среднегрупповых карт среднего месячного
давления, аномалий давления ^.тем пературы этой группы, в указан­
ные месяцы циклоны перемещ ались на восток по траекториям, прохо­
дившим над южной и центральной частью Баренцева моря. Это соз­
давало частую смену ветров южной и северной четвертей. Следова­
тельно, эффект, связанный с дрейфом льдов и нагоном вод, не являлся
однозначным й не мог привести к созданию кр у п н ы х ' аномалий
ледовитости одного знака. Поэтому ледовитость моря в эти месяцы
колебалась около нормы.
Вместе с тем групповы е, карты аномалий температуры воздуха
показывают, что почти во все эти месяцы (с сентября по февраль) в
районе Баренцева моря наблюдались положительные аномалии, хотя
по величине они. были не столь значительными, как в первой группе.
Это и понятно, ибо здесь преобладали разновидности Ем3, при кото­
рых (3) аномалии и должны быть меньше, чем при Емх и Е3, преоб­
ладавшими в первой группе. Тем не м енее'наличие их способствова­
ло созданию в отдельные месяцы этого периода отрицательных ано­
малий ледовитости даж е по отношению к короткому ряду (см. табл. 2 ).
В период с марта по август, как уж е указывалось выше, разви­
тие получили процессы Wm,, W 3 в сочетании с одновременным разви­
тием процессов формы С. В связи с этим, как показывают средние
групповые, карты, в эти месяцы преобладала положительная аномалия
давления над Гренландским и отчасти Баренцевым морем, что привело
к формированию здесь сильно развитой и устойчивой области вы­
сокого давления. На восточной части этого антициклона, которая рас­
полагалась над Баренцевым морем, преобладали ветры северной и
северо-восточной четверти, обусловивш ие отрицательные аномалии
температуры воздуха, нагон холодных вод и отпускание к 'югу кромки
льдов. Именно этим и .объясняется значительное, больш ее, чем в пе­
риод сентябрь-февраль, повышение ледовитости/м оря, которая сущ е­
ственно' превышала норму короткого ряда и достигла нормы длин­
ного ряда.
'
.
.
К ак видн<) из табл. 2, средние групповые значения ледовитости по
отношению к короткому ряду превысили норму д о '9%. В отдельных же
годах этой группы превышения были еще большими (например, в июне
1929 г, + 3 4 % ).
В сентябре и октябре снова получили развитие процессы восточ­
ной формы (см. табл. 2) в виде Е3 и Ем,. Поэтому, как и в период "с
сентября по февраль, снова циклоны начали смещаться центрами через
Баренцево море, начались частые возвраты -к ветрам южной четвер­
ти, стали положительными аномалии температуры воздуха и ледови­
тость стала меньше, чем в периоде март-август, хотя и осталась все
■же выше нормы короткого ряда.
Рассмотрим теперь изменения ледовитости Баренцева моря при
процессах третьей группы.
По итоговым' за 15 месяцев данным (табя. 3) можно заключить,
что в отличие от первой и рторой групп в третьей группе процессы
формы Е были* ослаблёны, хотя повторяемость их разновидностей Е3 и
Ем, превысила норму. В третьей группе несколько превысили норму
и процессы формы С за счет разновидности См„, чего не было в двух
предыдущ их группах. Т о-ж е относится и к процессам формы W, кото­
рые впервые превысили норму за счет разновидностей W M и W3.
158
В свя-зи с указанными фоновыми отличиями циркуляции есть су­
щественные отличия и в, суммарных характеристиках ледовитости (табл.
1—3).
Таблица 3
Отклонение от нормы повторяемости процессов форм W, С, Е
и их разновидностей (в днях), а также ледовитости Баренцева моря
(в процентах площади моря) в третьей группе лет *.
Ано\ (алии
ледов итости
Е
Е3
Ем,
Е м2
С
С3
См,
5
6
7
—10
■34
-1 9
—23
37
2
—
1
— 7
5
— 5
— 6
— 7
«
42
2
—36
—30
-4 6
40
49
—22
— 19
17
11
—23
-1 1
- 5
— 3
34
— 3
-2 8
—20
- 9
8
44
-1 1
10
20
20
— 15
— 5
5
— 9
-1 4
12
— 9
19
11
'14
6
— 15
—20
8
. 5
— 15
2
— 1
7
22
— 7
1
—29
-4 8
18
—
1
4
— 9
-1 1
-1 4
7
— 8
— 9
— 1
-3 1
— 18
27
8
— 2
—16
-2 3
И
8
4
1
29
— 1
11
6
— 12
— 10
— 12
— 16
- 8
9
1
- 6
3
8
23
- 1
- 7
19
2
—27
0
29
13
. 7
- 5
-1
3
9
-1 3
— 17
- 1
6
4
— 4
8
8
10
11
—
1
—20
—25
20
— 4
' 9
— 5
31
0
—12
.8
96
161
141
84
52
105
65
69
97
W3
W m, W m,
—11
16
9
22
48
—24
—22
11
11
—21
-1 2
— 6
12
— 6
— 3
4
15
— 13
24
13
-1 3
2
—15
7
—30
1
—
4
23
- 3
1
—20
- 5
15
8
1
8
—
1
— 11
2
10
— 6
— 7
— 6
3
3
129
90
50
месяцы
w3
Сум­
ма
полож.
аном.
Сум­
ма
от- 1 0 5 —78 - 5 6
риц.
аном.
А л­
гебр.
сум­
ма
24
12
I—X —60 —31
—6
-5
-
—78 - 1 9 5 - 1 0 0 —7 4 ; —137 —91 - 7 2 -т—70 - 7 5
— 1
— 2 __
—
3 _
— 5 _
— 5 __
— 9 _
— 8 —
— 7 —
1 —
0 —
2 5 _
' 3 . — 1 _
- 2 —
10
—44
1
4
5
7
4
4
—
-
—
f
СО
VIII
IX
X
хГ
XII
I
п
ш
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
Сма норма норма
корот. длинн.
ряда ряда
—24
—34
41
10
-8 5
14
—7
—1
22
34
68"
—9
-2 4
30
51
—23
2
* Годы, вошедшие в третью группу: август 1932 г . — октябрь
„- 1 9 5 1 г . — .
,
1905 г. — „
1946 г. — „
1955 г. — „ „
1939 г. — ,
'
„
1923 г. —
„
1925 г. —
,
—34
—
_
—
1933 г.
1952 г.
1906 г.
1947 г.
1956 г.
1940 г.
1924 г.
1926 г.
В третьей группе она оказалась значительно ниже, чем в первой
группе (— 12% и —4 4% ), и в два раза ниже, чем во второй (+ 4 4 % и
■—45% )- Это говорит о том, что характер ледовитости здесь определяется
^
159
не аномальным развитием процессов какой-либо формы, а благоприят­
ным сочетанием процессов разновидностей всех- трех форм.
Р езультат совокупного их действия можно видеть на средних
групповых картах среднего давления, аномалий давления и температу­
р ы .', Анализ их показывает, что в период с августа до февраля
степень проникновения исландских циклонов на восток (через
Баренцево море) с каждым месяцем уменьш алась за счет роста д ав­
ления в восточных районах и распространения в западном, и северозападное направлениях гребня Сибирского антициклона. В связи с
этим над Баренцевым морем все реж е и реж е наблюдались тыловые
части циклонов, создающие ветры северной четверти, и все устойчивее
сохранялась передняя часть циклонов, обусловливающ ая преобладание
здесь ветров южной четверти. По. мере продвижения гребня Сибирского
антициклона в западном направлении барические градиенты в районе
моря и к югу от него увеличивались, что приводило, к усилению ю ж ­
н ы х отжимных ветров, адвекции тёплого воздуха и возрастанию поло­
жительной аномалии температуры. Этот процесс достиг максимального
развития в январе и феврале, когда процессы формы Е. существенно
превысили норму (табл. 3) ув основном за счет благоприятных разно­
видностей Ем, и Е3. Все это, естественно, и обусловило все возраста­
ющее уменьш ение ледовитости моря, а в январе й ф еврале была д о с­
тигнута наибольшая ее отрицательная аномалия (табл. .3).
С марта по июль, наряду с развитием процессов'форм ы Е акти­
визировались и процессы формы С (табл. 3), особенно их разновид­
ности С3 и См,. Это вызвало развитие гребня арктического антицик­
лона, в направлении сначала на Карское, а затем и на Баренцево мо­
ре и соединение его (гребня) с гребнем сибирского антициклона. При
дальнейш ем смещении этой системы на запад восточная часть гребня
оказалась над Баренцевым морем, обусловив преобладание нажимных
северных ветров, нагон холодных вод, отрицательные ано,малии тем ­
пературы воздуха, смещение кромки льдов к югу и, как следствие
этого, повышение ледозитости моря. Последняя достигла максимума
в июле месяце, превысив норму короткого ряда на 5%, но она была
ниже нормы длинного ряда.
Начиная с августа, существенно активизировались процессы ф ор­
мы W в виде разновидности W3. Это вызвало новое смещение исланд­
ских циклонов в восточном направлении, что привело к появлению,
наряду с северными, и южных составляющих ветра. Процессы фор­
мы С проявились в сентябре в виде С3, а в октябре — См, и С3. Н а­
личие зональных процессов во втором секторе поддерж ивало и при
процессах формы С смещение указанных выше циклонов в восточном
направлении. Все это и обусловило относительное уменьш ение ледо­
витости моря в последние три месяца по сравнению с предыдущим
периодом.
Рассмотрим теперь фоновые особенности процессов четвертой
группы и - связанные с цими изменения ледовитости Баренцева моря.
Основное отличие этой группы по суммарным характеристикам всех
15 месяцев от предыдущих трех состоит в значительном превышении
нормы повторяемости процессов меридиональной циркуляции (табл. 4),
проявившейся в виде разновидностей С3 и См,, при которых, как у ка­
зывалось выше, создаются наиболее неблагоприятные для ледовито­
сти Баренцева моря атмосферные процессы.
Это Вполне согласуется и с суммарными данными о ледовитости'
(табл. 4), откуда следует, что. в сумме за 15 месяцев положительное
отклонение от нормы достигло 8 8 %. Это в два раза превышает суммар­
ную ледовитость второй группы и в три р а з а — ледовитость в годах
160
третьей группы. Характерно такж е, что в этой группе ледовитость ока­
зал ась д аж е значительно выше нормы длинного ряда, чего в предыду­
щих трех группах не наблюдалось.
Таблица 4
Отклонение от нормы повторяемости процессов формы W, С, Е и их разно­
видностей (в днях), а такж е ледовитости Баранцева моря в (процентах площади
моря) в 4 группе лет*.
(
Месяцы^ W
VIII
IX
ч:
XI'
XII
I
п
hi
IV ■
V
VI
VII
' VIII
IX
X
Сумма
полож.
аном.
w3
WM2 Е
Е3
—11
0 — 7 — 4 - 1“ 6
—15 — 3 — 3 — 9 15 ’ 7
5 — 3 — 12
— 5— 1— 9
4 35 - 2 7 — •-2
40
1
— 7
8 — 5 -1 0 -1 6 — 5
31 — 1 — 6 —24
4 ,15
6 — 2 — 2 10 12 ' з
4
— 10
1 —10 — 1 — 1
—25 — 2 12 15 —27 - 1 5
6
8 , 0 — 2— 7 — 9
9 — 6 17 — 2 — 3 — .2
- 1 5 — 5 — 7 — 3 33 13
22 — 17 — 2 — 3 31
9
10 —
‘ 2 13 —25 —13
8
1 — 9 — 15
0
5
96
18
36
78
95
62
Ем ;
е м2
С
Аном алии
ледов!1ТОСТН
С3 С м , СМ2 нормы нормы
коротк. . длинн.
ряда
ряда
0
— 6 — 1 12 • 7
5
- 4 12
3
7 — 10
0
—10 ' 19
8 16 — 3 - 5
— 5 —20 —13
0
0 — 13
4
2
— 1 —10 23 17
- 6 - 5 27 20 - 5 12
2 - 3 —17
3
6 —18
6 11
6
4
-и
9
0 —.12
2 - 3
0
5
1— 1
2
11 - 9
0
. 3 — 4 - 6 -1 5
0
9
4
25 — 5 - 1 8 —12 --10
5 - -9 — 6 — 6
17
3
— .6 — 6 15 . 5 15 - 5
— 2 —18 23 18 13 — 8
59
48
122
94
46
44
>0
2.
14
0
5
9
'• 13
10
8
- 11
16
13
8
1
0
—
—
—■
—
—'
—
Ъ
6
' 7
4
1
—
—
64
—
'
’
Сумма
отриц. -124 —42 —51 - 6 7 -1 2 5 —58 - 5 1 —90 - 6 4 —37 —31 - 5 8
аном.
Алгебр. —28 —24 —15
сумма
X— I
48' - 2 9
11 —30
5 —6
2
4
10
8 -4 2
58
57
34 |—42 29 1 14
Годы, вошедшие в четвертую группу:
15 - 1 4
'2
| •12
- ■
—6
—
88
-
1
—
август 1914 г. — октябрь 1915 г.
“ . 1926 г.
,
1927 г.
1938 г.
,
1939 г.
■ 1940 г.
„
1941 г.
1 9 1 1 г.
„
1942 г.
' Карты средних групповых характеристик каж дого месяца этой
группы позволяют' объяснить внутригодовые изменения ледовитости.
Так, с августа по ноябрь одновременно с развитием процессов формы С
происходило развитие процессов Е и W. Последние в ноябре уж е
стали главенствующими и проявились в основном в виде' разно­
видности W 2 .
’
Такой ход процессов в эти четыре месяца обусловил активизацию
циклонической деятельности в районе Исландии и смещение циклонов в
восточном направлении, через Баренцево море. Это создало сравни­
тельно благоприятные атмосферные процессы (ветры, аномалии темпе­
ратуры воздуха и др.), способствовавшие понижению ледовитости
этого моря (табл. 4).
m
Зак. 2329.
\
161
С декабря началась новая, уже более интенсивная, активизация
процессов меридиональной формы при одновременном развитии в от­
дельных месяцах процессов формы Е или W.
Сочетание процессов форм С и Е привело к росту давления над ЕТС,
■Британскими островами, Гренландией и Баренцевым морем, обусловивположительное его- отклонение от нормы. Это привело к резкому ослаб­
лению исландского минимума и ослабило активизацию циклонической
деятельности над Баренцевым морем.'
В распределении среднемесячного давления это выразилось в том,
что, хотя ложбина от исландского минимума была направлена в сто­
рону Баренцева моря, градиенты в ней были ничтожно малы, что гово­
рит о небольшой силе наблюдавшихся время от времени отжимных вет­
ров. Это сразу ж е сказалось и на температуре воздуха, которая была в
эти -месяцы в основном ниже нормы. Все это и обусловило повышение
ледовитости, которая превысила норму в этот.период на 5— 13%.
В мае и июне сочетание процессов С и W вызвало развитие британ­
ского гребня в северном направлении и соединение его с гребнем поляр­
ного максимума через Гренландское море. В связи с этим над Баренце­
вым морем расположилась восточная часть этого гребня, обусловившая
преобладание северных ветров, нагон холодных вод и опускание кромки
льда, что и привело к очень сильному росту ледовитости, особенно в
июне месяце. Этот процесс продолж ался в июле и августе, но уже за
счет развития процессов формы Е и с той лишь разницей, что гребень
арктического максимума соединялся уж е не с британским гребнем, а' с
гребнем европейского антициклона. Однако это не ослабило существенно
неблагоприятные черты процессов и способствовало дальнейшему повы­
шению ледовитости моря, которая в июле на 13% превысила норму.
В сентябре и октябре снова активизировались процессы формы С
и .опять в сочетании с развитием процессов формы W. Поэтому ледови­
тость моря сохранилась выше нормы, хотя величина положительного
отклонения упала, что связано с несколько более благоприятным, чем
в мае — июле, сочетанием барического, ветрового и температурного по­
лей в районе Баренцева моря.
Перейдем теперь к рассмотрению процессов и ледовитости, свой­
ственных пятой группе. Из табл. 5 ’видно* что в этой группе очень
сильно и значительно сильнее, чем в предыдущей группе, получили
развитие процессы меридиональной ф ормы.'П оследние, как и в преды­
дущ ей группе, проявились в виде разновидностей См, и Сз. Причем
в этой группе, по сравнению с предыдущ ей, почти в десять раз силь­
нее получила развитие разновидность Сма, при которой, как указы ­
валось выше, атмосферные процессы наиболее' сильно способствуют
возрастанию ледовитости моря.
.
Из табл. 5 видно, что эти неблагоприятны е, процессы CMt полу­
чили наибольшее развитие в июле, когда ледовитость'Баренцева мо­
ря имела такж е наибольш ее полож ительное отклонение от нормы
(:: 19%).
_
Отличие пятой группы; от предыдущей, четвертой, состоит в том,
что в период с августа по март изменения ледовитости имеют обратный
ход. Кроме того, суммарное за 15 месяцев отклонение от нормы ледови^
тости в пятой группе оказалось меньшим, чем в четвертой, хотя в пе­
риод с апреля по август наблю далось обратное соотношение (68 и 56% ).
Следовательно, пятая группа характеризуется самой высокой ледовитостью моря в теплое время года (апрель — август), в то время как
для четвертой группы характерно самое длительное сохранение (с де­
кабря, исходного года по август следующего) значительной положи­
тельной аномалии ледовитости.
Таблица 5
Отклонение от нормы повторяемости процессов формы W, С, Е
и их разновидностей (в днях), а такж е ледовитости Баренцева моря
(в процентах) в пятой группе лет *
1
•
Месяцы
W
w
3
^ м
Е
,
Е3
Е 'м ,
ЕМг
С
Аномалии
ледовитости
1
С3
С М ,
С м 2
га
S
^
_
к
л
а . н
о о
5
11
34
-3 0
—22
6
—7
п
—10
8
-6
4
25
16
—10
101
,120
—1 —2 - 4 7
—6 — 17
1
1 — 12
10 —5
—7 — 19
23
2
6
3
19 . 3
13
12
2
30
3 -2 2
3
9
20 —56 - 1 1 — 11
— 1 —7 —29 —20
- 5
— 10 —39 —6
21
10'
20
1 — 10
О
12
4 -4
— 11
—4
8
—2 —8
■ 8 —4
14
— 15
•2 —30
6 -2 4
-8
2 —40 —5 - 1 8
2 —4
0 —2
7
- 1 2 ~11
10
5 —6
35
86
45
68
77
—24
— 17
—27
4
22
-3 4
—14
—37
—1
—8
—2
— 12
-1 7
—1
11
37
2
2
3
1
—1
—4
—1
0
7
10
18
19
14
—2
-3
230
76
—
—46 - 2 0 —84 — 11
—
— 117 —<5 --- 67 —77 - 2 2 4 —86' —81 —194 - 5 9
— 16
35
—32
I—X
—35
37
—’30 —14 —144 - 2 6
9 — 179 - 1 8
Р.
Ля
ё я
Он н •
О =3
Я fcf
45
18
21
6
—1
18 — 16 —3
— 10 — 1 —4 —5
—5 —21
0
16
— 13 - 9
2 —6
21
7
10
4
48
1
29
18
44
19
.27 - 2
— 14
4
4 —22
3 —2
27 —22
8
3
2
3
39
11
38 — 10
21
7
12
— 16 — 4
2 — 14
1 —9
0
10
Сумма отриц. аном.
2
13
8
—14
10
35
— 15
-38.
13
1
-1 6
—9
19
— 14
-И
Алгеб.
сумма
VIII
IX
X
XI
XII
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
Сумма полож. аном.
л
со
ef
05
си.
88
174
.59
—4 —157 171
42
154 -г25
65
—3 - 1 1 5
37
151
-
155
—33
4
5
9
10
7
—
* Годы, вошедшие в пятую группу: август 1900 г. — октябрь 1901 г.
,1Ь01 г. —
„
.
. ^
„
,
,1903 г . —
1909 г . —
ч ,
1902
г.
„
„
1904
1910 г.
г.
1916 г . —^
1917 г . —
„
„
1917 г.
1918 г.
.
1121 г. -
„
1922
1931 г. —
1943 г. —
„
я
1932
1944
г.
„
1947 г . —
„
1948
»
.
1958 г. г 1910 г . —
.
,
1959 г-.
1 9 1 1 г .'
г.,
г.
г.
163
О бращ аясь к средним групповым картам давления, аномалий д ав­
ления и температуры, а такж е к табл. 5, рассмотрим характер внутри‘годовых изменений циркуляции атмосферы и ледовитости, свойствен­
ный годам этой группы.
К ак следует из табл. 5, в период с сентября по январь происходило
преобразование меридиональной циркуляции, развившейся в августе
в процессы западной формы, которые достигли максимального разви­
тия в январе. Прй этом в октябре и ноябре, наряду с развитием з а ­
падной циркуляции, превыш ала л о р м у повторяемость некоторых р а з­
новидностей и процессов формы Е.
,,
,
^
В связи с этим в первые месяцы этого периода циклоны проникали
в Баренцево море, и тыловые ветры способствовали некоторому повы­
шению ледовитости. Однако дельнейшее усиление процессов формы W
и повышение фона давления в Западной Сибири и над.Таймыром затруд­
няло проникновение циклонов далеко к востоку в арктических морях и
создавало большие градиенты давления в передней части исландской
ложбины. Последняя располагалась в Баренцевом море. Поэтому здесь
усиливались отжимные ветры южной четверти, способствовавшие неко­
торому уменьшению -ледовитости моря, которое оказалось наибольшим
в январе, где аномалия ледовитости была ниже нормы на 4% .
Уже в январе, на ряду с заподным развитием циркуляции, снова на­
чали активизироваться процессы формы С и в основном в виде разновид­
ности C mi (табл. 5). Это сразу ж е сказалось на характере процессои привело к раздвоению ложбйны исландского минимума и образова­
нию над Баренцевым и Карским морями самостоятельного циклонатыловая часть которого охватывает Баренцево море. Это, естественно,
вы звало'повыш ение ледовитости моря; которое в марте достигло нормы.
Аномальное развитие процессов формы С и, прежд1ё всего, их
разновидн.ости См, продолж алось до августа, хотя достигло макси­
мума в июле. При этом в некоторые месяцы эти процессы сочетались
с развитием отдельных разновидностей форм W и Е.
Все это вместе взятое привело к формированию перемычке высо­
кого давления н а д ’Баренцевым йорем, преобладанию северных ветров,
отрицательных аномалий температуры, нагону холодных вод и опуска• нию к югу кромки льда.
Естественно, д т о при таких условиях ледовитость моря pociia,'
достигнув в июле своего максимума ( + 19% ).
В сентябре и октябре основными процессами снова стали W и Е,
в связи с чем снова активизировалась циклоническая деятельность,
циклоны стали смёщ аться на восток через Баренцево море, а ледови­
тость упала ниж е; нормы на 2—3%.
Обращ аясь к анализу процессов шестой группы (табл. 6), видим,
/Что процессы этой группы коренным образом 'отличаются от процес­
сов предыдущ их групп. В ней впервые сильно превысила норму пов­
торяемость процессов западной формы циркуляции, которая в основ­
ном проявилась в виде разновидностей W m^W m, и отчасти W 3.
Н аряду с этим превысила норму такж е и повторяемость процес­
сов формы С за счет разновидностей См, й Сз. 'Однако по величине
отклонения от нормы на первом месте, конечно, стоят процессы фор­
мы W , суммарная повторяемость которых почти в два с половиной
раза превысила повторяемость процессов формы С. Это такж е корен­
ным образом отличает данную группу от предыдущ ей пятой группы,
где процессы формы С были основным' фоном группы.
Процессы восточной циркуляции, такж е как и в предыдущ ей груп- v
пе, были ослаблены, хотя повторяемость их разновидности Ем, нес­
колько превысила 'нррму.
-
Таблица 6
Отклонение от нормы повторяемости процессов фарм W, С, Е
и их разновидностей (в днях), а такж е ледовитости Баренцева моря
(в нроцентах с площади моря) в шестой группе лет *
М есяцы.
Аном алии
ледов итости
W
VIII
IX
X
XI
XII
I
11
III
IV
. V
VI
VII
V III
IXf
X
0
' 32
19
23
50
38
63
—12
— 3
5
—16
7
10
14
17
w 3 w Ml W m*
Е
Е3
Е м,
С
Е м.
Сз
См,
~
л и
t-
2 В /
S ЕЯ
Q- X t=C
о о WОЧк
В * Си аз к а
S О се
О , Си Ч
4
—26
—И
9
17
6
9
1
9
— 2
6
21
' 7
— 5
-^17
—14
0
16
8
11
21
11
4
— 9
17
- 4
— 5
— 7
9
16
89
113
Сум­
ма
п о - , 246
лож.
аном.
10
— 6
,14
6
22
11
43
-1 7
— 3
-1 0
— 18
9
10
10
18
2
- 1
-3 1
-6 9
—88
—52
—33
43
■ 2
- 5
11
— 2
—30
14
-2 7
144 - 72
>
— 6
—21
—29
— 15
— 9
10
2
— 6
4
16
-1 3
5
—22
16
—
1
6
— 4
— 5
— 6
— 4
18
— 2
3
3
■ 7
-2 3
12
4
- 8
— 2
-3 1
—44
—54
—31
—20
• 15
,
2
— 2
— 10
7
6
— 3
— 9
— 2
33
12
‘ 46
38
14.
—29
-3 1
1
1
5
—
5
2!)
-2 8
10
23
66
40
179
— 6
2
2 — 6
29
0
- 6
- 38
10
7
15
11
— 3
— 10 — 1
-1 5
9
13 — 4
14
15
6
, 8
5 — 5
1
.6
3
-2 2
18
— 2
18
120
108
0
2
I
—14
18 —2
2 _4
16 —4
6 —5
0
-1 8
1
—25
2
— 8
0
—29
2
9 .
—
5 ; ---1
0
13
2
— 9
3
— 6
55
183
1 -Х
123
■
28 ■ 74-
81
53
35
3,5
-2 6 6 -1 2 0
18
-6 0
6
-7 9
, X Годы, вошедшие в шестую группу:
—164
'
84
(
51 —43
62
92
—70
—5
52
-9 0
—
—
—
—
—
— 1
5с
------ /
1Л
—ш
— 'Т
/
.
—
11
'
Сум­
t
ма
о т - - 6 1 — 61 —39 - 6 3 -3 3 8 — 143 —48 - 2 0 4 —95 —58 - 1 6 — 125 >- 1• 6
риц. Г
аном.
Ал­
гебр.
су м ­
ма
—
—
5
—
'
--
__ .
—
август
1913 г.—октябрь 1914 г.
1949 г.
1948 г. —
1925 г.
1924 г. —
1957 г.
1956 г .—
1958 г..
;; 1957 г .—
я
V
п
1,902 г .1—■
1904 г . —
, 1945 г . ...
1915 г .—
1922 г . —
1903 г.
п
я
я
1905
1946
1916
1932
г.
г.
г.
г.
165
Если говорить о суммарном (за 15 месяцев) фоне ледовитости Б а ­
ренцева моря, то она оказалась ниже нормы (—5% ). Это, на первый
взгляд, как бы противоречит ранее сделанному выводу о том, что при
комбинированной-W + С циркуляции ледовитость моря’ ' повышается.
Однако в действительности здесь нет противоречия, если учесть вес тех
и других процессов- В предыдущей, пятой группе основными были про­
цессы формы С, а дополнительными — W и Е. В данной ж е группе
основными являю тся процессы W, а сопутствующие им':— С и Е.
. В связи с этим характер термобаринеских и ветровых полей,, как на
полушарии, так и в Баренцевом море, был иной, что и обусловило, близ­
кие к норме значения ледовитости почти во все 15-месяцев.
Рассмотрим кратко эти характерные особенности среднегрупповых
полей и покажем связанные с ними внутригодовые изменения ледови­
тости Баренцева моря.
С августа и по январь включительно в связи с развитием процес­
сов формы С над Британскими островами систематически формировался
высокий фон давления и развивался гребень высокого давления в нап­
равлении на Исландию. В связи с этим циклоны, расположенные в з а ­
падной части Атлантики, смещаясь на восток и обходя с севера Британ­
ский гребень, проходили в Гренландское и Баренцево моря по довольно
высокоширотным траекториям и далее «ныряли» к юго-востоку на ЕТС.
В связи с этим над морем чаще всего находилась южнда часть цик­
лонов, обусловливающая юго-западные ветры, способствующие нагону
теплых вод и формированию незначительных положительных аномалий
температуры воздуха. Это способствовало тому, что ледовитость моря
в эти месяцы незначительно понижалась, достигнув минимума в январе.
В дальнейш ем и до октября месяца сочетались в той или иной
степени процессы различных разновидностей форм W , С, Е, создавая
чаще всего над Баренцевым морем перемы чку высокого давления,
преобладание ветров северной четверти" и другие, связанные с ними
особенности в атмосфере и гидросфере, способствующие повышению
ледовитости моря. В результате во все месяцы после января ледовитость превыш ала норму и лишь в июле она оказалась несколько
ниже неё; по-видимому, за счет развития W 3, EMt и Ем2 (табл. 6).
Рассмотрим, теперь процессы последней,' седьмой группы лет
(табл- 7).
По суммарным данным за 15 месяцев в этой труппе в отличие
от четырех предыдущих групп (ш естой—третьей) процессы формы С
были ослаблены и лишь повторяемость их разновидности См4
нес­
колько превысила норму.
Основное развитие, как и в предыдущ ей группе, получили про­
цессы формы W, и в основном, в виде разновидности Wm2. О дновре­
менно с этим превышала норму повторяемость Е3 и Ем2.
Таким образом, если судить по суммарным данным, то. ледови­
тость Баренцева моря в данно группе лет определялась различным
сочетанием макропроцессом W 3 , Ез, Ем2, и См2. Но, как указывалось
в начале данной статьи, процессы форм W, E способствуют в общем
случае уменьшению ледо)зитости моря. Однако сочетаясь с процес­
сами М2 во втором секторе, они значительно менее благоприятны, чем
они же в сочетании с М( и 3. Что ж е касается См2, то они остаются
неблагоприятными и в этом сочетании, хотя .несколько менее, чем в
сочетании с Мь
' . Отсюда/следует общий вывод, что процессы данной группы не могут
дать сильной аномалии ледовитости как в сторону повышения, так и в
сторону понижения, хотя тенденция к созданию ледовитости, превышаюm
,
166
I,
.
-
,
Таблица 7.
Отклонение от нормы повторяемости процессов форм W, С, Е
и их разновидностей (в днях), а также ледовитости Баренцева моря
(в процентах площади моря) в седьмой группе лет *
Аномалии
ледовитости
нД
Ef
«
оО).
S
УШ
IX
X
XI
XII
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
Сум­
ма
по­
лоне.
аном.
W
W
м
м2
Е
Е3
■^М„
С
с ,"
См2
Сма
™ м’
s о й
ОчО-КС
О О 0?
Е а О,
15
12
. 9
— 18
—37
’9
31
10
3
— 2
30
23
4
— 10
1
3
10
: 5
—30
— 8
4
5
'S
—15
7
19
6
—10
6
\
10
2 —19 - 3 —17
1.
8
— 6
16
5
19 — 8
— 2
6 — 5
0
11 - 1 6
8
4
8 — 7
3
2
21
— 5 —24
■3
4
14
8 —10 — 6 — 6
— 3
2
4
22 —28' - 2 —12 — 14
0
5
29
6 - 3
26
— 2
2 —13 — 7 — 3 — 3
4
2 — 4 — 4
9
10
17
6 —34 —12 —32
10
8 — 4 —28 — 4 — 18 — 6
— 6
4
2
14 - 4 ’ 8
—15 ' 15
54 —17 — 1
36
—12
16
21
7
2 — 7
147 ' 73
Сум­
ма
— 67
от
риц.
аном.
А л­
гебр.
сум­
ма
80
1 -Х
99
52
-6 3 » -5 1
1
10
\
30
0
4
-2 8
— 4
15
16
1
0
—39
-1 0
0
4
5
— 6
—26
—17
—18
— 9
0
— 3
— 7
— 2
9
—24
.4
26
0
— 8
— 2
-1 3
— 5
19
— 3
6
8
17
10
— 8
— 5
0
—20
— 4
— 16
— 8
— 13
0
3
—16
— 10
10
6
— 7
— 1
— 10
6
— 6
8
— 3
4
0
— 12
55
39
76
37
- 2 8 - 1 3 ' - 3 8 -131 - 5 5 —12С - 9 1
-6 1
97
69
69
125
126
16
70
-1 2
88
—11Е
15
— 65 - 5 2
-2 8
60
-9 6
9
-6 8
-1 5
.38
-6 5 -
—
6
-2 8
32
—
-3 2
-2 1
—
—
* Годы, вошедшие в седьмую группу: август 1933 г. — октябрь
“ 1942 г. “ «
(С
*
•
1949 г. «
«
* 1927 г. и 1908 г. «
“
“ а
1920 г. и 1919 г . « “
1911 г , -
— 2
1
4
4
5
2
7
.5
0 , — 3
— 2
— 7
— 1 — 10
5
— 4
4
— 3
— 1
1
15
t
‘
?2 а* «
О- К Е[
о ч «
и ес о.
*
«
1934 г.
1943 г
1950 г*
1928 г.
1909 г.
1921 г
1920 г.
1912 г.
167
щей норму, существует. Этот последний вывод подтверждается и анали­
зом средних групповых карт среднего месячного давления, аномалий
давления и температуры данной группы.
/•'
Как видно из табл. 7, суммарная ледовитость превысила норму
на 32% и, в основном, за счет зимнего периода— с октября по март.
В этот период превысили норм у .процессы Wm2, Е м 2, С м 7 Следова­
тельно, процессы С проявились именно в этот период в виде наиболее
неблагоприятной разновидности См,. Эти же процессы развились и в
июле, когда ледовитость превысила норму ца 5%.
Таковы основные особенности развитиямакросиноптических про­
цессов и изменения ледовитости Баренцева моря в семи группах лет,
однородных по .циркуляционному фону.
'
.
ЛИТЕРАТУРА
1. А. А. Г и р е . Основные результаты исследований многолетних колебаний общей
циркуляции атмосферы применительно, к проблеме сверхдолгосрочцых гидро-'
метеорологических прогнозов. Тр. I научн. конф. по общей циркуляции атмо. сферы (14— 18 марта 1960 г.),. М., Гидрометеоиздат, 1962.
'
2. А. А. Г и р е . .Некоторые осбенности внутригодовых преобразований форм атмос• ферной циркуляции и их прогностическое значение. Тр. ААНИИ, т. 253, 1963,3. А. А. Г и |з с. Внутригодовые преобразования форм атмосферной циркуляции и их
- прогноз. Тр. Всесоюзн. метеорол. конф., посвященной 40^летию Гидрометео­
службы. Л., Гидрометеоиздат, 1963.
,
4. А. А. Г и р с. Многолетние преобразование форм атмосферной циркуляции и свя­
занные с ними колебания уровня океанов и морей. Материалы конф. по проб­
леме «Взаимодействие атмосферы и гидросферы в северной части Атлантиче­
ского океана», вып. 1, Л., Гидрометеоиздат, 1958.
5. А. 'А. Г и р е . Основы долгосрочных прогнозов погоды. Л., Гидрометеоиздат, 1960.
6. Г. Я-'В а н г е н г е й м. Ледовитость Баренцева моря в связи с различными типами
атмосферной циркуляции. Тр. НИУ ГУГМС, сер. V, вып. 12, 1946.
7. А. А. Г и р с. Типовые характеристики основных разновидностей форм атмосферной
циркуляции в холодное время года. Сб. ■«Проблемы Арктики и Антарктики»,
вып. 7, 1959.
8. А: А. Г и р е . Типовые характеристики основных‘разновидностей форм атмосфер­
ной циркуляции в теплое время, года. Сб. «Проблемы’ Арктики и Антарктики»,
вып. 2, 1960.
9. М. А. В а л е р и а н о в а . Попытка типизации барических полей над Северной Ат­
лантикой для расчета течений и дрейфа льдов. Матер, конф. по проблеме «Взаимо­
действие атмосферы и гидросферы в северной >части Атлантического океана»,
вып. 1, ^Л., Гидрометеоиздат, 1958.
10. А .'А . Г и р е . Особенности многолетних колебаний циркуляции атмосферы в от­
дельных месяцах года. Метеорол. и гидрол., № 12, 1958.
К ВОПРОСУ О ПРОГНОЗЕ БАРИЧЕСКОГО ПОЛЯ
НАД СЕВЕРНОЙ АТЛАНТИКОЙ В ИЮЛЕ
А. И. Савичев
Ш ироко известно, что воздушные течения являются основной при­
чиной океанического волнения, в значительной степени определяют Океа­
ническую циркуляцию и перемешивание вод и, как следствие этого,
существенно влияют на перераспределение тепла в океане. Поэтому ме­
тоды расчета различных гидрологических процессов, 1 получившие за
последнее время развитие'в океанологии, могут иметь прогностическое
значение лишь при условии успешного предсказания типа атмосферной
циркуляции, и характера барического поля над океанами.
' Существующие способы долгосрочного прогнозирования обычно
предусматриваю т составление прогнозов синоптических процессов и
, аномалий температуры воздуха над континентальными районами.1 При
этом в малой степени учитываются характеристики общей циркуляции
атмосферы, процессы,. происходящие над океаническими районами, а
такж е процессы взаимодействия атмосферы с гидросферой.
Отсутствие методик долгосрочного прогнозирования полей метеоро­
логических элементов (в частности, поля давления) для океанических
районов можно объяснить недостаточностью-объема наблюдений, произ­
водимых в прошлом, и, к а к ’следствие этого, слабой изученностью осо­
бенностей атмосферной циркуляции над океаном,
. •
Д л я нас, несомненно, представляет большой интерес изучение про- '
; цессов, происходящих в атмосфере и гидросфере, и их прогноз в север­
ной части Атлантического океана не только как самостоятельная пробг
лема, но и как проблема сопряженности синоптических процессов в. укат
з&нном районе с синоптическими процессами других районов северного
полуш ария и в первую очередь с процессами евразийского континента.
В работе [1] предложен способ составления прогноза типа средне­
месячного барического поля на январь, февраль и март по шести
районам Северной Атлантики, основанный на гипотезе о существовании
закономерностей в преемственности крупных структурных особенностей
термобарического поля тропосферы в указанных шести районах. 1
При разработке способа прогнозирования на летние месяцы нам
представляется целесообразным изучать, различные преобразования’
форм W, С, Е и типов 3, Mi, М2 атмосферной циркуляции в северном
полушарии и связанные с ними атмосферные процессы в Северной А т­
лантике. Д анны й способ применяется в А А НИ И-для составления долго­
срочных гидрометеорологических прогнозов по районам Арктики [2, 3].
При этом естественно, что научное распространение метода ААНИИ на
169
территорию Северной Атлантики должно предусматривать повышение
обеспеченности метода применительно к данному району, для чего, пот­
ребуется изучение локальных закономерностей формирования полей ме­
теорологических элементов при определенных формах (W, Е, С) атмос­
ферной циркуляции, проведение дополнительных разработок, направлен­
ных на выявление особенностей применения метода.
В работе, [4] нд примере разработки способа прогноза барического
поля для Северной Атлантики на июнь месяц нами рассмотрены основ­
ные черты подхода к решению задачи долгосрочного прогнозирования
в целом для всего летнего периода, там ж е представлены основные
этапы процесса составления прогноза на месяц и дан опытный прогноз
на июнь 1966 г. на независимом материале.
Мы исходим из гипотезы, что синоптические процессы, наблю­
дающиеся в определенном промежутке времени над Северной Атлан­
тикой, не появляю тся вдруг, а во многом подготавливаю тся в течение
трехмесячного периода времени, предшествующего ему, на простран­
стве северного полушария. Естественно при этом полагать, что ана­
логичные синоптические условия в любом месяце, формирующие ана­
логичные типы метеорологических элементов, не возникают случайно,
они должны подготавливаться предшествующим .развитием макропро­
цессов. Следовательно, в предшествующем периоде таких месяцев
должны обнаруж иваться общие особенности характеристик атмосфер­
ной циркуляции, которые можно использовать при составлении про­
гнозов погоды.
I
В настоящей
работе мы использовали рассмотренные • ранее
[4] принципы исследования макросиноптических процессов над Север­
ной Атлантикой применительно к разработке способа прогноза поля
давления на июль месяц.
М атериалом д ля исследования послужили ежедневные синопти­
ческие карты северного полушария, ежемесячные карты среднего поля
давления и температуры, аномалий давления и температуры, карты
среднего давления за ЭСП, каталоги форм и типов атмосферной цир­
куляции на северном полушарии Г. Я. Вангенгейма и А. А. Гирса
с апреля по июль за период с 1900 по 1964 гг. включительно.
По характеру преобразования форм атмосферной циркуляции,
особенностей развития макросиноптических процессов от апреля
к июлю над северным полушарием и формирования среднемесячного
поля давления и поля температуры над Северной Атлантикой в июле
за 65 лет (1900— 1964 гг.) было выделено семь групп лет аналогичных
1 процессов, характерных для данного месяца (табл. 1).
Таблица1
Группы однородны х процессов и распределение их по' эпохам.
Г Р У П П Ы
Первая
Вторая
Третья
Четвертая
Пятая
годы эпоха годы эпоха годы эпоха годы эпоха годы
1905 . W
W .
1909
1920
W
W
1923
W 1924
W
1926
W
1928
Е
1935
1951 Е + С
170
1915
1922
1930.
1931
1934
1936
1953
1954
1960
19S1
W
W
Е
Е
Е
•Е
Е+С
Е+С
Е+С
Е+С
1901
1906
1925
1927
1933
1938
1941
1955
1959
1964
1903
W
W
1910
W
1914
W
1918
1919
Е
1939
С
Е + С 1940
Е + С 1957
Е + С) 1958
Е + СI 1962
1 1963
W
W
W
W
W
Е
С
Е+С
Е+С
Е+С
Е+С
Шестая
Седьмая
эпоха годы эпоха годы эпоха
W
1900
1904
W
1908
W
'1913
W
1916
W
1921
W
1929
Е
1942 . С
1945
С
1952 Е + С
1902
1932
Е
W
1907
Е
W
1937
С
1911
W
1943
1912
С
W
1944
1917
1946
С
W
1948
1947
С
С
1949
С
1950 Е + С
—
-—
1956 Е + С
___ 1
—
\—
—
—
— .
—
В основу такого деления легла аналогичность в географической
локализации и интенсивности основных барических образований на
картах среднемесячного поля давления в июле над Северной А тлан­
тикой и прилегающими районами; аналогичность в распределении сред­
немесячных аномалий давления и температуры на полушарии как
в исходном периоде (апрель—июнь), так и в прогнозируемом месяце
(ию ль); аналогичность степени развития определенных форм цирку­
ляции на полушарии в прогнозируемом месяце и однотипность аномаль­
ности развития и преобразования определенных форм циркуляции
в течение предшествующего периода, а такж е однородность развития
синоптических процессов внутри прогнозируемого месяца над Северной
Атлантикой.
В ходе исследования построены графики повторяемости основных
форм и типов атмосферной циркуляции для всех групп, карты вероятно­
стей положительных и отрицательных аномалий давления и темпера­
туры в последовательные месяцы (апрель—июль) для всех семи групп
и групповые карты среднемесячного поля давления ‘и аномалий давле­
ния д л я’ прогнозируемого (июля) месяца. На групповых графиках и Kaps
тах очень хорошо выявились особенности, наиболее характерные для
предшествующего периода (апрель—июнь) каж дой июльской группы.
Указанные особенности в некоторых месяцах и районах имеют высокую
обеспеченность (80— 100% ). Поэтому они могут быть использованы при
определении, к какой июльской группе" относится текущий год. Нами
вычислена вероятность группового знака аномалий повторяемости форм
и типов циркуляции для всех месяцев исследуемого периода выделенных
групп..
Вероятность выражена в значениях р, и вычисляется по формуле
р __
я совп — ^несовп
^совп ~Н ^несовп . ’
'
где р-оценка прогноза аномалий по знаку, меняющаяся от + 1, когда
прогноз по всем годам, входящим в данную группу, оправдался, до
—-1, когда прогноз по в;ем годам не оправдался (р = 0, если прогноз
оправдался лиш ь в 50% случаев); /гсовп—число случаев, когда ож ида­
емый и фактические знаки совпали, т. е. прогноз оправдался; «несовя—число случаев, когда ожидаемый и фактический знаки аномалий не
совпали, т. е. прогноз не оправдался (если в каком-либо месяце ф ак­
тическая или прогностическая аномалия равнялись нулю, то такие
месяцы при определении р не учитывались). Полученные значения
вероятностей приведены в табл. 2 , из которой видно, что в боль-
Первая . .
Вторая .
Третья .
Четвертая
Пятая
. .
Ш естая
Седьмая
Среднее
_
0,48
W, С, Е
3, м, м,
W, С, Е
Таблица 2.
Вероятность совпадения знака аномалий форм циркуляции в годы,
вошедшие в группы со средней групповой аномалией
Средняя
СредАпрель
Май
Июнь
за апрельИюль
няя за
июнь
июль
сч
cq
'
Г руппы
и
си
US
S
и
и
4 s
S
4s
•i
sf.
$
^ со"
тосо'
СО
СО
ti
0.10
0',31
0,41
0,35
0,0
0,10
0,20
0,20
0,10
0,36
0,41
0,25
0,12
0,22
0,4)
0,28
0,07
0,70
ОДв
0,08
0,38
—0,07
0,36
0,31
0,49
0,39
0,30
0,11
0,29
0,48
0,20
0,59
0,56
0,20
0,24
0,11
0,36
0,38
0,15
0,28
0,21
0,23
0,17
0.32
0,29
0,45
0,83
0,63
0,73
0,57
0,55
1,00
1 0,71
0,33
0,20
0,29
0,25
0,34
0,29
0,28
0,72
—
0,18
0,11
0,28
0,12
0,53
0,21
0,33
0,50
0,37
0,50
0,23
0,54
0,60
' 0,52
0,22 1 0,42
171
ш м с т в е месяцев каждой группы р положительно и сравнительно вели­
ко, что указы вает на согласованность этой»характеристики в отдель­
ных с л у ч а я х . входящ ей в каждую группу. .Следовательно, полученные
результаты могут быть использованы как х>дин из признаков отнесе­
ния текущ его года к определенной группе лет. Кроме того, они по­
казывают, что выдержан принцип однотипности аномального развития
и преобразования определенных форм циркуляции в течение изуча­
емого периода (апрель — июль).
Первая группа
•W "
Вторая группа
'
Е
VI
VII
VI
VII
VI
VII
Рис. 1. Отклонение от нормы повторяемости форм W, С, Е и типов 3, Mi, М 2 при
процессах первой, второй, третьей и четвертой групп.
Графики рис. 1, 2 показывают, что по характеру преобразования
форм атмосферной циркуляции от апреля к июлю развитие процессов
в рассматриваемых группах можно отнести к трем сериям. Так, первая
труппа нами отнесена к серии развития процессов; западной формы цир­
куляции в прогнозируемом месяце. Следующие три группы (вторая,
третья и четвертая) объединены в серию развития процессов восточной
формы циркуляции в июле месяце (во второй группе наблю дается ком­
бинированная. Е + W -ф орм а). Третья серия (пятая, ш естая и седьмая
группы) характеризуются развитием процессов меридиональной формы
циркуляции (в пятой Труппе, кроме процессов С-формы, аномально
развиты и процессы W -формы).
’
Следует отметить, что несмотря на развитие процессов одной' и той.
ж е формы циркуляции в прогнозируемом месяце характер преобразова­
172
ния в предшествующем периоде различен. Это можно объяснить не
только разновидностями форм, но и степенью развития данной формы
и ее сочетанием с типом процессов во втором секторе полушария. Кроме
этого, каж д ая из указанных групп характеризуется формированием
в прогнозируемом месяце принципиально отличного типа среднемесяч­
ного барического поля над Северной Атлантикой. Это свидетельствует
П ’естая-группа
/
Рис. 2. Отклонение от нормы повторяемости форм W, С, Е й типов 3, Мь М2 ,при
процессах пятой, ццестой и седьмой групп.
о том, что процессы прогнозируемого месяца в каждой группе лет, отнесенные, например, к форме С, являю тся аналогичными макропроцессами
не только на полушарии по крупным (фоновым) особенностям, но и на
пространстве исследуемого района Атлантического океана по распреде­
лению аномалий давления и температуры, а, следовательно, и по харак­
теру развития синоптических процессов.
П ервая группа лет вклю чает преимущественно годы, относящиеся'
к эпохе W циркуляции. Только два года-— 1935 и 1951 относятся соот­
ветственно к эпохам Е и Е + С циркуляции. Однако характер разви­
тия процесов этих лет близок к тем годам, которые вошли в данную
группу. Анализ графика (см. рис. 1) показывает, что от апреля —1мая
к июню—июлю происходило преобразование процессов Е + С-формы'
в процессы W -формы циркуляции.
137
Таким образом, несмотря на то, что большую часть лет данной
группы составляют годы W эпохи, аномальное развитие- процессов
данной формы отмечается лишь в июне-— июле, в апреле и мае W
эшоха не проявилась.
-.
.
Во втором секторе полуш ария в мае получают развитие процес­
сы типа М2, в июне и июле — процессы типа Mt. Процессы типа 3 в
большинстве месяцев;рассматриваемого периода развития не получаю т.'
Следовательно, формирование типа среднемесячного барического поля
над Северной Атлантикой в этой группе лет происходит на фоне про­
цессов ^ м гф о р м ы циркуляции на полушарии, возникшей из (Е +
+ С)3 + м ' -формы. При этом основной особенностью этой труппы яв­
ляется формирование крупных отрицательных аномалий давления на
севере Атлантики- с центром в районе Исландии, где вероятность их
появления составляет 100%,
Вторая, третья и четвертая группы характеризуются тем, что
в большинстве месяцев рассматриваемого периода происходит ано­
мальное развитие процессов Е-формы. Общим у этих групп является
и то, что к июню во всех этих группах повторяемость процессов во­
сточной циркуляции резко падает, хотя и остается выше нормы.
®
Преобразование процессов других форм от месяца к месяцу имеет
принципиальные различия. Так, если во второй группе повторяемость
процессов западной циркуляции от апреля (где эти процессы сильно
ослаблены) к маю, а затем к июню резко возрастает, то повторяемость
процессов данной формы-в^ третьей, группе лет резко убывает от апреля
к июлю, а повторяемость процессов этой формы в четвертой группе
лет на протяжении" всего периода остается ниже нормы, испытывая
небольшие колебания от месяца к месяцу.
Процессы С-формы несколько усилены в апреле второй группы
и в июне третьей и четвертой групп.
,
Существенные отличия этих групп как в предшествующем периоде,
так и в прогностическом месяце наблюдаются в преобразовании про■ цессов типов (3, Mi и М 2) атмосферной циркуляции во втором секторе
полушария. Процессы типа 3 усилены в предшествующем периоде
второй группы, но ослаблены в йюле. В третьей группе процессы зо­
нальной циркуляции усилены в мае и июле, тогда как в четвертой
группе лет процессы данного типа ослаблены во всех месяцах рас­
сматриваемого периода. Ход повторяемости процессов Mi и Мг второй
группы, противоположен ходу повторяемости процессов указанных ти­
пов третьей группы (если во второй группе в мае усилены процессы
типа М2, а ослаблены процессы типа Mi, в июне, усилены процессы
Mi типа, а ослаблены процессы типа М2, то в третьей группе соотно­
шение аномального развития процессов Mi и М2 типов в указанных
месяцах обратное), в то время как в четвертой группе во все месяцы
аномально развиты процессы типа М2, а повторяемость процессов типа
Mi колеблется около нормы.
- . Такой ход преобразования процессов от месяца к месяцу нащел
свое отражение в формировании определенных типов барических [по­
лей в прогностическом месяце над Северной Атлантикой. Во второй
группе на фоне разновидности (Е + ’У ОмгФормы циркуляции над се­
веро-восточными районами Атлантики в июле происходит формиро­
вание отрицательной аномалии давления с центром в районе Фарер­
ских и Ш етландских островов (вероятность 100%). Над крайними
западными районами. Северной Атлантики наблюдается повышенная
повторяемость (80% ) 'положительной аномалии давления.
В третьей группе лет географическая локализация среднемесячных
аномалий давления почти обратная второй группе. Н а [фоне процес­
174
сов Ез-формы циркуляции над Гренландией формируется отрицатель­
ная аномалия давления с вероятностью 100%, а над южными райо­
нами Северной Атлантики и Скандинавией происходит: формирование
положительной аномалии давления такж е со 100% вербятностыо.
В четвертой группе лет почти над всей. Северной Атлантикой
, (исключая юго-восточные районы) формируется положительная анома­
лия давления. Изолиния 100% вероятности очерчивает большую пло­
щадь включающую в себя Гренландию, Исландию и .юго-запад Грен­
ландского моря. При этом на полушарии происходит аномальное р а з­
витие процессов Е^+М а)-формы циркуляции.
' В пятой группе лет в отличие от всех предыдущих от апреля
к июлю происходит усиление процессов С-формы в комбинации'
в мае — июле с процессами W -формы за счет снижения повторяемости
процессов Е-формы. Во втором секторе от апреля к ’маю процессы
типа Mi преобразовывались в процессы типа Мг. Последние в июне —
июле преобразуются в процессы, зональной формы на фоне возрастачющей повторяемости процессов типа Мг.
Ш естая группа лет, как и пятая, от апреле к июлю характеризу­
ется развитием процессов комбинированной С +' W-формы, но, если
в апреле пятой группы повторяемость W -формы ниже нормы, то в ше­
стой группе она выше нормы. Кроме этого, сравнительно высокую по­
вторяемость в м ае—июне шестой группы имеют и процессы Е-формы.
Существенные отличия этих групп наблюдаются в преобразовании про­
цессов типов циркуляции во втором секторе полушария. Так, процессы
3-типа в апреле, преобразуются в мае в процессы типа Мг, последние
ж е в июне и июле преобразуются в процессы типа М ь Большинство
лёт пятой 'и шестой групп относится к эпохе западной циркуляции.
Этим можно объяснить, что- наряду с устойчивым развитием С-формы
циркуляции относительно повышенную, повторяемость имеют и про­
цессы W -формы.
i '
■
В седьмой группе лет нет ни одного года из эпохи западной цир­
куляции. Несмотря н а это в апреле усиленное развитие получают про­
цессы W -формы в комбинации с процессами С-формы. В мае за счет
ослабления процессов западной циркуляции наблю дается интенсивное
развитие процессов С-формы, преобразующееся в июне в процессы
восточной ’ циркуляции, а последние в июле вновь сменяются процес­
сами меридиональной формы. Развитие процессов данной группы лет
во втором секторе такж е имеет свои особенности. Так, значительную
повторяемость в апреле имеют процессы зональной циркуляции за
счетослаблейия процессов меридиональных типов циркуляции. В м а е — июле, наряду с повышенной повторяемостью процессов зонального
типа, происходит резкое увеличение (относительно нормы) повторя­
емости процессов типа Мг.
Таким образом, несмотря на развитие в прогнозируемом месяце
последних трех групп лет процессов одной и той ж е G-формы цирку­
ляции, в предшествующем периоде характер преобразования форм
циркуляции различен, а особенно существенные отличия наблюдаются
в характере преобразования типов циркуляции во втором секторе по­
луш ария на протяжении всего исследуемого периода. Из графиков
видно, что эти группы имеют существенные отличия ют ранее рассм ат­
риваемых четырех групп как в характере преобразования в предшест­
вующем периоде, так и в степени развития определенных разновидно­
стей форм циркуляции в прогнозируемом месяце. Все это не могдо не
сказаться, на особенностях формирования типов среднемесячного б а­
рического поля и географической локализации аномалий давления
и температуры над Северной А тлантикой'в июле.
■
175
Т ак в пятой труппе лет на с|з6не развития процессов (С + W )3фор'мы циркуляции область положительной аномалии давления фор­
мируется над центральными районами Северной Атлантики в широт­
ном направлении, захваты вая Исландию.
В шестой группе лет область положительной Аномалии давления
располагается над крайним севером Атлантики, вклю чая Исландию, на
юге Северной Атлантики происходит формирование отрицательной
аномалии давления. При этом на полушарии усиленное развитие полу­
чают процессы С-формы циркуляции.
В седьмой группе лет пр>и развитии на полушарии процессов
С(м2+,з) -формы над
нейтральными районами
Северной Атлантики
происходит формирование отрицательной аномалии давления, причем
изолиния 100% вероятности проходит -севернее Исландии.
Как. уже указывалось, при классификации лет в группы, кроме
преобразования основных форм циркуляции за иссле'дуемый период,
использовались такж е карты распределения аномалий давления
и температуры в северном полушарии. Поэтому в.,каж дой группе на­
блюдается не только определенное, характерное для нее развитие
макропроцессов, но и определенная последовательность^ смены режима
погоды. Чтобы получить групповые характеристики особенностей м а­
кропроцессов, для всех месяцев каждой группы строились карты ве­
роятностей' знака аномалий температуры и давления. Н а этих картах,
наряду с распределением основных очагов положительной и отрица­
тельной аномалий, видна такж е и степень однородности данных^характер,истик в годах, вошедших в группы.
И з анализа этих карт видно', 4fo во всех группах и на больших
пространствах вероятность того или иного знака аномалий велика—
достигает 70— 100%. Следовательно, годы, вошедшие в группы, до­
вольно однородны. Вместе с тем данные анализа карт вероятности
и преобразования основных форм циркуляции показывают, что полу­
ченные серии и группы преобразований, а такж е типы среднемесячного
барического поля над Северной Атлантикой имеют большие отличия.
В .данной статье не представляется возможным, поместить и про­
анализировать все построенные карты. Рассмотрим, для примера,
карты локализации аномалий давления и температуры шестой и седь­
мой групп (рис'. 3—5), которые, хотя , и характеризую тся развитием
в прогнозируемом месяце процессов разновидностей С-формы, но
имеют существенные отличия но характеру преобразования процессов
форм и типов атмосферной циркуляции в исходном периоде и по гео­
графической локализации аномалий давления и температуры над Се­
верной Атлантикой в июле месяце.
Н а картах для каждого месяца обеих групц довольно четко з а ­
метны отличия от средней многолетней картины .. Вероятность появле­
ния этих особенностей в большинстве случаев и на больших простран­
ствах довольно высокая. Кроме того имеются совершенно.очевидные
отличия в'распределении, вероятностей формирования аномалий знака
и в исходном периоде этих групповых процессов.
К ак видно из рис. 2, характер развития и ' преобразования форм
атмосферной циркуляции в изучаемом периоде шестой группы можно
представить в виде
,
IV
V .
V[
V[[
(W+ с)3-*сМ2-» wMi-».cMi.
Характер распределения аномалий давления и температуры при д ан­
ном преобразовании отражен на жартах вероятностей (рис. 3,5). Из
этих карт видно, что процессы исходного периода шестой группы от­
личаются устойчивым формированием поля положительных аномалий.
176
АПРЕЛЬ
•4 Рис. 3. Вероятность знака- аномалий давления (а, б, в) и температуры (г, д, е) в ап­
реле-июне шестой труппы.
12
Зак. 2329.
.
177
АПРЕЛЬ
МАЙ
ИЮНЬ
Рис. 4. Вероятность знака аномалий давления' (а, б, в) и температуры (г, д, е) в ап­
реле-июне седьмой группы.
178
давления над крайними северными районами Атлантики (это говорит
о развитии над Атлантикой высотного гребня и возникновения тормо­
ж ения западно-восточного переноса) и западными районами конти-'
нента Северной Америки, тогда как над Сибирью и Китаем наблю да­
ется устойчивое формирование поля отрицательных аномалий д авл е­
ния! Вероятность локализации очагов с положительными аномалиями
давления над этими районами составляет от 75 до 100%, с отрица­
тельны м и— 75—88%..
•
В апреле (см. рис. 3, а ,г ), несмотря на преобладание зональных
процессов как в первом, так и во втором секторах полуш ария'сущ ест­
венное развитие получили и процессы меридиональной формы, о чем
свидетельствует повышенная повторяемость процессов'антициТклогеиеза
над Канадой, Гренландией, Исландией, Западной Европой, Восточной/
Сибирью и Алеутскими островами. По восточным периф ериям 'ф орм и­
рующихся гребней (канадского, европейского, сибирского, северотихо­
океанского) происходят частые вторжения холодного арктического
’воздуха на районы умеренной зовы, что способствует формированию
областей отрицательной аномалии температуры над Северной Атланти­
кой, ЁТС, Камчаткой и западными районами Северной Америки. У ка­
занное расположение аномалий давления' и температуры благоприят­
ствует в мае месяце (см. рис. 3, б ,д ) развитию меридиональных про­
цессов на полушарии. При этом над Северной Атлантикой сущест­
венно изменяется распределение аномалий температуры. Так, над
центральными районами Северной Атлантики формируется преимуще­
ственно положительная аномалия температуры, а над Гренландией
и Баффиновой Землей прербладает холодный арктический воздух,
откуда он' в тыловых частях циклонов имеет тенденцию распростра­
няться на ЕТС. Во втором секторе полушария распределения аномалий
давления и 'температуры характерно для типа Мг.
В июне (см. рис, 3, s, е) на фоне преобладающих процессов Wm,
формы над центральными районами Северной Атлантики интенсифици­
руется циклоническая деятельность (лему способствовало увеличение
кемпериаурных контрастов над этими районами в мае месяце), устойчво фотрмируются положительные аномалии давления над Гренландией
и ЕТС. Развитие .сибирской летней депрессии происходит на более низто м 'ф о н е давления и на более высоком; фоне температуры.
Н ад большей частью северного района Тихого океана образуется
типичная для~ процессов типа M i положительная аномалия давления,
а тот факт, что над этим районом формируется отрицательная аном а­
лия температуры, свидетельствует об устойчивом развитии процессов
данного типа. '
Описанная ситуация, при повышенной повторяемости отрицатель­
ной аномалии-температуры над Западной Европой и Англией, способ­
ствует будущему развитию ■процессов С-формы, усилению процессов
торможения западно-восточного переноса на высотах и возникновению
благоприятных условий для формирования в приземном слое ‘области
повышенного давления над Гренландией, севером Атлантики, Англией
и Скандинавией, что,и подтверждается картами для прогностического
(июля) месяца (рис. 5, а, б, в).
Такое распределение аномалий температур в месяцах исходного
периода является результатом влияния не только циклонической дея­
тельности в соответствующих месяцах,^ но и некоторых других ф акто­
ров, таких7 как лучистого теплообмена, состояние моря и суши, х ар ак ­
тера воздушных масс, вертикального - и горизонтального обмена.
В свою очередь, и определенное распределение аномалий давления яв­
ляется индикатором совокупного влияния многих ф ак торов. земного
12*
179
.ш естая гругща
ИЮЛЬ
-
седьмая группа
: Рис. 5. Прогностические карты для шестой и седьмой групп:
ja) вероятность знака аномалий давления, б) вероятность знака аномалий температуры, в) аномалии давления
и космического происхождения. В рам ках настоящего исследования
мы не ставим цель объяснить процесс формирования полей среднеме­
сячных аномалий давления и температуры. Полученный материал по­
зволяет лишь 'ориентировочно оценить вклад полей аномалий давления
и температуры на пространственно-временную их изменчивость..
Сводить ж е весь процесс формирования рассматриваемых полей
к процессу их адаптации (что нередко встречается в литературе) —
значит слишком упрощать схему развития макропроцессов от месяца
к месяцу.
Х арактер развития и преобразования форм атмосферной циркуля­
ции в. исследуемом периоде седьмой группы можно представить в виде
схемы
.
.
IV
V
VI
( W , + С)Мз —> С(3 + Ма)-> Е(Мз + 3)
VII
С(Мз +
.'
Особенностью распределения вероятностей положительной и от­
рицательной аномалий давления в апрел^е седьмой труппы (ем. рисГ
4, а) является повышенная повторяемость (80— 100%) отрицательной
аномалии давления над северными районами Атлантики и северо-во­
сточной частью Тихого океана,-чтд свидетельствует об активизации ис­
ландского и алеутского минимумов, и преобладанием положительных
аномалий давления (80— 100%) ,над континентом Северной Америки
и ю гом .Е вразии. При этом в ты лах исландского и алеутского миниму­
мов происходят частые вторжения холодного арктического воздуха
соответственно в западные районы Северной Атлантики и центральные
районы Тихого океана, где формируются очаги отрицательной аном’алии температуры с вероятностью 80—86% (см. рис. 4 ,г). В теплйх
секторах циклонов, смещавшихся из системы исландского минимума
по северу Европы, на-континент Евразии поступает теплый средизем­
номорский воздух и здесь со 100-процентной вероятностью отмечаются
температуры выше средних многолетних.
В мае (см. рис.'4, б, д), в связи с повышенной повторяемостью про­
цессов С-формы, над Атлантикой преобладает положительная анома­
лия давления. Область, очерченная изолинией 100-процентной вероят­
ности, располагается над Северным морем. Н ад Канадой, полюсом
и К азахстаном активизируется, циклоническая деятельность, здесь
формируются очаги отрицательных аномалий давления с вероятностью
80— 100%*. Усиление межширотного обмена сказалось и на распределе­
нии по полушарию аномалий температуры. Положительные аномалии
температуры локализуются в основном над большей частью районов
Северной Атлантики, над Арктическим бассейном и западными рай­
онами Северной Америки, а отрицательные — над севером Тихого
океана. Следует отметить, что повышенная повторяемость процессов
антициклогенеза в этом месяце над Западной Европой является приз­
наком," по которому в следую щем4 месяце следует ожидать развития
процессов восточной формы циркуляции.
В июне (см. рис .4, в, г), на фоне развития процессов формы Е(3 + Мз)
формируется характер распределения аномалий давления и тем перату­
ры, близкий к типовым картам аномалий давления и температуры при
макропроцессе Ем [5]. Однако' имеются и отличия. Так, пониженный
фон давления над Канадой свидетельствует о развитии процессов зо ­
нального типа, а повышенная повторяемость процесса антициклогенеза
над Гренландией позволяет предположить развитие процессов С-формы
циркуляции в прогностическом (июле) месяце. При этом вследствие
начавш егося процесса усиления арктического антициклона. следует
ожидать, повышенного, относительно нормы, фона давления над полярг
* ными районами, а повышенная повторяемость отрицательных анома­
лий .давления над Северной Атлантикой свидетельствует об активиза­
ции циклонической деятельности над этими- районами, чего следует
ож идать и в будущем (см, рис. 5, а, б, в).
Мы здесь умышленно рассмотрели -две группы, в некотором отно­
шении аналогичные по развитию макропроцессов на полушарии в про­
гностическом месяце, и показали, что д аж е в этом случае имеются
достаточно четкие отличия характеристик типовых процессов как
в прогностическом, так и в исходных месяцах. Следовательно, группо­
вые карты имеют большое прогностическое значение. Они позволяют,
так ж е как и графики циркуляции, определить, к какой группе про­
цессов относится текущий исходный процесс. Эти карты, построенные
путем обработки материалов по группе случаев, аналогичных по ряду
характеристик на полушарии, а также^ по характеру синоптических
процессов и- их смене над Северной Атлантикой внутри прогностиче­
ского месяца, отображ ая наиболее важны е черты процессов, пред­
ставляю т возможность проследить за основными закономерностями
развития, харктерными для данной группы процессов, и рассмотреть
те особенности термобарических полей, которые отмечаются в конкрет­
ные годы.
Основываясь на полученных прогностических материалах, можно
предсказать основные особенности распределения аномалий давления
и температуры, наиболее вероятную величину аномалий давления и,
следовательно, тип барического поля над Северной Атлантикой в июле
месяце. Поскольку основные особенности развития процессов той или
иной группы лет формируются в результате аномального развития од­
ной из основных форм циркуляции (или комбинации двух форм),
а для каждой выделенной группы характерен свой особый тип разви­
тия и смены синоптических процессов над Северной Атлантикой внутри
прогностического месяца, то это позволяет решить задачу составления
детализированного месячного прогноза путем определения дат начала
и конца и последовательности смены однотипных синоптических про' цессов.
Процесс составления таких прогнозов нами представлен в рабо­
те [4].
К ак известно [3], при. составлении1прогнозов в ААНИИ использу­
ются гомологи циркуляции^, т. е. годы, имеющие одинаковые генети­
ческие характеристики. Поэтому типовые карты и графики- летних ме­
сяцев можно применять для' того, чтобы из случаев, вошедших в фо­
новую [6, 7, 8] или сезонную [9] группу, выбирать те процессы,
которые близки к ожидаемым, например, в июле, над Северной Атлан­
тикой. Тем самым выбираются процессы, гомологичные по длитель­
ному развитию (15 месяцев) и в то ж е время близкие в этом месяце
к процессам, ожидаемым по полученным выше связям.
Таким образом, на основе выделения Однородных групп формиро­
вания определенных типов среднемесячного барического поля над Се­
верной Атлантикой, предлагается способ составления прогнозов бари­
ческого поля на месяцы летнего периода путем .непосредственного
использования типовых карт и графиков циркуляции или путем выбора
из лет, вошедших в фоновый прогноз, лучших гомологов.
ЛИТЕРАТУРА
. ,
1 К- В. К о н д р а т о в и ч . Долгосрочный прогноз поля давления по файону Север­
ной Атлантики. Автореф. канд. дисс. Л ‘, 1964 (фонд ЛГМ И).
2. Г. Я- В а н г е н г е й м. Опыт изучения общей циркуляции атмосферы примени­
тельно к задаче построения метода долгосрочных гидрометеорологических прог- нозов. Тр. Первой научн. конференции по общей циркуляции атмосферы.
М., Гидрометеоиздат, 1962:
182
3. А. А. Г и р е . Основы долгосрочных прогнозов погоды. -Л., Гидрометеоиздат, 1960.
4. А. И. С а в и ч е в. Некоторые особенности атмосферных процессов в м арте— мае
и прогноз барического поля на июнь для Северной Антлантики. Тр. ЛГМИ, вып 30,
1968.
/
5. А. А. Г и р е . Типовые характеристики атмосферной циркуляции в теплое время
года. В сб. «Проблемы Арктики Антарктики», вып. 2. Л., Изд. «Морской тран­
спорт», 1960.
7
6. А. А. Г и р с. Некоторые особенности годовых преобразований форм атмосферной
циркуляции и их прогностическое значение. Тр. Аркт. и Антаркт. ин-та, т. 253.
Л., Изд. «Морской транспорт», 1961.
7. А. А. Г и р е . Основные результаты исследования многолетних колебаний общей
циркуляции применительно - к проблеме свер^долгосрочных гидрометеорологиче­
ских прогнозов. Тр. Первой научн. конференции по общей циркуляции атмос­
феры. М., Гидрометеоиздат, 1962. ,
'
'
8. А. А. Г и р с. Внутригодовые преобразования форм атмосферной циркуляции и их
прогноз. Тр. Всесоюзн. науч. метеорол. совещ., т. III, 1963.
9. Н. аД . В и н о г р а д о в . Некоторые особенности преобразования форм атмосферной
циркуляции, в период март—август и способ детализации прогноза на июнь.
Тр. Аркт. и Антаркт. ин-та, т. 262, Л., Гидрометеоиздат, 1965.
/
РАСЧЕТ ВАРИАЦИЙ
МЕСЯЧНЫХ ВЕЛИЧИН ПОТЕРЬ ТЕПЛА
НА ИСПАРЕНИЕ
И ТЕПЛООБМЕНА С АТМОСФЕРОЙ В СЕВЕРНОЙ АТЛАНТИКЕ
Е. И., Серяков, В. П. Карауловский
Исследование закономерностей многолетних изменений теплового
состояния морей и океанов можно проводить с помощью данных по
тепловому балансу за отдельные годы [1, 2]. К ак известно, для Север­
ной Атлантики регулярных измерений составляющие теплового ба­
ланса почти нет. Необходимые для расчета компонент теплового ба­
ланса систематические данные гидрометеорологических элементов име­
ются только по кораблям погоды.^
В данной работе была сделана попытка рассчитать теоретически
возможные вариации основных составляющих расходной части уравне­
ния теплового баланса по материалам девяти кораблей погоды [3].
В качестве расчетного метода были использованы известные р аз­
работки В. :В.. Ш улейкина, М. И. Будыко и других авторов по опре­
делению величин испарения и теплообмена с атмосферой. К ак пока­
зали работы .ряда авторов, применение методов, первоначально исполь­
зованных' только для климатологических расчетов, вполне возможно
для целей расчета месячных величин этих составляющих за конкрет­
ные годы [4]. Н ами были испрльзованы формулы следующего вида
Р = 0,15 • w ( t w — t a),
(1)
(2)
где Я — турбулентны й теплообмен подстилающей поверхности с атмо­
сферой, выраженный в к к а л ! с м 2мес; L E — затраты тепла на испарение
выраженные в к кал !с м 2мес-, w — скорость ветра, в MjceK; es — е — д е­
фицит влажности, в мб; t w — t a— разность температуры воды и возДуха.
Вариации теплового баланса вычислялись к а к отклонения расчет­
ных величин Р и L E от этих ж е характеристик, взятых из «Атласа .теп­
лового баланса земного ш ара» под редакцией М. И. Будыко.
Расчет вариаций турбулентного теплообмена с атмосферой произ­
водился по ф о р м у л е. вида
L E — 0,24 • w (es — ea),
j
P
w
A
tw — ta
(3)
причем п ри - W = const рабочая формула имеет вид:
АР,
Р
184
(V
при ( t w — t a) = const
ДP __ Aw
P
(5)
w
Рабочие формулы дл5| другой компоненты расходной части урав­
нения теплового баланса имеют аналогичный вид
A L E _____ Ат
LE ' ~ w
.
1
•
A(es — ea)
• • • • еа
(6 )
‘
при W — const
ALE
LE
А(es — ea)
ps
—
ea
при (es — ea) = const,
'■
. •
‘
’
-ю
'
.
A LE __ Aw
LE
w J
(V
Строго говоря, эти формулы справедливы лишь тогда, когда A w 1,"
A ( t w — t a) и А (es — еа) изменяются на малую величину.' К сожалению,
в данной раб'оте изменения гидрометеорологических элементов были
иногда значительными.
*
~'
В рассмотренных выше формулах w (tw — i?e), (es -г- еа) — средние
многолетние значения гидрометеорологических .элементов, взятые из
работы [3]. Характеристики ветра, 'вы раж енные в баллах, брались
как средние значения градаций баллов. Aw, A (tw — t a), A (es — еа) —
отклонения измеренных элем ентов в конкретном месяце от их среднемноголетних значений.
. Д л я уменьшения ошибок все расчеты месячных величин АР
и A L E велись не в абсолютных, а в относительных величинах. Д л я '
каж дого месяца десятилетнего ряда (1950— 1960 гг.) по девяти кораб­
лям погоды были получены величины вариаций турбулентного тепло­
обмена и потерь тепла на испарение, вычисленные как^по максималь­
ным значениям исходных, гидрометеорологических элементов, так и по
минимальным данным из 10-летнего ряда' наблюдений в Северной Ат*лантике. Некоторые результаты расчетов приводятся в таблице и
в виде карт-вариаций Р и L E для июня и октября 1957 г: (рис. 1 и 2).
Из анализа этих карт видно, что наибольшие отклонения до 200%
в месячных величинах турбулентного теплообмена поверхности океана
с атмосферой возникают из-за аномалйй в разности температуры воды
и воздуха. Аномалии скорости, ветра, полученные из максимально воз­
можных значений, тоже заметно сказываю тся на отклонения в вели­
чинах теплообмена. Рассм атривая изменчивость месячных величин
теплообм ена. по акватории Северной Атлантики, можно отметить, что
наибольшие аномалии имели место в Северо-Атлантическом течении.
Аналогичные вы воды 'м ож но сделать и по вариациям месячных .вели­
чин потерь тепла на испарение (рис. 3 и 4). Д л я данной составляющей
аномалии, полученны е' из-за скорости ветра и дефицита влажности
воздуха, примерно одинаковы.-Суммарные аномалии потерь тепла на
испарение в рассматриваемом нами районе не превышали 100%, ибо
по абсолютной величине они, как известно', значительно больше вели­
чин теплообмена.
П ри анализе вариаций теплообмена и потерь тепла на испарение
оказалось, что наибольшие отклонения их от средних многолетних зн а­
чений получились при расчетах по максимальным значениям гидроме­
теорологических элементов реж и м а океана.
И зменчивость теплообмена в ряде районов Атлантики состав­
л яет + 3 —4 к ка л/с м 2мес, а для потерь тепла на испарение отклонения
185
Таблица I
Вариации месячных величин теплообмена и потерь тепла на испарение,
вычисленные по минимальным отклонениям
гидрометеорологических элементов, %
Корабль Д
9
Месяц, год
1
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIIIIX
X
XI
XII
1953
I II
III
IV
V
VI
VII
VlIIs
IX
X
1957
'
XI
XII
I
II
III
IV
V
VI
VII
XXI
VIII
АР
Р
' АР
сум­
марное
по W
2
3
ALE
LE
по
сум­
марное
{tw
ta)
5
6
'9
22
23
4
4
19
14
21
46
18
11
23
26
00
00
— 300
67
100
150
50
00
-64
33
23
— 41
^ -8 8
— 67
— 110
29
54
— 29
. 58
— 93
— 15
29
34
76
87
83
74
13
101
—3
10
112
—5
68
— 184
22
41
33
24
13
1
—3
10
45
—5
25
16
54
56
50
50
00
100
00
00
67
00
43— 200
25
—2
—7
28
— 48
40
— 403
— 52
34
— 77
. 51
-7 3
17
22
38
24
8
27
2
20
47
25
12
32
44
‘50
33
20
60
100
200
00
00
80
56
33
12
— 48
— 19
— 29
.4
16
172 '
5
— 92
—1
54
61
ALE
ALE
LE
no W
4
9
22
23
4
4
19
14
21
46
18
11
00
■'
186
АР
Р
35
22
23
— 296
71
119
164
71
46
85
44
23
61 ,
72
71
44
68
127
202
20
47
■105
68
: 65
1959
XI
XII
I
II
III.
IV
V
VI
VII
VIII
IX
х
XI
XII
Р
• FE
no
(es — ea)
7
-5 0
— 110
— 90
—-114
25
35
— 43
37
— 139
.
— 33
~
18
11
22
3
41
— 43
33
— 40
4
24
13
— 61
39
1
— 400
—3 — 62
10
45 . ' — 11
— 72
—5
25
26
16
— 89 ;
17
22
, 38
■ 24
8
27
2
20
47
25
12
32
- .5
— 70
— 57
— 53
-4
- 11
170
— 15
— 139
— 26
42
29
Кор абль А
1953
■
.
86
9
102
100
28
171
2
21
110
52
74
2
15
9
40
'00
28
21
2
21
10
19
24
35
71
00
■ 62
100
00
150
00
00
100
33
50
— 33
31 , /
15
29
' 9
75
40
24
00
— 78
28 •
1171
21
70
2
21
35
■— 9
10
99
19
46
24
43
35
16
20
35
" 24
— 106
1150
68
14
— 19
80
. . 22
8
1
'
I
11
III
IV
V
VI
VII
VIII ■
IX
x
XI
XII
1957
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
1959
3
2
.
4
112
34
77
33
48
23
123 4
'23
97 .
30
26
26
3
3
92
25
18
118
103 '
. 32
60
20
94
34
-
.
37
24
36 ■
27
25
36
16.
127
92
61
,36
1953
I
II
III
IV
V
VI
VII
vm
IX
X
XI
XII
1957
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
-
122
106
-r
'■
,
1959
-
17
77
66
107 6
—3
27
20
132
127
70
81
85
•
16,
32
6
—3
-
27
20
32
27
20
21
25
'
24
38
29
16
-2 8
20
14
16
19
16
28
38
60
50
.67
100
67
50
50 ,
50
100
67 .
25
20
18
87
53
53
12
- 49
27
40
19
32
29
60
50
75
00 ,
00
00
00
100
100
50
60
60
-г-15
- 161
■' 32
— 174
— 49
— 58
— 21
96
—5
49
59
38
80
83
50
100
200
— 50
00
100
00
50
33
60
42
23
22
22
'9
72
,
122
209
— 40
10
-3
—3
113
113 '
—8,
—8
34
■ 84
46
13
-' 78
18
74
113
104
116
172
20
14
116
119
49
78
71
34
33
23
23
30
26
3
25
18
32
20
34
.37 ,
24
36
%L
40
16
106
,33
54
27
25 .
36
16
16
37
00
24
— 40
— 23
56
33
— 11
85
6
54 '
—9
47
' 34
21
— 17
. 12
68
4
— 11
81
-3
38
С
Корабль
I
II
III
IV
V
VI
VII
,
VIII
IX
X
XI /
XII
Продолжение
7
50
70 ■
23
47
— 10
3
59
58’
,
7
117
26
88
78
. 44
25
100
67
00
00
67
100
71
40
60 _
27
40 .
19
32
29
87
90
86
132
96
87
74
86
6
5
*
■
50
75
75
100
200
00
00
100
100
33
50
33
' 34
5
— 18
— 23
— 7
— 2290
— 170
244'
— 112
60
32
21
— 37
— 14
26
— 75
— 65
-6 5
— 153
- 15
42
29
54
• 15
17
16
32
6
—3
27
20
32
27
20
21
25
— 32
— 177GO ,
— 180
— 46
— 85
— 41
64
— 32
29
38
13
—8
42
— 18
23
40
22 — 45
22
— 16
.9
— 2300
10
— 167
.—3
231
13
- 104
—8
26
■-34 4
19
13
;3
18
24
38
29
16
— 28
20
14
16
19
16
'
28
38
— 61
— 52
— 3
-9 1 — 37
— 85 ’
— 167— 31
.23
13
26
— 23
187
г)
' 0
•
$
2 9
100
• ✓X - \ ' %
00 д
Q
//^ Г Ъ и .,^
1 \
■О
80— - Г ’ " ^
/ т
/
■/ ют
4 ,1 0 0
^
,
11
■ ■
■
Е » 12
Рис. 1. Месячные вариации турбулентного теплообмена в зависимости только от измен­
чивости или скорости ветра (сплошная линия) или разности температуры воды и воз­
духа (пунктир). АР
р о/„ дл я июня
ментов;
—
(а) и октября (о) по максимальным отклонениям гидрометеорологических эле-
0jn дл я июня (в) и октября (г) по минимальным отклонениям гидрометеорологичеv ских элементов.
188
В нюне (а) и. октябре (б) по
^^щ ах и ^
;
ш ах’ в июне (®) и октябре (г) по 'A W raj
и д ( ^ “ *a)min
189
68 , ,
39 » M
- — 40 ,
" ^20/
.Ц " t y s
e? i /
V. ^ 40 V
8
\
21Г7
7 *- DВ
'
20
Ч
'
\\
___ _
-
Ia
7
O '
4
----- ----
v
'
39
-V
\\^ 2 6 *
Л - ч \ \^ ? 4
11 f f^D
■78
VV6
\
\
o
- я1 3 « EA °
\
i щ
-6 0
A
Л
“ 20
Л
0
' 40
Рис. 3. Месячные вариации потерь тепла на испарение в зависимости только от измен­
чивости или скорости ветра (сплошная линия) или дефицита влажности воздуха
(пунктир)'.
0/
hE
дл я июня (о) и октября (б) по максимальным отклонениям) гидрометеорологических эле_
ментов;
НЕ
j
.
о/п для июня (я) и октября (г) по минимальным отклонениям гидрометеорологических элементов.
-
а)
б)
в)
Рис. 4. Суммарные вариации месячных величин потерь тепла на испарение.
В июне (а) и октябре (б) по
A №rmах
и
Д
— *а ) т а х ;
в июне (в) и октябре (г) по AWmin'
” д ( г5 —, *a)m in
191
равны 15—20 к к а л!е м 2мес. Полученные- таким образом колебания со­
ставляющих уравнения теплового баланса совпадают с величинами, вы­
численными Е. Г. Архиповой доугйм способом. По данным F. Г. Архи­
повой, изменчивость месячных величин теплробмена состовляет ± 2
■ к ка л/с л^м е с, а для потерь тепла на испарение в северных районах оке­
ана — д‘о 8 к к а л/с м 2мес и в районе Гольфстрима — до 17 к к а л /с м 2мес
Н екоторое результаты данного исследования совпадают с выводами,
полученными в работе Д . Л. Лайхтмана [5].
Выводы
'
1. Вариации месячных величин турбулентного теплообмена с ат­
мосферой и потерь тепла на испарение, вычисленные по максимальным
значениям гидрометеорологических элементов, получились наибольшие'
для корабля погоды Д, а наименьшие — для корабля щогоды А.
2. По минимальным значениям исходных гидрометеорологических
элементов получилось, что наибольшее отклонение им еет, место и
в районе Северо-Атлантического течения (корабль погоды Д ), однако
наименьшее отклонение- имело место в районе корабля погоды С.
3. Н а изменчивость величин Р и L E наибольшее влияние оказы ­
вают отклонения разности температуры воды и воздуха и еоответств'енно дефицит влажности.
/Отклонения! же скорости ветра" от средних значений составляют
для максимальных значений'60— 70%, а для минимальных-— 10—20%.
4. Наиболее достоверными величинами вариации Р и L E следует
признать вариации, вычисленные по минимальным значениям гидро­
метеорологических величин.
.
5. Вариации Р и LE, вычисленные по максимальным значениям,,
можно считать: как предельно возможные в отдельно .взятый момент
времени. '
■
6. М атериалы по изменчивости основных, компонент расходной
части уравнения теплового баланса в различных районах Северной
Атлантики могут быть использованы при выборе влияющих факторов '
для целей разработки методики долгосрочных прогнозов.
ЛИТЕРАТУРА
1. Е.
2.
.3,
4.
. 5.
Г. А р х и п о в а . Межгодовые изменения теплового баланса -в северной- части
Атлантического океана за последнее, десятилетие Тр. ГОИН, вып.
54, 1960.
Е. И. С е р я к о в. Многолетние колебания составляющих теплового баланса неза­
мерзающей части Баренцева моря, Тр. ЛГМИ, вып. 16. Исследования северной
части Атлантического океана. Ст. II, Из-во ЛГУ, 1962.
Zur Klimatologie des N ordatlantischen Ozeans Faziteines Yahrzehnts (1951— 1960)
synoptischer Meldungen der atlantischen W etterschiffe (in 3 Teilen) von Dr Sari
Pflugbeil und E r n s t. Steiborn, Hamburg, 1963.
' . . ,
М. И. Б у д ы к о , Л. С. Г а н д и н . К определению турбулентного теплообмена
между морем и атмосферой. Метеорология и гидрология, № 11, 1966.
Д. Л. Л а й х т м а н . Некоторые закономерн&стй теплового режима центральной
Арктики. Тр. ААНИИ, т. 226, 1959.
(
СВЯЗЬ СОСТАВЛЯЮЩИХ
ТЕПЛОВОГО БАЛАНСА СЕВЕРНОЙ АТЛАНТИКИ
С АНОМАЛИЯМИ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОДЫ
ЗА ХАРАКТЕРНЫЕ ГОДЫ
,•
Е. И. С ер яков, А. И. Смирнова
Введение
;
“
Исследование закономерностей многолетних изменений теплового
состояния морей и океанов является весьма сложной задачей. Сведе­
ния р тепловом балансе за отдельные годы могут принести несомнен­
ную пользу в этом вопросе.. Из исследований, ведущихся в этом на­
правлении, для Северной Атлантики можно отметить работы Е. Г. Ар­
хиповой [1] и В. М. Радикевича jj2]. Данные Е. Г. Архиповой по
тепловому балансу за конкретные годы „широко используются для це­
лого ряда океанологических задач.
Настоящ ее исследование посвящено уточнению величин теплового
баланса Северной Атлантики за 1951— 1960 гг. на основе более надеж ­
ных исходных данных по кораблям погоды; делается такж е попытка
перейти к анализу теплового баланса деятельного слоя океана. Под.
термически деятельным слоем понимался слой, на нижней границе
которого годовые колебания температуры стремятся к*нулю. В отли­
чие от принятой многими авторами постоянной глубины деятельного
слоя Северной Атлантики, равной 200 м , в данной работе взята пере­
менная глубина. Причем было принято, что в этом деятельном слое
изменение теплосодержания в первую очередь зависит от изменения
температуры на поверхности. Этому вопросу было посвящено специаль­
ное исследование [3]. Глубина деятельного слоя для всех >кораблей по-годы' снималась с карты-, представленной в указанной работе.
Т ак как для расчета были использованы результаты наблюдений
на кораблях погоды, расположенных в характерных районах Северной
Атлантики, то анализ имеющихся данных должен проводиться с учетом
местоположения кораблей относительно течений и гидрологических
[фронтов. Схема расположения кораблей погоды и основных течений
представлена на рис. 1. Исходные данные по кораблям погоды имелись
,за 10 лет [4], однако д ля анализа были выбраны -только три
года.
Д л я выбора характерных лет использовались: таблица аномалий
температуры воды на поверхности, полученная по данным кораблей
погоды (табл. 1), и карты аномалий за каждый год с 1951 по 1960 г.
Были пдсчитаны суммы отрицательных и положительных аномалий,
число точек (кораблей погоды) с положительными и отрицательными
аномалиям и и величины средних аномалий. Результаты расчетов пред­
ставлены ^ табл. 2.
.
13
Зак. 2329.
,
193
',‘
'
Таблица 1.
Аномалии средней годовой температуры воды на поверхности
1
по кораблям погоды за 1951—1960 гг.
Годы
Корабли
погоды
1951
1952
1953
А.
0,1
—0,3
—0,3
В
ОД
0,4
0,3
С
0,0
0,6
D
1,2
Е
1954
1955
1956'
1957
1958
—0,9
0,2
'0,7
0,5
0,3
- 0 ,2
-О Д
—0,4
0,8
- 0 ,3
0,3
0,2
- 0 ,2
0,3
0,9
0,5
0,7
0,6
—0,9
- о ,5 ; —0,4
- 1 ,2
- 0 ,9
.0,6
0,6
0,7
0,3
- 0 ,2
—0,5
—0,4
—0,3
—0,6
.0,3
I
- 0 ,4
—0,4
О Д . —ОД
0,3
0,6
0,2
0,4
J
—0,5
—0,2
—0,1
—0,2
, 0,3
0,3
0,3
ОД
0,2
—0,4 ,
К
—0,4
0,3
0,3
—0,2
3,5
—0,3
0,§
- 0 ,2
! 0,2
- 0 ,4
—0,5
0,3
0,2
0 ,0
-0 ,2
о д
- 0 ,5
—
- 0 , 2 ' —ОД
1
Данные для выбора характерных лет
Сумма отрица­
Сумма положи­
тельных кнотельных ано­
малий и число
малий и число
кораблей по­
кораблей по­
Г оды ~
годы, на кото­
годы, на кото­
рых наблюда­
рых наблюда­
лись эти аномалии лись эти аномалии
1951
1952
1953
1954
,
1956
1957
1958
1959
1960
194
1960
—0,* —0,3
м
1955
1959
■
—1,7
4
- 1 ,4
4
- 0 ,4
2.
ч
—1,6
5
—0,8
3'
—2,3
6
—1,3 ■
5
—1,4
5
—3,1
6
—3,3
.6
2,0
5
2,8
5
3,0
7
1Д
4
2,1
6
0,6 3
1,3
4
1,7
4
0,6 '
3
1,4
3
•
Средние отри­
цательные
аномалии
^
—ОД —0,6
- 0 ,3
- 0 ,3
—0,8 —0,6
—
о д
—0,5
0,7
' Таблица 2
,
Средние поло­
жительные
аномалии
г
—0,42
0,42
—0,35'
0,56
-0 ,2 0
0,43
-0 ,3 2
■ 0,42
- 0 ,2 7
0,35
—0,38
0,20
—0,26
■, 0,32
—0,28
0,42
—0,51 *
0,20
—0,55
0,47
Н а основе анализа вышеуказанных данных 1953 г. был отнесен к теп­
лым годам, 1959 . г. — к холодным и 1957 г. — к средним многолетним
условиям. Вычисления элементов теплового баланса производились по
гических данных. .
■
Связь изменения -теплосодержания
с аномалиями температуры воды на поверхности
Отсутствие глубоководных наблюдений над температурой воды при• вело к необходимости использования при расчете изменения теплосодер­
ж ания деятельного слоя, океана косвенного метода Фритца. Связи изме­
нения температуры воды на поверхности океана с изменением теплосо­
13*
195
держ ания деятельного слоя были построен заново и д ля различных
глубин деятельного слоя, так как применение для Северной Атлантики
графиков Фритца, построенных для Тихого океана и слоя 100 л , приво­
дит к существенным ошибкам [5]. В данной статье при расчете величин
изменения теплосодержания использовались графики ,связи для 100 м,
200 м и 300 м. Зависимости были получены по средним многолетним
данным, однако была проверена возможность использования получен­
ных связей для'отдельны х лет. При. сравнении снятых с графиков вели­
чин изменения теплосодержания с величинами, вычисленными по глубо­
ководным данным, были.получены довольно высокйе коэффициенты кор­
реляции (0,80—0,98). Эта проверка позволяет сделать вывод о том, что
этими графиками связи можно пользоваться при вычислении изменения
теплосодержания за отдельные годы.
Д л я расчета изменейия теплосодержания за 1951— 1960 гг. использо­
вались данные изменения температуры воды на поверхности от месяца
к месяцу по 9 кораблям погоды, взятые’ из [4]. В табл. 3 представлены
величины изменения теплосодержания для 9 кораблей погоды за 1953 г.,
1957 г. и 1959 г.
Д ля трех рассматриваемых лет были построены карты изменения
теплосодержания для всех месяцев.
Таблица 3
Изменение температуры воды (А О и . изменение теплосодержания
деятельного слоя ( Д Q) в ккал/см 2 от месяца к месяцу
i
Обозначен*
к
Л
ч
о
U
I—II
[I—III
>
Д
IV —V
/
М е с я ц ы
!>
1
>
’X
> ■ VII— VIII —
IX—X X—XI J.
1
. IX
VIII
Я
>
XII—I
4
Ко э а б л ь п о г о д ы. А
0,1
д о —0,4
1957 д^ —0,6
n Q —5,2
0,3
1959 At
0,8
AQ
—0,4
—4,0
0,7
3,6
—0,6
—5,2
—0,2
—2,6
— 1,1
- 9 ,0
- 0 ,1
- 2 ,0
0,4
1,2
- 0 ,3
—3,2
0,0
1953 At
—0,7
—6,2
0,2
0,2
0,6
2,8
1,4
—0.2
0,6
1,2
1,1
2,8
2,3
18,8
1,6
9,4
1,2
4,0
3,5
34,8
2,5
21,2
1,4
6,8
0,4
-0,6 —2,7 —12.1 —0,7 —1,6
1,6
2,0 - 1 0 ,0 -26,4 —3,2 —18,0
—0,1
— 1,7 —0 ,
1,4 —2,0 - 2 ,
6,4 —24,8 — 19,6 - 4 ,8 • —1,8
13,6
0,6 —0,8 — 1,6 — 1,6 - 0 ,4 -0 ,1
2,0
2,0 —18,0 —18,0 —4,0 - 0 ,2
Ко э а б л Ь п о г о д ы
•1953 At
AQ
1957 At
AQ
1959 At
AQ
.—.1,2
0,4
0.9
6,0
0,0
0,2
1,2
7,0 —1,2
6 , ’ . 1,6
0,4.
7,2
'
1953 At
0,0
1,2
Ко р а б л ь
—1,3
6,8 -1 0 ,0
AQ - 1 ,2
2,2 - 0 ,1
1957 At
0,1
AQ - 3 2 ,3
14,0 —2,0
1,0
0,1
1959 At —1,5
AQ -rl9 ,0 —13,4 —13,4
- 0 ,5
AQ - 4 , 6
1957 At - 0 ,4
AQ —4,0
0,0
1959 At
AQ - 1 ,2
196
1,5
—3,2
—0,2
—2,4
1Д
. 6,8
1,5
8.0
0,9
3:
0,5
0,6
0,5
0,8
1,2
5,0
2.9
16,0
- 0 ,2
—2,4
0,1
—0,4
- 0 ,1
- 2 ,0
0,0
- 1 ,2
—0,1
- 2 ,0
- 0 ,2
- 2 ,8
0,8
U
- 2 ,4 . 8,1
0,8
1,7
11.С
2,4
0,6
1,4
. 6,0
1,2
В
-1Д
2,2
0,5 —0,9 —2,7 - 1 ,0
0,8 -1 9 ,6 - 8 ,0 - 8 ,8
18,8
10,8
0,0
2,2
(’,4 - з , г —2,3 - 1 ,9
3,7
10,0 - 1 5 ,0 —17,0 —14,0
19,0
1,3 — 1,1 - 2 ,4 - 1 ,7 —0,4 —0,6
9,0 —0,8 ^-10,0 —24,0 —4,0
-2,1
по г о д ы
С
0,1 —3,8
0,8 —0,1 —1,5 - 1 ,3
0,4
0,0
4,8 ' 6,4 —16,4 —14,6 - 0 , 4 —54,9
2,4
1,0 ; 0,5 - 1 ,6 —2,0 —1,1 - 0 ,7
6,4 - 2 4 ,8 —10,0 —1,2
20,0 ' 14.8 . 10,4
0,2
2,5
1,2 —0,1 — 2,5 - 1 ,3 — 1,6
21,2 17,6
16,0 —33,0 —14,6 —21,6 ■ 0,4
Ко р а б л ь п о г о д ы
1953 At
1,*
6,0
2,4
12,6
0.5
—0,6
1,9
13,4
U
8,С
U
5,6
д
' 0,1
О ,'5 —0,7 —2,6
11,2
2,0 —34,8 - 0 ,4
0,6 — 1,1 - 1 ,5 —0,6
2,0
1,2 —16,4 - 5 , 6
0,3 - 0 , 2 - 0 ,4 ■—1,7
5,6 . 4,0 —20,0
3,6
—1,1
—9,6
- 0 ,2
- 2 ,4
—0,7
—3,2
—0,3
—3,2
—1,0
—8,6
—0,4
—4,0
Продолж ение таблицы 3
<
S
си
.53
ч
о
U
еч
К
О
I— II I I - I I I
о
О
■>
IV -V
1
= :
> :
I
>
Корабль
1,5
— 1,1 — 1,4
18,8 —25,2 —16,2
0,3 - 1 ,7
1957 м
0,4
AQ
0,8 — 12,8
1,6
0,0
-1,3
1,5
1959 м
AQ -1 6 ,4 — 1,2
6,4
1953 At
д0
4,1
42,0
0,9
3,0
1,3
5,6
0,4
0,0
2,4
20,0
3,0
28,0
.
>
1
>
>
1
XIXII
XII—I
■>
погоды
2,6
14.0
3,9
39,6
0,7
1,6
VIII —
IX -'X X - X I
IX
Е
1,5 — 1,5 — 1,7 — 1,8 —0.4 —2,2
15,2
7,6 —20,0 —21,1 —4,0 —44,4
0,3 —2,3 —0,8
2Д — 1,1 —3.1
24,0
23,2 —42,8 —0,8 —29,6 —4,8
1,9
0,7 — 1,7 - 1 , 7 —0,5 - 2 ,3
21,0
21,2 15,6
15,6 —4,8 —29,6
К о р а б л ь п о г о,д ы J
Дt —0,5 —0,2
Д Q —4,6 - 2 ,4
.0,1
1957 At —0,4
AQ - 4 ,0 - 0 , 4
0,0 - 0 ,1
1959 At
AQ — 1,2 —2,0
1953
0,0
- 1 ,2
—01
- 2 ,0
0,2
—2,8
0,8
—2,4
0,8
2,4
1,4
6,0
1,5
8,0
1,7
11,0
0,6
1,2
1,9
13,4
1,5
8,0
1,3
5,6
0,3
11,2
0,6
2,0
0,3
3,6
— 0,7 —2,6
2,0 —34,8
— 1,1 - 1 , 5
1,2 — 16,4
—0,2 —0,4
' 5,6
4,0-
— 1,1
—9,6
—0,2
—2,4
—0,7
—3,2
—0,3
—3,2
—1.0
—8,0
—0,4
—4,0
- 0 ,3 - 1 , 0 —1,2 - 0 ,3
4,8 —8,0 - 1 1 ,2 - 3 ,2
— 1,1 —0.8 - 1 ,6 —0,7
-20,6 - 4 ,8 —18,0 —3,2
0,2 . —2,0 —1,7 — 1,5
8,4 - 7,6 —20,0 — 16,4
—0,7
—3,2
- 0 ,9
—7,4
- 0 ,5
0,1
—0,4
—0,6
—5,6
— 1,7 ’
—20,0
К о р а б л ь п о г о д ы .1
(0,1
— 1,6
—0,3
a q - 2 ,4
--3,2
1959 At —0,5
0,1
QA —4,8 —0,6
1953 At
0,0
AQ —1,2
1957 At - 0 ,2
1953 At
—0,2
—2,4
0,4
1,6
—0,3
—3,2
0,1 ' 0,0
0,0
— 1,2 — 1,2
—0,1
0,5
5,0
6,4
—0,3 ■ 0,0
- 3 ,2 — 1,2 .
A Q - 0 ,6
1957 At —0,1
AQ - 0 ,6
I9P9 At . —0,2
AQ - 2 , 4
1,2
l.C
1,1 ' 0,2
4,8
1,6
2,8 - 0 ,4
2,1
1,0 — 1,2
0,5
16,0
0,8
1,6 —16,8.
0,6
1,6
0,5
2,1
7,2.
1," 16,0 11,2
4
Корабль погоды
К
1,3
5,6
1,2
2,0
1,4
6,8
—0,6
6,4'
- 0 ,2
8,0
0,4
10,0
2,3
18,8
1,4
22,8
2,0
14,8
1,7
11,0
0,9
12,0
2,7
24,0
1,4
13,6
1,6
10,8
0,8
1.3,0
Корабль- погоды
1953 At
—0,6
AQ —8,8
1957 At - 0 ,4
AQ -4 ..0
1959 At
0,3
AQ
0,8
0,3 —0,1
0,8 - 2 ,0
0,1
0,5
—3,6
2,0
0,0
0,1
—0,4 - 1 ,2
1,0
3,6
0,7
1,6
-1,5
6,8
2,7
24,0
1,3
5,6
1,0
4,0
2,8
25,0
1,7
10,8
1,3
5,6
0,9
6,4
1,3
5,6
1,3
12,0
~ 4:?
—2,5 - 1 .3 — 1,1 —0,7
- 3 ,2
—33,0 — is;o - 9 , 6
- 1 ,5 - 0 ,5 —0,2 — 1,0
—4,4 —36,0 - 9 , 4 —18,0
—2,0 - 2 ,4 - 2 , 4
- 0 ,7
- 2 4 ,8 —31,2 —13,2 - 3 ,2
М
- 2 ,0 - 2 ,1 -—1,5
- 7 ,2 - 2 6 ,4 — 16,4
—0,8 —2,0
1,3
—2,2 —24,8 — 13,0
—0,4 — 1,0 — 1,6
7,2 - 8 , 0 - 1 8 ,0
- 0 ,3
- 3 ,2
—0,5
—4,6
—0,8
— 1,2
- 0 ,7
- 3 ,2
—0,6
- 5 ,2
—0,6
— 1,2
Н а рис- 2 а , б, в, г, д, е представлены карты AQ за февраль и август
1953, 1957 и 1959 гг. Д ля большинства районов' Северной Атлантики
ф евраль является последним месяцем зимнего охлаждения и распреде­
ление изменения теплосодержания в известной мере должно формиро­
вать последующие аномалии температуры воды. В августе обычно конча­
ется прогрев и изменение теплосодержания должно влиять на темпера­
турную аномалию первой половины следующего года. Это подтверди­
лось при рассмотрении AQ за каж ды й'год. Однако необходимо отме­
тить, что изменение теплосодержания в первую половину года должно
зависеть такж е от температурного фона предыдущего года. К примеру,
1953V. получился аномально тепльщ, однако величины AQ в феврале
были незначительно больше, чем в 1957 и 1959 гг., считавшимся нор­
мальным и холодным, потому что 1952т . являлся такж е довольно теплым.
197
Ш
ж
2°
/ \
20 / \
15* Д /
^
1
V
/\
1
....
Рис.. 2. Изменение теплосодержания деятельного слоя.
/
•ф евраль 1953 г.; б — август 1953 г.; е — ф евраль 1957 г.; г — август 1957 г.; д — февраль 1959 г.
е — август 1959 г.
198
1956 г. был незначительно холоднее 1957 г. и поэтому вполне объяс­
нимо , что величины AQ за февраль, хотя и получились отрицательными
для всей акватории, но были невелики по абсолютной величине. В 1958 г.
больш ая часть площади Северной Атлантики занята отрицательными
аномалиями, и в 1959 г. на всей акватории наблюдались в феврале не­
значительные отрицательные велйчины A Q — от — 5 ккал/см2мес до
•— 10 ккал/см 2мес.
■
Л етняя картина распределения теплосодержания может влиять на
аномалии следующего года, особенно его первой половины. В августе
теплого 1953 г. были получены незначительные положительные вели­
чины AQ, это объясняется тем, что 1954' г. был холоднее 1953 г. З н а ­
чительные величины изменения теплосодержания в августе 1957 г.
в известной мере формируют более теплый температурный фон- следу­
ющего 1958 г. 1960 г. был относительно холодным, но несколько теплее
1959 г., что вполне согласуется с значительными положительными ве-,
личинами изменения теплосодержания.
П риведенное сопоставление позволяет сделать вывод о том, что
м еж ду изменением теплосодержания в конце периодов охлаж дения и
нагревания и аномалиями, температуры на поверхности наблюдается
связь. Однако представляет интерес проследить, как связаны годовые
суммы изменения теплосодержания с распределением1 аномалий тем ­
пературы воды следую щ его года. Д л я этой цели за характерные годы
были рассчитаны средние величины ^изменения теплосдержания за
м есяц по широтным-зонам (70—60°, с. ш. 60—50° е. ш, 50—40° с. ш.
40—32° с. ш. в к к а л /с м 2). П олученные месячные; величины суммирова­
лись за год (E'AQ^). Отношение
к амплитуде средней величины
изменения теплосодержания 0 4 Aq ) представлено в процентах.
Таблица № 4
. Зн ачен и я SAQ», Лд<э и
A aq
.. '
'
1Д Q
Годы
1953 (теплый)
V '
? ( - * < ? ) 4 + AQ)
70 — 60°с. ш. — 56,40
60 — 50
; — 47,19
50 — 40
— 66,91
40 — 32
— 86,04
1957 (нормальный) 70 — 60
— 45,4060 — 50
— 48,36
50 — 40
— 81,30
40 — 32
■— 76,65
1959 (холодный)
70 — 60
— 32,20
Б0 — 50
— 53,38
50 —.40
— 64,82
40 — 32
— 56,16
'
52,84
25,96
46,02
.65,74
37,60 .
32,90
73,43 '
94,10
21,02
32,04
63,75
62,38
SAQtp
■Лд
— 3,56 . 38,71
— 21,23
20,46
— 20,98
30,80
— 20,30
38,00
- 7,8Cf
32,34
—-15,46
24,60
— 7,87
51,84
. 17,45 . 48,24
— 11,18
17,72
— 21,34
26,08
— 1,07
37,50
6,22
33,71
9,20
104,00
87,60
72,00
24,20
63,40
15,20
36,20
- 62,53
81,70
2,86
18,40.
д И з таб. 4 видно, что для всех трех лет характерны наибольшие
отрицательные значения суммарного изменения теплосодержания
в широтной зоне 60—509 с: ш. К югу отрицательные величины 2AQ ф
уменьшаются в 1957 и 1959 гг. и достигают положительных значений
в зоне 40—32° с. ш. Полученная картинка может быть объяснена тем
фактором, что в северных широтах среднегодовой расход тепла через
поверхность должен компенсироваться притоком тепла из глубин, а
в южных широтах в некоторых районах — оттоком . тепла в глубину.
199
/
I IV VIII XII IV VIII,XII IV vill XII IV VIII XII IV VIII XII IV VIII XII IV VIII XII IV VIII XII IV VIII XII IV VIII XII
1951
1952
1953
1954
1955
- 1956
1957
1958
1969
-t мес.
1960 г.г.
Рис. 3. Междугодовой ход изменения теплосодержания по кораблям погоды
Северной Атлантики. .
200
Сравнение годовых значений изменения теплосодержания и ано- малий температуры воды на поверхности за следующий год было про­
ведено по широтным зонам. В результате проведенного анализа было
отмечено, что сумма .изменения теплосодержания за год (теплооборот) довольно тесн о 'связан а с температурным режимом следующего
года и некоторые отклонения можно объяснить тем, что SAQ<p форми­
рует температурные аномалии в первую половину года, а анализ
производился по средним годовым картам аномалий.
Изменчивость AQ с 1954 по 1960 г. рассматривались отдельно.
Корабли погоды расположены в характерных точках, определя­
ющих режим довольно большого района, но они могут быть объеди­
нены в отдельные группы, отличающиеся- общими чертами гидрологи­
ческого режима. Соответственно и в ходе изменения теплосодержания
(рис. 3) для кораблей, входящих в одну группу, должны наблюдаться
общие закономерности. Таким характерным признаком являются ве­
личины максимума и- минимума и время их наступления. Корабли по­
годы А, В и С характеризуются почти одновременным наступлением
экстремальных значений (июнь — июль и' сентябрь — октябрь) (сред­
няя величина 25—30- ккал/см 2мес.) К орабль погоды Д , располо­
женный к ю го-западу от корабля С, имеет аналогичный годовой ход
AQ, но минимум выражен менее четко, а экстремальные значения по
абсолютной величине в среднем больше 30 ккал/см2 мес. Д ля кораблей
погоды I yJ , -расположенных северо-восточнее, годовой ход AQ сгла­
жен, экстремальные значения не превышают" 18—20 ккал/см2 мес.
Значения изменения теплосодержания для корабля погоды Е, з а ­
ним аю щ его самое южное положение, изменяются! в больших диапазо­
нах, максимум наступает в июне—июле, экстремальные значения —
около 30 к к л л / q m 2 мес. Д л я корабля погоды М, находящегося в Н ор­
вежском течении, экстремальные значения наблюдаются одновременно
с кораблями погоды. А, В и С. М аксимум AQ для корабля погоды К,
расположенного южнее и в безадвективном районе, наблюдается не­
сколько ,.раньше (май—июнь), а минимум-— в сентябре—октябре.
Величины максимума и -минимума в среднем около 20 ккал/см2 мес.
В итоге можно отметить, что для кораблей, расположенных в за ­
падной части Северной Атлантики, экстремальные значения AQ по
абсолютной величине больше, чем для кораблей, расположенных в во­
сточной части. М аксимальные величины наблюдаются несколько
раньше для южной группы кораблей.
4
: Д л я всех кораблей погоды характерно, что момент перехода от
теплонакопления к теплоотдаче и, наоборот-, сдвинут назад по отноше­
нию к максимуму и минимуму температуры на поверхности на '/г— 1
месяц и больше. Обычно время сдвига зависит от величины изменения
температуры за предыдущие месяцы. Чем больше величина изменения
температуры от месяца к месяцу, тем больше сдвиг во времени.
Радиационный баланс и его связь
с аномалиями температуры воды на поверхности
Величины радиационного баланса были рассчитаны по формуле:
(Q -]- q ) (1 _ a n - b r i : г) (1 - а) - 5аб4 (А - Бе) (1 - сп) — 45а03 (еда„
ккал
' ' см-'мес
и построены графики годрвого хода R и температуры воды на поверх­
ности с 1951 по 1960 г. На рис. 4 представлен годовой ход только за
характерные годы.
■ . '
201
к.п. A
1959
IV
V III XU
I
IV
VIlT XU
I
IV
VHI XII
I
IV
V III
1959
'1957
1953
к. п. В
Юг
IV
, V III X II
I
IV
VIII
XII
ХЛ
к.п. С
10
IV
V III
X II
I
IV
VIII
X II
I
IV
VIII
X II
0Z
l.„
IV
lX * J
’ UZ-1____ L _ V J
V III XII
I
IV V III ail
к.п. D
l Z j _____1 \ l
Г IV VUI XJI
к.п. D
I I
I
i iv viu xn
IV
V III
X II
I
IV
V III
XII
I
IV
VIII
XH
к.п. E
IV
V III
X II 1 I
IV
VIII
XII
I__I___l_
IIV
V III' ХЛ
К.П.Т
10
0
IV
VUI
X II
L _ l ___ J ____ I
I IV
VIII XII
К .П .
I__I
I
IV
I
V tll
XH
VIII
XII
J
10
0
IV
_l__ I
I_и
V III
I
X II
IV
VIII
_l
I__L
XII
I
IV
-J
к.п. К
- L . __ I___ J
IV
VU I X II
I___L .___I____ I
II IV V lir XJI
I,__ L-__ L. _l
I
IV
VIII
XII
К.П. M,
10
I__ _ J
1___I____ L.
о _L____
IV VIII XII I ,IV‘ УM
l, XII
10
I_I
I -I
I IV VIII XJI
J LZL I \ I L/ l
0 IV VIII'xn
г IV VIII 'XII t'lV VIII 'XII
Рис. 4. Изменчивость месячных величин радиационного баланса и температуры воды на
■. поверхности.
202
При анализе все корабли погоды можно разделить на две группы:
северную, в которую входят корабли погоды А, В, I, J и М, и южную —
кораблиг погоды-Д, Ё, С, К- Д л я кораблей, расположенных в северных
широтах, максимальные вели*ц!ны радиационного баланса наблюдались
в июне, а максимальные значения температуры воды на поверхности —
в августе. Следовательно, сдвиг во времени равен двум месяцам. М и­
нимальные величины R наблюдались в декабре, январе, а минималь-
Рис. 5. Изменчивость годовых аномалий радиационного баланса (/) и температуры
воды на поверхности (2).
ные температуры воды -на поверхности— в феврале — апреле, следо­
вательно, сдвиг во времени равен двум — четырем месяцам. Переход
величин R через нуль наблюдается в феврале — марте, а осенью —
в октябре. Д л я йж ной группы максимальные величины радиацион­
ного баланса наблюдаются в июле, максимум температуры воды —
в августе — сентябре, минимум R — в декабре, а минимум температуры
воды — в феврале — мае. Переход через нуль весной происходит в ян­
в а р е — феврале, а осенью — в ноябре — что для кораблей погоды С и
Д, а для кораблей погоды К и Е имеет место положительный радиа­
ционный баланс в течение всего года. Следовательно, можно отметить,
что в отличие от изменения теплосодержания максимум R наступает
раньш е у северной группы кораблей, а минимум — одновременно.
Температурный максимум сдвинут по отношению к максимуму R на.
севере на два месяца, на юге -— на один месяц.
По, данным R, за отдельные годы были построены ^интегральные
кривые отклонений радиационного баланса от нормы, полученной за
203
10 лет, и вычислены величины суммарных отклонений за год. Была
сделана попытка определить, как связаны годовые величины аномалий
' радиационного баланса с аномалиями температуры воды на поверх­
ности. Д ля этого были построены, и проанализированы графики годо­
вых величин аномалий радиационного баланса и аномалий темпера­
туры воды за характерные и смежные с ними годы. Графики для
кораблей погоды A, I, J и Д представлены на р и с . 5. К ак видно из
рисунка, в отличие от AQ, которое формирует аномалии температуры
следующего года, аномалии R тесно свйзаны с отклонением от нормы
температуры воды за этот ж е год. Подобная связь характерна для всех
, кораблей погоды.
с.
'
ч
'
Связь теплового баланса поверхности
,
8
с аномалиями температуры воды
Тепловой бала'нс рассчитывался по формуле:
Т = R ± Р ± LE,
где R — радиционный баланс; Р —-теплообмен с атмосферой; LE —
потери тепла на испарение. Значения Р и LE рассчитывались по уточ­
ненной методике ГГО[7].
По результатам выполненных расчетов за характерные годы были
построены1карты. Пр,и сравнении с годовыми аномалиями температуры
воды на поверхности можно отметить следующие особенности.
Д ля января в среднем по площади Северной Атлантики наибольщие отрицательные величины теплового баланса наблюдались в 1959
гбду, а наименьшие — в 1953 г. Однако, для отдельных кораблей по­
годы имеются исключения, так, например, максимальная отрицатель­
ная величична Т из трех рассмотренных лет наблю далась в 1957 г. для
корабля погоды Д и была р а в н а — 39,2 ккал/см2 мес.
В июне в среднем \ для всей-площ ади Северной Атлантики наи­
большие положительные величины получились для 1953 г., в 1957 г.
тепловой баланс незначительно отличался от величин, полученных
в 1953 г., в среднем наблю дался наибольший расход тепла. М аксималь­
ная величина Т, равная 11,2 ккал/см2мес, получилась в 1953 г. для
корабля погоды В.
^ В результате проведенного анализа можно сделать вывод о том,
что величины теплового баланса и ’ аномалии- температуры (воды на
поверхности для одного и того же- года неплохо согласуются между®
собой. .
В данной статье наибольшее внимание было уделено анализу ве­
личин изменения теплосодержания потому, что этой составляющей
теплового баланса деятельного слоя в ранее выполненных работах
не уделялось достаточного внимания. В дальнейшем предполагается
провести сопоставление аномалий всех составляющих уравненйя теп­
лового баланса Северной Атлантики с аномалиями температуры воды
на поверхности за длительной ряд лет. ЛИТЕРАТУРА
1. Е. Г. А р х и п о в а . Межгодовые изменения теплового баланса в северной части
Атлантического океана за последнее десятилетие Тр. ГОИН, вып. 54, 1960.
2. В. М. Р а д и к е в и ч . Опыт применения новой методики расчета составляющих
теплового баланса к северной части Атлантического океана. Тр. ЛГМИ, вып. 20,
1965.
Л
3. А. И. С м и р н о в а . О глубине деятельного слоя Северной Атлантики. Тр. ЛГМИ,
вып. 24, 1967.
204
4. Zur KHmatoIogie des W ordatlantischen Ozeans Fazit eines Jahrzehnts (1951— 1960 гг.)
synoptischer Me'ldungen der atlantischen W etterschifte (in 3 Teilen) von Dr Carl.
Pflugbeil und E rnst Steinborn, Hamburg, 1963.
‘
5. А. И. С м и р н о в а , JI. А. С т р о к и на. «Зависимости, между теплосодержанием
деятельного слоя Северной Атлантики и температурой воды на поверхности».
«Океанология», № 3, 1969.
.
6. Т. Г. Б е р.л я н д. Методика климатологических расчетов суммарной радиации.'
, Метеорология и гидрология,
№ 6, 1960.
7. Л . Д. С т р о к и на. Тепловой баланс океанов. Тр. ГГО, вып.
133, 1963.
-У.
ИЗМЕНЕНИЕ ТЕПЛОСОДЕРЖАНИЯ
ДЕЯТЕЛЬНОГО СЛОЯ СЕВЕРНОЙ АТЛАНТИКИ
ПРИ РАЗНЫХ ТИПАХ АТМОСФЕРНОЙ ЦИРКУЛЯЦИИ
А. И. Смирнова
Изменение теплосодержания от месяца к месяцу является одной
из важных составляющих теплового баланса и при расчете за отдель­
ные годы позволяет судить об изменчивости температурного режима
деятельного слоя океана. д
' ■
Изменение теплосодерж ания, связано с притоком тепла за счет
радиации, турбулентным теплообменом и затратам и тепла на испаре­
ние, а такж е адвекцией тепла течениями, а они в определенной мере
зависят от изменения .атмосферной циркуляции. Д л я Северной Атлан­
тики представляет интерес рассмотреть изменение теплосодержания
при разных типах атмосферной циркуляции.
Д ля подобного сопоставления была выбрана типизация,-разрабо­
танная На каф едре океанологии М. А. Валериановой, наиболее под­
робно характеризую щ ая циркуляцию в северной части Атлантического
океана. В настоящей работе использовался календарь подтипов, ’пред­
ставленный в .работе [1].
'
‘
В качестве основы М. А. Валерианова использовала типизацию
Г. Я- Вангенгейма и для Северной Атлантики выявила: шесть основ­
ных, разновидностей западной циркуляции, пять — восточной и три —
меридиональной. Каждый подтип оказался характерным для опреде­
ленного сезона.
'
'
•
При расчетах месячных изменений теплосодержания (AQ) за -от­
дельные годы, а следовательно, и при вычислении сезонных величин
AQ; характерных для определенных подтипов циркуляции, использо­
вались данные девяти кораблей погоды. Учитывая, что число кораблей
погоды невелико, при построении карт изменения теплосодержания
Северной Атлантики, характерных для каждого подтипа, было решено
использовать для , корректировки. сезонные средние многолетние
карты AQ.
. Предварительно необходимо остановиться на методе расчета из­
менения теплосодержания по средним -многолетним данным.
Средние многолетние величины изменения теплосодержания дея­
тельного слоя рассчитывались по формуле Фритца:
к —I
(Та, п ~ Т Ь, п) + (Т а, (п + V ~ Т Ь, (л + 1)')
п= О
2
см31сут.' '
где С — теплоемкость воды; М — масса столба воДы определенной вы206
(
роты и поперечным сечением 1 см2; N — число дней в месяце; Т — тем­
пература воды в градусах С; К относится к глубине деятельного слоя.
Глубины деятельного слоя снимались с карты, представленной в работе
[2]. Средние многолетние данные температуры воды в Северной Атлантике
на различных горизонтах были
из [3— 5]. Величины изменения
70
90
70
50
30
ю
"
SO
v
30
.
J
ю
t
70
Рис.
'
50
Э0
1. Изменение
теплосодержания
для
средних
многолетних
условий,
в
к к а л / с м 2 мес.
а — зим а; б — весна; в — лето; г — осен ь.
теплосодержания за месяц рассчитывались для десятиградусных ква­
д ратов и результаты расчета были осреднены для сезонов; На
рис. 1 представлены сезонные карты изменения теплосодержания
в л к а л /с м 2мес. Карты AQ представляют самостоятельный интерес,
поэтому на них необходимо остановиться подробнее.
Д л я зимнего распределения изменения теплосодержания характерно
наличие максимальных отрицательных значений ( — 19,1 ккал/см2мес)
восточнее Ньюфаундленда. В центральной и северной частях Северной
Атлантики отрицательные величины изменения теплосодержания ко­
леблю тся от —10 ккал/см}мес до — 15 ккал/см2 мес. Большие величины
AQ хорошо объясняются значительной теплоотдачей через поверх­
ность, которая наблюдается зимой в этом районе с сильно развитыми
теплыми течениями и неустойчивой стратификацией атмосферы. В юж­
ных, и юго-восточных районах Северной Атлантики, где имеют место
незначительные величины затрат тепла на испарение и турбулентный
теплообмен, а радиационный4 баланс им:еет положительный знак, из­
менение теплосодержания не превышает — 5,0 ккал/см2 мес.
Весной наибольшие отрицательные величины AQ сохраняются
в районе Ньюфаундленда ( — 14,0 к ка л/с м 2мес) , где наблю дается зна­
чительная теплоотдача через, поверхность при поступлении холодных
воздушных масс с севера на теплую пов0рхность и некоторая активи­
зация Л абрадорского течения. К северо-востоку отрицательные зна­
чения изменения теплосодержания уменьшаются, и в южной части
Норвежского моря наблюдается положительное изменение теплосодер­
ж ания, хорошо согласующееся с приходом прогретых масс воздуха
с юго-запада, соответственным уменьшением теплоотдачи через по­
верхность и с усилением притока тепла за счет течения. В центральной
части Северной Атлантики весной усиливается приток тепла за счет
радиации,' уменьшается теплоотдача через поверхность и величины AQ
б л и з к и 'к нулю. Н а юге изменение теплосодержания положительно
(2—5 ккал/см2м ес ).
В летний период наибольшее теплонакопление в деятельном слое
имеет место в центральной части Северной Атлантики (26,2 ккал/см2м ес),
где наблюдается значительный приток тепла за счет радиации, на­
именьшие величины затрат тепла на испарение и турбулентный тепло­
обмен и теплое течение. На остальной площади AQ имеет; положи­
тельные значения, которые постепенно уменьшаются при удалении от
центра.
\
. .
Осенью наибольшая теплоотдача в деятельном слое ( —18,2 ккал/см2
мес) имеет место в районе Ньюфаундленда', На границе Л абрадор­
ского течения и .Гольфстрима. Восточнее Ньюфаундленда на теплую
подстилающую поверхность приходят холодные воздушные. Массы с се­
вера, возникает большая неустойчивость атмосферы и как следствие
возрастает теплоотдача через поверхность. К северо-востоку отрица­
тельные величины изменения теплосодержания уменьшаются и на юге
Норвежского моря, где проходит теплое течение и поступает теплый
воздух с юга, достигает— 10. ккал/см2мес. Наименьшие отрицатель­
ные значения изменения теплосодержания наблюдаются в районе хо­
лодного Канарского течения, где теплоотдача через поверхность не­
значительна: На юге осенью имеет место положительное AQ .
В итоге можно отметить, что наибольш ая амплдтуда изменения
теплосодержания деятельного слоя наблю дается восточнее Ньюфаунд­
ленда, где зимой при значительной неустойчивости воздуха и больших
скоростях ветра затраты тепла на испарение и турбулентный тепло­
обмен велики, а л етом —: теплоотдача через поверхность ; мала. Н аи­
меньшая амплитуда AQ приурочена к восточной и юго-восточной 'ч а ­
стям Северной Атлантики.
Полученные средние многолетние сезонные карты были использо­
ваны при построении сезонных карт за отдельные годы. Точность полу­
ченных таким образом сезонных карт изменения теплосодержания
была проверена на м атериалах 1957 г. При расчетах изменения тепло­
содержания за конкретные месяцы отдельных лет была использована
методика, описанная в работе [)6]; .по данным изменения температуры
воды на поверхности для кораблей погоды были цолучены с графиков
связи величины изменения теплосодержания за каждый месяц. П олу­
ченные значения AQ, оср"едненные за сезон, и сезонные многолетние
208
карты AQ были использованы при получении распределения измене­
ния теплосодержания за четыре сезона 1957 г. Д ля сопоставления
употреблялись сезонные карты изменения теплосодержания за 1957 г.,
получены по данным AQ для десятиградусных квадратов Северной
Атлантики.
'
.
К ак видно из рис. 2 а, б, на которых представлены летние распре­
деления AQ в 1957 г., построенные по данным кораблей погоды и- по
данным десятиградусных квадратов, оба распределения имеют много
общего. Сопоставление карт AQ за другие сезоны такж е дало хоррщие результаты. Следовательно, пользуясь только данными кораблей
погоды и сезонными многолетними картами, можно получить распре­
деление изменения теплосодержания в Северной Атлантике без зн а­
чительных ошибок.
. Расчет изменения теплосодержания за месяц был сделан для 15 лет
(1951 —1965 гг.). В качестве исходных данных была взята температура
воды на поверхности для 9 кораблей погоды [7, 8]. Величины измене­
ния теплосодержания за каждый месяц определялись по графикам
свяои изменения температуры с изменением теплосодержания.
Зат»:м, из календаря подтипов атмосферной циркуляции над Север­
ной Атлантикой [1] -вбыли выписаны месяцы и годы, когда встречался
каж дый подтип, и. из данных AQ для кораблей погоды выбраны вели­
чины изменения теплосодержания в эти месяцы. Таким образом было
сопоставлено 13 лет: с- 1951 по 1963 г..
Каж ды й подтип характерен для определенного сезона, поэтому ве­
личины изменения теплосодержания были распределены по сезонам и
для всех подтипов были подсчитаны сезонные величины в ккал/см2мес
(табл. 1).
4
s. •
.
’
.
Т аблица 1
Сезонный величины AQ в ккал/см 2 мес при разных подтипах
атмосферной циркуляции
К о р а б ЛИ
Подтипы
А
В
С
*
D
Е
Wi лето ; ..................... .
16,8
14,6 —19,8
6 ,8
18,4
W 2 зима . . . . .
—3,5 —6,4 — ° ,8 —19,4 —19,6
в е с н а .........................
0 ,8
0,4
1,9 —0,3 —4,9
W 3 л е т о ..................... . .
3,4
6,3
8 ,2
15,9
8 ,2
W 4 лето . . . . . . . .
—2 ,0
16,8 26,4
2 1 ,1
4,1
W 6 осень . . . . . . . . —14,5' —9,2 — 15,8 — 1 2 ,1 —20,5
зима . . ..................... —2 ,8 —4,7 —18,5 —8,4 — 1 1 ,2
W 6 зима . . . . . . . . —11,5 —10,5 —14,1 — 1 0 ,2 —16,2
Ei осень . ..................... —4,4 т-3,1 —5,9 —0,5 —5,3
—5,6 —9,8 — 10,9 —26,1 —16,4
зима . . . . . . .
лето . .....................:.
8,3
16,0
17,0
8Д
11,5
Е 2 лето ............................. —1,5
5,0
•8,9
15,1
8 ,2
—
— —15,6
Е 3 осе” ь . . .................
—5,2 —18,0
з и м а .....................
—1,3 —5,9 —3,9 —32,1 —18,4
Е4 о с е н ь ......................... —9,5 —6,4 — 14,0 —5,8 —14,8
л е т о .............................
9,7
5,0
11,0
23,6
17,8
3,8
2,0
6,4
весна . . . . . . .
6,6
14,0
Е6 весна . . . . . . .
3,4 ■2,8 —2,6
3,1
6,4
—7,2 —24,6 —15,5 —27,1
6,7
0,9 —1,4 —15,7 —0,6
вес” а ..................... ...
осень ......................... -1 1 ,5 —7,3 —13,0 —15,1 —9,0
11,7
С 2 лето . . . . . . . . .
8,5 . 10,9
19,9
21,6
Сз л е т о .....................
,10,3
13,8
19,2
19,0
23,2
14
За к. 23?()
П О г о д ■ы
I
.
J
' К
М
6 ,0
4,4
1 2 ,2
7,3
—2,9 —3,9 —6,4 —4,2
3,0 —0,5
' 1 ,8 - 1,3
3,3
11,4
13,1
5,3
9,8
4,6
11,5
9,6
—8,4 —5,9 —14,5 —16,2'
—3,9 —2,5 —7,3 —4,7
—5,9 —6 ,6 —13,3 —в ,2
—5,7 - 1 ,9
—0 ,6 —14,0
—5,1 —8 ,1 —17,5 —6 ,6
4,9 —1,3
9,7
9,1
0,3
8 ,2
13,6
3,1
—9,8
14,0 —27,2 —7,2
—2,7 —4,2 —12,7 —2,3
—6 ,6 — 11,3 —14,6 —10,1
4,0
8,6
4,1
5,8
1,2
4,6
10,0
12,2
1,4
0,8
5,3
3,4
—2,9 —3,0 —8,0 —2,7
—0,6 —0,5
0,3 —0,9
—8,4 —7,4 —16,0 —10,4
7,9
12,0
6,5
10,4
6,4
12,4
2,4
5,8
209
Рис. 2. Изменение теплосодёржания летом 1957 г., в ккал/см 2 мес.
а — по осредненным- данным
десятиградусных квадратов; б — по данным кораблей когоды.
Некоторые подтипы встречаются в течение нескольких сезонов, а
иногда — целого года- Поэтому при построении карт изменения тепло­
содержания, 'характерных для определенного подтипа, атмосферной
циркуляции, из всех сезонов выбирался тот, в который данный подтип
встречался чаще .за рассмотренные 13 лет. ■
Н а рис. 3—5 представлены типовые карты изменения теплосодер­
жания. Полученные характерные распределения изменения теплосо­
держ ания были: сопоставлены с картами каж дого' подтипа атмосфер­
ной циркуляции.
'
Отдельные типы,- имеющие одинаковое расположение барических
центров, но отличающиеся градиентом давления в барических образо­
ваниях или ориентацией изобар, были объединены в группы [1]. .Эти
группы использовались при анализе-полученных данных'
, ' Зимнее распределение изменения теплосодержания оказалось х а ­
рактерным для следующих типов циркуляции: W2, W5, W6, Е3, Сь
Tnnbi'W s, Wg и Е3 относятся к третьей группе и характеризуются силь­
ным развитием Исландского минимума.
. :
,
При подтипе W5 (ри.с. 3 а) изобары вытянуты к северо-востоку и
центр циклона смещен на -Исландию. Такое распределение давления вы­
зывает усиление холодного Л абрадорского течения.
Н аибольш ая теплоотдача в деятельном слое имеет' место восточнее
Ньюфаундленда ( —18,5 ккал/см2 мес) , _р этом ж е районе происходит
заток холодных масс воздуха с северо-запада на теплую подстилаю­
щую поверхность, увеличивается неустойчивость атмосферы и, как
следствие, возрастаю т затраты тепла на испарение и турбулентный те­
плообмен
'
‘
1
К востоку и северо-востоку отрицательные величины A.Q резко
уменьшаются, и наименьшее значение AQ, равное — 2,5 ккал/см2мес,
наблю дается западнее Великобритании.
Подробное распределение изменения теплосодержания хорошо со­
гласуется с поступлением в эти районы более теплого воздуха с юго"запада и соответственно уменьшением затрат тепла на испарение и
турбулентный теплообмен. В этом ж е районе наблюдается некоторое
усиление теплого течения.
"
.
Д л я подтипа W'6 характерно меридиональное расположение изобар,
усиление Норвежского и Л абрадорского течений и большие скорости
ветра. Холодный воздух с материка и северо-запада поступает на боль­
шую часть площади Северной Атлантики, происходит выхолаживание
, поверхности и имеют место значительные отрицательные величины AQ.
Теплоотдача в деятельном слое уменьшается только на северо-востоке,
где наблю дается поступление воздушных масс с юга. Н аименьш ее зн а­
чение AQ, равное — 5,9 ккал/см2мес, имеет место юго-восточнее И с­
ландии. '
•1
'
'
/
П ри подтипе Е3, характеризующемся интенсивной циркуляцией,
-происходи?- заток холодного воздуха с материка на районы восточнее
и юго-восточнее Ньюфаундленда. В этих районах за счет интенсивной
теплоотдачи через поверхность и активизации Лабрадорского течения
наблю даю тся наибольшие отрицательные величины AQ. Воздушные
массы, продвигаясь на восток, постепенно прогреваются, уменьшается
теплоотдача и в районе корабля погоды К AQ = — 12,7 ккал1см2мес.
Наименьшие величины изменения теплосодержания 'имеют место ю ж­
нее Исландии ( —2,3 ккал/см2 мес).
Подтипы W 2,h Ci относятся ко второй группе и характеризуются
областью пониженного давления южнее Гренландии.
При подтипе W2 наблюдается ослабление циркуляции. Холодный
воздух с материка поступает на небольшой район восточнее Ньюфа14*
'
211'
Рис. 3. Распределение изменения'теплосодержания зимой (/-) и осенью (2) при подтипах Ws (я) и Ci (б)
ундленда и теплоотдача здесь — наибольшая ( —1-9,6 ккал/см2 мес). На
остальную площадь Северной Атлантики приходит теплый воздух, и
величины-AQ колеблются^ от — 3,0 до — 6,0 ккал/см2мес.
При подтипе Ci (рис. 3 б) интенсивность циркуляции резко возрас­
тает, усиливается .Л абрадорское течение и холодный воздух с запада и
северо-запада поступает на большие площади восточнее Ньюфаунд­
ленда и центральную область Северной Атлантики. В этих районах
наблю дается интенсивная теплоотдача в деятельном слое, наибольшая
величина AQ = — 27,1 ккал/см2мес. Заток воздуха и усиление ветвей
теплых течений имеют место в северо-восточных районах, где и тепло­
отдача в деятельном слое незначительна, AQ = —2,5 ккйл/см2Мес.
Д л я подтипов Wl5 W3, W 4, Е ь Е2, Е4, С2 и С3 характерно летнее
распределение изменения теплосодержания.
Подтипы W 3 и С2 относятся к .пятой группе и характеризуется
повышенным давлением над Гренландским и Норвежским морями; в
южной части Северной Атлантики такж е наблюдается повышенное
давление. Такое распределение давения ослабляет Н орвеж ское и Л аб­
радорское течения и усиливает Гольфстрим и течение Ирмингера.
При подтипе W 3 рис. 4, а наибольшее теплонакопление имеет место
юго-восточнее Ньюфаундленда (19,6 ккал/см 2мес), где наблюдается
значительный приток- тепла са счет радиации и теплоотдача через по­
верхность мала. На центральные и.восточные районы поступает теплый
воздух с юго-запада и величины AQ равны 11 — 13 ккал/см 2мес; значёния AQ уменшаются на севере и северо-востоке, где происходит
заток холодного воздуха (AQ = —3,3 ккал/см2мес). Подобное распре­
деление изменения теплосодержания хорошо согласуется с течениями.
При подтипе _С2 наблюдается еще более интенсивный вынос теп ­
лых воздуш ных масс и на большей части Севереой Атлантики
происходит значительное теплонеколление (максимальное AQ =
= 2 2 ,2 к к а л /с м 2мес). Наименьшие величины A Q имеют место южнее
Гренландии, а восточнее изменение теплосодержания несколько воз­
растает, что согласуется с усилением интенсивности течения Ирмин­
гера.
Н изкое давление над Гренландией и Норвежским морем, высокое
в южной части Северной Атлантики отмечается при подтипах Е2. и Е4
(ш естая группа).
Д л я подтипа Е2 (рис. 4, б) характерно широтное распределение
изолиний AQ, наибольшее теплонакопление наблюдается в ‘широтной
зоне (40° — 45° с. ш.) и максимум A Q = 15,1 к к а л /с м 2сек. В эту зону
поступает теплый воздух с юго-запада затраты 'тепла на испарение
и турбулентный теплообмен.минимальны, интенсивность теплого теч е­
ния возрастает, и наблюдается значительней приток( тепла за счет
радиации. К северу теплонакопление уменьшается.
При подтипе Е4 наибольшее теплонакопление, хорошо согласую ­
щееся с интенсивным поступлением теплого воздуха с юго-запада,
большими величинами радиационного баланса и усилением Гольфст­
рима, имеет место ,в центральной части Северной Атлантики (AQ =
23,6 ккал/см 2м ес).' К северо-востоку величины AQ быстро уменьш а­
ются и южнее Исландии AQ = 5 ккал/см 2мес.
. При подтипе Wi (рис. 4, -в) вынос холодных масс воздуха с севера
на Норвежское море усиливает охлаждение этого района, а на юге
значительный приток тепла за счет радиации и вынос теплого воздуха
с ю го-запада способствует увеличению теплонакопления. Соответст­
венно, наибольшие величины AQ (19,8 ккал/см2мес) наблюдаются
в центральной и южной частях Северной Атлантики, а наименьшие
величины изменения теплосодержания имеют место юго-восточнее Ис213
ландии (AQ = 4,4 ккал/см2мес) , 4tq согласуется такж е с ослаблением
теплого течения в этом районе.
Подтип W4 (рис. 4, -г) (четвертая группа) характеризуется- обла­
стью низкого давления р умеренных и высоких широтах и кольцом
-повышенного давления в субтропической и тропической зоне.
Юго-восточнее Ньюфаундленда наблюдается наибольшее теплонакопление (26,4 ккал/см2мес) , что хорошо согласуется с увеличением
радиационного баланса и поступлением в этот район теплого воздуха
с юг.а. Наименьшее A Q встречается к юго-западу от/ Исландии
(2,0 ккал/см2мес) и объясняется, с одной стороны, притоком холодного
214
воздуха с севера, увеличивающим теплоотдачу через поверхность,
с другой — усилением Восточно-Гренландского течения.
Подтип Ei (рис. 4, д) (третья группа) етличается наличией по'
ниженного давления над северной частью Атлантического океана*
градиенты в циклоне невелики. Н а .юге слабо развит Азорский м а­
ксимум.
’
'
'
Расположение основных центров действия при подтипе Сз (седь*
мая группа) следующее: циклон над морем Бафф ина и южной Грен­
ландией, и зона повышенного давления, простирающаяся от Азорского
антициклона на север Европы.* Несмртря на некоторое различие в' рас­
положении полей давления, распределение AQ при этих подтипах
имеет много общих черт. И зо л и н и и ’изменения теплосодержания вы­
тянуты в северо-западном направлении. Наибольш ее теплонакопление
наблю дается в центральных районах и к востоку от Ньюфаундленда.
Основные отличия имеют место западнее Великобритании. При под­
типе Ei в восточной части Северной Атлантики поступает холодный
воздух с северо-запада и наблю даю тся отрицательные величины AQ
( — 1 , 3 к к а л / с м 2мес), а при С3 (рис. 4, е) . воздух с юга и AQ =
12,4 ккал/см2мес. Н а северо-востоке при подтипе С3 уменьшается интенсиознбсть Норвежского течения и наблю дается, приток холодного
воздуха с северо-востока, AQ = 2-,4 ккал/см2мес.
"
Весеннее распределение изменения теплосодержания имеет место
при подтипе Ё 5, который характеризуется обширной областью пони­
женного Давления над Северной Атлантикой с центром западнее Вели­
кобритании (рис. 5).
Изолинии AQ. на
западе и в
центральной части Северной
Атлантики" имеют широтное направление. Восточнее Ньюфаундленда
теплосодерж ания
при подтипах
г — W4; д — Еь е — С3
наблюдаются- отрицательные значения изменения теплосодержания
( —2,6 ккал/см2сбк). В этом районе с одной стороны, на теплую под­
стилающую поверхность поступают холодные воздушные массы с Грен­
ландии и возрастает теплоотдача через поверхность, с другой стороны,
при подтипе Е 5 возрастает интенсивность Л абрадорского течения. Н а
215
востоке и северо-востоке весной наблюдается теплонакопление в дея­
тельном слое, которое согласуется с поступлением в этот район теп­
лого воздуха с ю го-запада и усилением ветвей теплого течения.
Д ля осени наиболее характерными являю тся подтипы W5 и Q ,
которые в осенний период встречаются реже, чем зимой, но более
часто, чем в остальные сезоны.
В обоих случаях на район западнее Ньюфаундленда поступает
холодный воздух с северо-запада, увеличивается неустойчивость и воз-
Рис. 5. Весеннее распределение изменения теплосодержапия .
>
при пиЛиие t. 5 .
растает теплоотдача через поверхность. Л абрадорское течение при
этих подтипах усиливается и в этом районе наблю дается наибольшая
теплоотдача в деятельном слое ( — 15 ккал/см2м ес ). Н а северо-востоке
имеет место наименьшая теплоотдача в деятелъномслое (— 6 кка-л/см2мес,
■
— 8 ккал/см2мес) , хорошо объяснимая поступлением теплого, воз­
духа с ю го-запада и увеличением интенсивности Северо-Атлантиче­
ского течения.
‘
^
К ак следует из приведенного сопоставления, распределение изме­
нения теплосодержания хорошо согласуется с изменчивостью атмо­
сферной циркуляции и, следовательно, имеется возможность по рас­
пределению атмосферного давления и полученным типовым картам
AQ судить об изменчивости температурного режима деятельного слоя.
Однако типовые карты дают величины AQ средние за сезон, а для
практических целей иногда необходимо иметь изменение теплосодержа­
ния за каждый месяц, поэтому для всех сезонов по средним много­
летним данным был рассчитан поправочный , коэффициент. Эта по216
- '.
‘
Поправочные коэффициенты для расчета AQ за каждый месяц по средним сезонным значениям
i
Сезоны
месяцы .
квадраты
Зима
XII
Весна
I
II
.
- 220
219
218 ,
217
186 .
185
184
183
182
' 150
■ 149
148
147
146
115"
114
113
112
111
, по
'7 8
77
76
75
—0,21
— 0,15
-0 ,2 9
—0,08
—0,23
—
-0 ,5 5
0,11
—0,32
" -0 ,1 6
0,02.
- 0 ,3 0
0,21 . —0,33
0,23
—0,15
0,15
0,43
—0,64
—0,03
—0,21
—0,01
' . 0,06
0,06
0,58
0,-0
0,14
-0 ,0 9
—0,91
0,28
0,65
0,30
-0 ,4 2
0,25.
0,08
0,18
—0,54
0,18
—0,Е4Х
. 0,18х
' —0,80
—0,14
—1,14
—0,16
- 0 ,3 0
0,26
—0,15
, 0,32
III
IV
Лето
V
0,37
—6,90
5,90
1,50
0,39
—9,20
'7,58 .
1,57
-3 ,4 4
— 5,22
0,33
8;55
— 1,57 .
0,44
0,14
1,43
— 1,27
—0,72
0,47
2,02
0,02
—1,66
0,28
1,61
—0,49
—1,46
1,98
0,11
-40,90
—0,87
1,78
-0 ,0 8
—1,95
— 1,39
0,56
—0,59
—0,02
—0,69
0,72
0,66
. —0,62
—0,01
0,62
0,21
—2,61
0,51
2,10
- —о д з
—4,62
х 1,94
—0,87
2,6.4
-0 ,2 1
—0,04
1,30
0,88
1,03
0,61 1 —1,37
0,34
— 1,87
0,74
1,13
0,35
-1 ,9 2 х
—0,74х
0,17
2,63х
-1 ,9 2
—0,74
—0,27
2;63
—0,13
—0,23
0,36
+ 0,36
0,51
—0,54
0,36х
0,03
—2,00
1,50
0,43
0,93
—2,00х
1,50х
1,32
0,43х
— 1,75
0,22
1,94
0,05"
—0,31
0,11 ' . 0,17
- 0 ,1 7 ,
* Значения получены Путем интерполяции.
VI
VII
О срнь
VIII
0,19
— 0.21
0,18
1,04
— 0,69
— 0,33
1.35
- 1,35
0,0
0,10
■ 0,09х — 0,20
— 0,43
0,01
0,43
— 0,13
— 0,27
0,40
0,16
— 0,23
0,68
0,31
0,07
— 0,38
— 0,24
,-0 ,1 8
0,05
— 0,78
0,88
- 0 ,1 1
— 0,52
0.43
0,08
0,05
- 0 ,0 5
0,08
— 0. 8
— 0,08*
0,17
- 0 ,1 7
0,13
0,04
— 0,27
0,07
0,21
— А,15 - / 0,33 ; — 0,19
0,02
0,15 . — 0,17
0,07
— 0,13
0,06
— 0,59
— 0,27
0,83
— 0,53
0,22
0,32
0,43
—
0,27
— 0$7
0,48
0,05
0,43
0,10
0,10
_ 0,19
0,05
- 0 ,0 8
0,04
IX
0,62
0,70
1,34
1,57
0,70
0,48
0,44
1,07
1,68
- 0 ,6 1
0,67
3,60
1,19
1,19х
— 0,36
0,50
2,68
1.13
1,97
1,97х'
— 0,05
2.22
3,75
3,00 '
X
0,01
0,21
— 0,01
— 0,77
— 0,49
— 0.08
- 0 ,0 9
- — 0,05 .
0,02
— 0,20
1 - 0,27
— 1.16
0,61
0,61х
0.11
— 0,45
— 1,96
— 0,04
- 0,52
. 0,52х
0,13
1,22
2,33 •
— 0,05
XI
— 0,87
— 0;90
—.1.32
- 0 ,8 2
— 1,94
— 0,40
— 0,35
— 1,01
- 1,68
0,80
— 0,40
— 2,53
— 1,78
— 1,78х
0,23
— 0,05
0,69
, — 1,07
— 2,45
— 2,45х
- 0,07
— 3 45
— 6,00
— 2,90
правка вычислял асы следующим образом: сначала рассчитывались
отклонения изменения 'теплосодерж ания за месяц от среднего AQ, а
величина отношения отклонения к среднему сезонному AQ, взятая со
знаком отклонения, и будет' поправочным коэффициентом. Расчеты
, были сделаны л.ля десятиградусных квадратов Северной Атлантики
(нумерация взята из [3]) и представлены в табл. 2. Д л я получения ве­
личины, изменения теплосодержания за месяц, значение AQ, снятое с ти­
повых сезонных .карт, умножается на коэффициент Для соответствую­
щего месяца и квадрата и полученная поправка суммируется с AQ, взя­
тым с типовых карт.
v Помимо построения типовых карт была такж е сделана попытка рас­
смотреть ' как связаны между собой изменения атмрсферной циркуля­
ции и аномалий изменения теплосодержания. Д ля девяти кораблей
погоды были вычислены отклонения. • изменения, теплосодержания от
нормы за 13 лет (1951— 1963 гг.). Нормы AQ снимались со средних
многолетних карт. Д ля каждого подтипа ат,мосферной циркуляции
. были рассчитаны повторяемости положительных аномалий. Р езультаты ,
расчетов представлены в табл. 3. При различных подтипах атмосфер­
ной циркуляции были построены карты повторяемости положительных,
аномалий изменения теплосодержания в процентах.
В период охлаждения (осень, -зима) наиболее часто; встречаются
группы: вторая (W2 и Cj) и третья ( W 5 , We, Ej и Е3).
Д л я второй группы характерно преобладание положительных ано­
малий на севере рассматриваемого района, где наблюдается перенос
теплых, воздушных масс с юга и ю го-запада и уменьшение теплопотёрь
' через поверхность, а такж е усиление теплых течений, Северо-Атланти­
ческого и Ирмингера. Наименьшие величины повторяемости положи­
тельных аномалий встречаются, юго-восточнее Ньюфаундленда и хо­
рошо согласуются с выносом холодного воздуха с материка и -увели­
чением интенсивности Лабрадорского течения.
Подтипы W5 и We из третьей группы характеризуются наибольшими
величинами повторяемости положительных аномалий южнее Исландии
(80—90% ), в этом же районе наблю дается усиление ветвей , теплого
течения и поступления теплого воздуха с юго-востока. Южнее Нью­
фаундленда, где имеет место значительная теплоотдача через поверх­
ность, преобладают отрицательные аномалии.
1
• , При подтипе Ei положительные аномалии наиболее часто встре­
чаются в районе поступления теплых воздушных масс с юго-запа'да
. (восточнее Н ью ф аундленда), а отрицательны е— в южной части Н ор­
вежского моря, где йаблюдается поступление холодного воздуха с се­
веро-востока.
'
,
Д л я подтипа Е3 характерно распределение изолиний повторяемости,
аналогичное расположению изобар. Наибольшие величины повторяе­
мости положительных аномалий наблюдаются на севере, в районах по­
ступления теплых воздушных м асс, и увеличения интенсивности теплых
течений. К югу вероятность 'появления положительных аномалий
уменьшается и достигает 0—2 0 %- в районах наибольшей теплоотдачи
через поверхность (юго-восточнее Н ью фаундленда).
П ятая, шестая и седьмая группы наиболее часто встречаются,
в период нагревания (весна, лето).
•
Подтипы W3 ,и Сг характеризуются различным- распределением
изолиний повторяемости положительных аномалий. При W3 наиболее
часто положительные аномалии встречаются в восточной части Север­
ной Атлантики (до 100% ), где имеют место поступление прогретых
воздушных масс с юго-запада и ослабление холодного Канарского те­
чения. Н а севере преобладают отрицательные-аномалии, хорошо объя218
\
-
;
.
у
"
-
- .
Таблица
3
_
|
к. п. М.
—
+
ЧИ С Л О
случаев
Нг
—
к. п. J
ЧИ С Л О
случаев
+
—
к. п. К
вероятность
полож. аном., %
'
—
+
чи ;ло
случаев.
к. п. I
1
вероятность
i
полож, аном., % 1
+
ЧИСЛО
случаев
ч
к. п. Е
I
Д
вероятность •
полож. аном., %
—
+
ЧИ С Л О
случаев
к .'П .
вероятность
полож. аном., 96
ЧИСЛО "
случаев
I
вероятность
полож. аном,, 96
—
+
вероятность
полож. аном., %
Подтипы
число
случаев
к. п. €
вероятность
полож. аком„..%
к. п. В
к. n. A
число
случаев
+
—
'
л
г
£ °
и га
§ Я
-ш1 о
п
ЧИ СЛ О
случаев
+
1
вероятность
полож. аном., s?
|
Вероятность положительных аномалий при различных подтипах циркуляции
2
2
50
1
3
25
2
2
50
1
3
25
1
3
25
1
3
25
4
0
25
3
2
60
78
12
1
92
12
1
92
7
■ 6.
54
4
9
‘31
13
1
93
9
5
64
8
6
64
5
9
36
2
0
1
1
50
0
2
0
1
1
50
0
2
0-
0
2
0
1
0
100
2
0
100
0
2
0
2
0
1
1
50
1
1
50
1
1
50
•1
1
50
1
1
50
0
2
2
0
100
2
0
100
4
67
10
1
91
6
6
50
10
1
91
5
6
45
11
1
92
ю
3-
9
25
6
6
50
w6 ■A
3
50
4
1,
80
2:
3
40-.
4
- 1
80
1
4
20
5
1
83'
5
1
83
3
3
50
4
2
67
Ei
7
3
70
8
2
’ 80
• 6
5
' 55
6
4
60
3
7-
£0
5
6
45
4
6
40
5
6
45
4
7
36-
e2
1
5
17
2
4
33
2
4
33
4
3
57
1
5
17
0
6
0
'3
3
50
4
2
66
3
3
50
E3
3
0
100
4
0
100
3
1
75
1
3
25
1
3
25
4
О
1со
2
2
50 '
0
4
.0
4
1
. 80
e4
6
5
55
7
4
64
6
5
55
9
2
,82
6
5
55
4
7
36
4
7
36
4
7
36
5'
6
45
10
2
83
9'
2
82
8
3
73
8
2
80
8
4
67
12
0
100
3
9
25
- .5
7
42
3
.9
4 25
.14
8
64
18
4
82
11
11_ 50
13
8'
62
9
13
41
18
4
82
И1 11
50
6
16
27
10
12
45
g2
11
2
85
8
5
62
5
8
38
7
6
54
8
5
62 ■ 8.
5
62
3
10
2-3
11
2
85
7
6
c3
1
2
33
. 2
1-
67
1
Т
33
2
1
67
2
1
67
3
0
1
2
33
1
2
33
0
3
2 . 50
Wi
2
W,
11
3
W,
0
w 4
0
.w6
c,
'
-
0
,х
0-
2 . ■83
-
-
54
0
сняемые, усилением холодных течений, уменьшением притока тепла з а '
счет радиации, и выносом холодного воздуха с севера.
Для подтипа Сг характерно поступление теплого воздуха почти
на всю акваторию северной части. Атлантического океана, усиление
ветвей теплых течений и ослабление холодных. Соответственно, почти
на всей площади наблюдаются положительные аномалии, а наиболь­
шие величины повторяемости положительных аномалий- встречаются
восточнее Гренландии, и юго-западнее Великобритании.
При подтипах шестой группы холодный воздух поступает в районы
южнее Исландии и на северо-востоке преобладают отрицательные ано­
малии (10—35% ). Незначительное преобладание положительных ано­
малий при подтипе Е'г имеет место в центральной и восточной частях
Северной Атлантики,/ При подтипе Е4 максимальная повторяемость
. (82.%) наблю дается восточнее Ньюфаундленда, в' районе поступления
прогретых воздушных масс.
•
. Д ля седьмой группы характерно преобладание положительных
аномалий на западе (67—80% ) и постепенное уменьшение величин
повторяемости к северо-востоку (0—25% ), что хорошо согласуется
с поступлением прогретого воздуха на западе и охлажденного, на се­
веро-востоке.
Подтипы .Wi (первая группа) и W4 (четвертая группа) чаще встре­
чаются летом и осенью. Эти подтипы, относятся к разным группам, но
в расдределении изолиний повторяемости положительных аномалий
и^еют много общего. Отрицательные аномалии преобладают в цен­
тральной и северной частях Северной Атлантики, а положительные —
в юго-восточной части рассматриваемого района.
В отдельных случаях связь бывает выражена менее отчетливо, но
это можно объяснить влиянием местных условий.
В итоге можно отметить, что наблюдаемые при определенном
подтипе аномалии изменения теплосодержания хорошо отраж аю т и з -,
менения в характере атмосферной циркуляции. .
ЛИТЕРАТУРА
1. М. А. В а л е р и а н о в а . Повторяемость барических полей над Северной Атлан­
тикой. Тр. ЛГМИ, вып. 10, 196lJ
'
1
2. А. 'И . С м и р н о в а . О глубинах деятельного слоя Северной Атлантики. Л., Гидро- метеоиз.дат. Тр. ЛГМИ, вып. 24, 1967.
3. Основные черты гидро'логии Атлантического океана. Под ред. Муромцева, Л., Гид­
рометеоиздат, 1964.
4. Гидрометеорологический справочник Девисова Пролива. Л., Гидрометеоиздат, 1963.
5. Гидрометеорологический справочник по району Ньюфаундленда. Л., Гидрометеоиздат, 1964.
6. Л. К. С т р о к и н а, А. И. С м и р н о в а . Связь изменения теплосодержания дея­
тельного слоя с изменением температуры воды на поверхности. «Океанология»,
№ 3, 1969.
7. Zur KHmatologie des N ordatlantischen Ozeans Deutscher wetterdienst, Seewetteramt
Einzelveroffentlichungen, Nr 39, 1963;
8. Monthly climatic data for the world. Weather Bureau. 1961— 1965. .
о влиянии
ИСЛАНДСКОГО МИНИМУМА АТМОСФЕРНОГО ДАВЛЕНИЯ
НА ТЕЧЕНИЯ НОРВЕЖСКОГО МОРЯ
И. П. Карпова
Одной из основных причин изменчивости морских течений яв­
ляется изменение атмосферной циркуляции над рассматриваемым рай­
оном. Связь изменений атмосферной циркуляции и скорости чисто
дрейфового течения, естественно, долж на быть тесной, как между при­
чиной и вызванным ею следствием. Получаются достаточно хорошие
связи такж е меж ду изменениями градиентов атмосферного давления
и скоростей или расходов геострофических течений. В этом случае нет
непосредственной причинно-следственной связи, так как колебания
атмосферного давления прямого влияния на поле плотности морской
воды не оказывают. 'Обычно при, рассмотрении связей изменения ат­
мосферной циркуляции и расходов морской воды учитывается гра­
диент атмосферного давления непосредственно над изучаемым рай­
оном [1, 2,'3]. Н ам представляется, что такое сопоставление полностью
корректным будет лишь для дрейфовых потоков. Д ля характеристики
изменчивости градиентной или суммарной циркуляции более правиль­
ным . должен быть учет изменений поля атмосферного давления не
только-над небольшим конкретным районом, но и над близлежащими
районами, так как изменение расходов в нижнем сечении потока мо*жет быть вызвано изменением атмосферной циркуляции над его вер­
ховьем. Иллюстрацией к сказанному могут служить рассмотренные
здесь расчеты скоростей Норвежского течения и их связь с атмосфер­
ной циркуляцией над Северной Атлантикой.
По средним многолетним характеристикам атмосферного давления
и поля плотности воды Норвежского моря--были рассчитаны скорости
дрейфовых, градиентно-конвекционных и суммарных .течений [|41. Д ля
характеристики внутригодового хода скорости Норвежского течения
был выбран район с координатами: 64—65° с. ш. и 5—7° в. д. Д ля
каж дого месяца проведено осреднение скоростей по четырем точкям
сетки (расчет течений проведен по сетке с шагами, равными Г по ши­
роте и 2° по долготе). При определении связей меж ду скоростями те­
чений и характеристиками атмосферной инокуляции были использо­
ваны абсолютные величины скорости без учета изменений направления
в течение года. Выбор абсолютных значений скоростей течений, а не
их проекций обусловлен тем, что здесь рассматривается не изменение
расходов воды, тепла или солей на фиксированном разрезе, а связь
м еж ду колебаниями интенсивности атмосферной циркуляции и соот­
ветствующим увеличением или уменьшением скоростей поверхностных
221
течений. Причем в качестве характеристики атмосферной циркуляции
рассматривается ряд средних величин:, разности атмосферного давле­
ния между Норвегией и Исландией, значения атмосферного давления
в районе корабля погоды М и в центре Исландского минимума, ши­
рота и долгота центра Исландского минимума, градиенты атмосфер­
ного давления над северной частью Атлантического-океана. Исключая
первую и вторую величины, остальные не явЛяютсд пространственно
постоянными, а меняют свое положение в течение года (характери­
стики центра Исландского минимума атмосферного давления, гради­
енты атмосферного давления над Северной Атлантикой). Поэтому
находить связь между ними и жестко закрепленной по направлению
составляющей скорости течения на параллель или меридиан пред­
ставляется менее обоснованным по сравнению с использованием мо­
дуля скорости течения. Кроме того, в течение года осредненные гра­
диентно-конвекционные составляющие скорости практически м ало'
меняли свое, направление. В период максимальных значений скорости
направление течения составляло 23°, в период ослабления отмечен
поворот вправо до 52°, т. е. размах средних колебаний составлял 29°.
Направление суммарных скоростей Норвежского течения на поверхно­
сти изменялось от 49 до 79° в холодную половину года и от 28 до 64°
в теплый период. М аксимальный разм ах колебаний составил 50°. Д рей­
фовые составляющие скоростей течения в зимний период имели во­
сточное направление, в летние месяцы при малых абсолютных значе­
н и я х скоростей направление их менялось на юго-западное. Р азн о сть’
по модулю между величинами скорости дрейфового течения и их про­
екциями на параллель не превышала 0,3 см/сек: Поэтому выбор для
анализа 'абсолютной величины скорости дрейфового течения, а не ее
проекции не повлиял на расчеты в течение холодного периода, когда
скорости дрейфовых ■течений составляли 5— 11 см/сек, и являлся ме­
нее правомерным для летних месяцев с мая по август, когда скорости
дрейфовых течений уменьшались до 1 см/сек'.
В качестве характеристики интенсивности атмосферной циркуляции
надданны м районом была взята разность давлений .по 65° с. ш. от
точки пересечения, с побережьем Норвегии (Р н ) до берега о-ва И с­
ландия (Я Ис). Поскольку расстояние неизменно, то разность давлений
(АР — | Я н — Р Ис | ),. как характеристика атмосферной циркуляций, будет
совершенно аналогичной градиенту атмосферного давления вдоль вы­
бранной параллели, годовой ход которого в свою очередь подобен из­
менению полного значения градиента атмосферного давления над дан­
ным районом. Значения атмосферного давления снимались’ со средних
многолетних карт атмосферного давления для каж дого месяца [4].
Кривая изменения АР в течение года почти полностью повторяет кри­
вую 'изм енений дрейфовой составляющей скорости Норвежского те ч е ­
ния т»д. Коэффициент корреляции разности атмосферного * давления
между Норвегией и Исландией и дрейфовой составляющей скорости
Н орвеж ского течения Гар.» = 0 ,9 6 + 0,01*. .
Основным центром действия атмосферы над данным районом я в ­
ляется Исландский минимум и его ложбина, простирающаяся в севе­
ро-восточном направлении на центральную часть Норвежского моря
и частично на. Гренландское море., Изменение давления от месяца к
месяцу, по данным средних многолетних полей атмосферного д авле­
ния, происходит относительно плавно. Так, изменение давлений в
'
*) Все г рассчитаны при числе членов ряда, равном 12. В этом случае при
0,82 уровень значимости составляет 0,1%, при г > 0,71 уровень значимости сос- тавляет 1 % [5].
222
районе корабля погоды ,М “, который находится под влиянием севе­
ро-восточной ложбины Исландского минимума, аналогично изменениям
в ’ цёнтре Исландского минимума., (Корабль погоды „М “ расположен
•на 66° с. ш. и 2° в. д ., Начиная с 1948 г., на нем проводятся, регу­
лярные гидрометеорологические наблюдения). В среднем в районе
корабля погоды „М “ значения атмосферного, давления на 5,3 мб выше,
хчем в центре Исландского минимума. Коэффициент корреляции из­
менчивости атмосферного давления в' течение 12 месяцев среднего
года в центре Исландского минимума и в районе корабля погоды „М “
составляет грИс_ям =^ 0,97 ± 0,01.
■
Р и с . 1. Г о д о в о й х о д д р е й ф о в о й с о с т а в л я ю щ е й с к о р о с т и Н о р в е ж с к о г о т е ч е н и я
( у д ) , а т м о с ф е р н о г о д а в л е н и я в р а й о н е к о р а б л я п о г о д ы М (Ры) и р а з н о с т и
а т м о с ф е р н о го д а в л е н и я Н о р в е г и я — И с л а н д и я ( А / 3) .
Изменение дрейфовой составляющей скорости Норвежского тече­
ния и атмосферного давления в районе корабля погоды М представ­
лены на рис. 1. Минимальные скорости дрейфовых течений отмечены
в летний период, максимальные — в зимний; кривая изменений д авле­
ния имеет полностью обратный ход. Коэффициент корреляции дрейфо­
вой составляющей скорости Норвежского^ течения и изменения атмо­
сферного давлен и яв районе корабля погоды „М“ грм, г>д = —0 ,9 3 ± 0 ,03. ,
Интересно отметить, что качественно изменение давления примерно
на месяц опережает изменение скорости дрейфового течения. Так, м а­
ксимальное заполнение Исландского минимума в м ае—июне, сопрово­
ждаю щ ееся ростом давления в районе его северо-восточной ло^кбины
(наибольшие величины давления такж е имеют место в Мае—июне),
вы зы вает минимум скоростей' течения в мае— августе. Очень малые
изменения атмосферного давления от августа к сентябрю предшест­
вуют аналогичному поведению скоростей дрейфовых течений от сентя­
бря к октябрю. Наибольшее ..углубление Исландского минимума и р а з­
витие его ложбины имеют место в декабре—январе. Соответственно
этому в январе отмечен минимум скоростей дрейфовых течений.
И сследуя изменчивость течений в районе Фареро-Ш етландского
пролива, И. М. Соскин [1] нашел, что основной причиной изменения
является атмосферная циркуляция. В качестве показателя атмосферной
циркуляции автором был принят градиент атмосферного давления
223
над районом пролива. Получено, что коэффициент корреляции гради­
ента атмосферного давления и расходов Северо-Атлантического течег
ния не нйже 0.80. .
Хил и Ли [2] рассмотрели влияние ветра на перенос воды Запад­
но-Ш пицбергенским течением. Геострофические потоки рассчйтаны
динамическим методом от отсчетной/поверхности, равной 750 м, по
7 4 °2 Г с. ш . от о-ва М едвежий до 13° в д. Г1ри вычислении расходов
получен большой разброс. Авторы нашли связь расходов ЗападноШ пицбергенского течения (Q) и южной составляющей скорости в
районе ,о-ва М едвежий ( W ). Наибольший коэффициент корреляции
меж ду переносом воды в слое .0 — 50 м и W получен при сдвиге в
10 дней (ветер предш ествует переносу): r Q ^ — 0,562. Коэффициент
корреляции меж ду W и переносом воды чв слое- 0 — 400 м с таким
ж е сдвигом r Q w = 0 ,5 6 4 .
_
•
Подобную р а б о т у ; проделал А. Г. Кисляков [3]. Н а основании
гидрологических наблюдений по 74°30’ с. ш. на запад от о-ва Медцежий
проделан расчет течений динамическим методом от Г000 м. Рассмотрен
17-летний ряд наблюдений, причем большая часть съемок выполнена
в летние месяцы. Годовой ход мощности Западно-Ш пицбергенского
течения, по мнению автора, определяется изменением атмосферной
циркуляции над районом Западно-Ш шщбергенскогр течения, так как.
зимой воздушные потоки движутся в северном' направлении, способст­
вуя переносу водных масс, летом— в южном направлении. В качестве
индекса циркуляции А. Г. Кисляковым была взята разность атмосфер­
ного'давления между о-вом Медвежий и о-вом Ян-Ма-йен (АР1). При
сопоставлении А Р1. с мощностью Западно-Ш пицбергенского течения
(расход взят по 74°30’ с. ш. меж ду 7°00’— 15°55’ в. д.) оказалось, что
при Положительном значении разнрсти атмосферного давления расход
увеличивается, при отрицательном — уменьшается. Эта' зависимость
характеризуется коэффициентом корреляции 0,74.
По нашим расчетам, изменение градиентно-конвекционной состав­
ляющей скорости Н орвежского течения ( v r) в продолжение го д а ‘име­
ет тот же общий ход, что и дрейфовой составляющей, с максимумом
зимой и минимумом летом (рис. 2). Влияние атмосферной циркуляции
на градиентно-конвекционные течения можно представить следующим
образом. Изменения атмосферного давления и, следовательно, поля
ветра вызывают соответствующие изменения доля дрейфовых течений,
которые, в свою очередь, оказывают влияние на поле плотности мор­
ской воды и рельеф свободной поверхности моря, в результате чего
возникают так называемые вторичные ветрбвые течения, основную
часть которых в глубинных слоях составляет геострофическая цир­
куляция.
•
' .
Судя по уравнениям регрессии, полученным рядом авторов [1—3],
при отсутствии градиента атмосферного давления надданны м районом,
т. е. при АР = 0, существует остаточное течение, . которое вызвано
силами, лежащ ими за пределами рассматриваемого района. Д ля
Норвежского течения эта его остаточная часть долж на зависеть от
'потока атлантических вод, входящих через Фареро-Ш етландский про­
лив. Причины, вызывающие изменения этого потока, должны быть
связаны с океанической циркуляцией вод Северной Атлантики. Исходя
из того же положения, что основной причиной изменения морских
течений является атмосферная циркуляция, была сделана попытка
найти связь между скоростью Норвежского течения и характеристиками атмосферной циркуляции над Северной Атлантикой.
Основными центрами действия атмосферы, определяющими сред­
нюю картину атмосферной циркуляции над северной частью Атланти­
224-
ческого океана являю тся Исландский минимум и Азорский максимум.
-Причем участие их в создании средней картины атмосферной цирку­
ляции данного района, не равновелико. В последнее время вышли ра-,
боты Р. В. Абрамова, посвященные исследованию изменений гео гр а­
фического положения и глубины центра Исландского минимума атмо­
сферного д авл ен и я-[6, 7, 10]. И спользуя среднемесячные карты атмо­
сферного давления за период с 1899 по 1950 г., В. П. Карклин проделал
работу по. исследованию изменений географического положения и
глубины Азорского максимума атмосферного давления. В настоящей
работе использованы любезно предоставленные им материалы этого
исследования. Центры этих барических образований перемещаются
>Ч1С <Р„С Рисмб Vr см/сек
Р и с . 2. В н у т р и го д о в ы е и з м е н е н и я гр а д и е н т н о -к о н в е к ц и о н н о й с о с т а в л я ю щ е й с к о ­
р о с т и (vr) и с у м м а р н о й с к о р о с т и
(а-) Н о р в е ж с к о г о т е ч е н и я и м о р ф о м е т р и ч е с ­
к и х х а р а к т е р и с т и к ц е н т р а И с л а н д с к о го м и н и м у м а : а тм о с ф е р н о го д а в л е н и я ( Р Ис ) ,
ге о гр а ф и ч е с к о й ш и р о т ы (ф И с) и ге о гр а ф и ч о с к о й д о л го т ы (Я И с ) .
4
■■
V
в среднем в течение года по определенной траектории. Р. В. А бра­
мов называет траекторию движения Исландской депрессии эллипсом
сезонных миграций Северо-Атлантической депрессии. Подобным ж е эл­
липсом характеризую тся сезонные миграции центра Азорского макси­
муму. Причем оба барических образования перемещаются синхронно
по часовой стрелке и занимают в весенне-летний период крайнее югозападное положение, в осенне-зимний период — северо-восточное. Как
видно из средних многолетних д л я каждого месяца данных, И сланд­
ский минимум по сравнению с Азорским максимумом подвержен боль­
шим изменениям как по глубине, так и по своему географическому
положению центра. Так, разность долгот крайних положений центра
Исландского минимума составляет 34,0° (1700 км), разность ш ирот —
— 8,4° (900 км). Д л я Азорского максимума эти величины соответст­
венно составляют 15,7° (1500 к ц ) и 3,5° (400 км). Ещё больш ее раз­
личие имеет место в годовых ' амплитуда.х атмосферного давления:
для центра Исландского мйнимума, по средним многолетним месячным
значениям, Ртах — Ятш = 13 мб, для Азорского максимума — 4 мб. И з­
менения в течение среднего года широты Исландского минимума' <рИс
и А зорского максимума ^Аз (соответственно долготы ХИс и ^Аз) хорош о
, коррелирую тся м еж ду собой:
<рАз = 0,79 + 0,07,- а Исд Аз = 0,69 ±
± 0 ,1 0 . В изменениях атмосферного давления( в течение года связи не
обнаружено: грИс, рАз = 0,04, так как Исландская депрессия наиболее
15
За к. 2429
225
заполнена в летний период, минимум атмосферного давления падает
на зиму; у Азорского максимума четко выражены два максимума
(один зимой и второй летом, причем летний является наибольш им) и
два минимума в переходные периоды. Средний градиент атмосферного
давления на акватории м еж ду этими барическими образованиями име­
ет четко выраженный максимум зимой и минимум летом с небольшим
подъемом в июле. Д л я определения среднего градиента атмосферного
дгвления
м б/градj были вычислены разности давлений по их зн а­
чениям в центрах А зорского максимума и Исландского минимума:
А Р == Р кз — Я Ис ,и расстояние м еж ду центрами (АI в градусах) по фор­
муле [8].
.
cos S = sin cpj X sin <p2 -f cos f t X cos ®2 cos (X2 — Xj,
гд е -S — Д/ — ортодромия меж ду центрами барических систем; ^ и <р2
— географическая широта центров Азорского максимума и И сланд­
ского минимума соответственно; Xi и %2 — географическая долгота цент­
р о в А зорского максимума и Исландского минимума' соответственно.
Основную роль в образовании определенной величины -ду- игра­
ют изменения атмосферного давления в центре И сландского миниму­
ма: г
др =■ — 0,92 ± 0,03; г
др =
0,34 + 0,17, т. е. связь меж ду
Ис> - д Г
Я АЗ.
II
АР
4АР
-щ- и ^
гораздо более тесная, чем меж ду
и Р Аз. Х орош ая со­
гласованность изменений в течение года рассмотренного градиента ат­
мосферного давления и величины атмосферного давления в центре
Исландского минимума определила величину коэффициента корреляции
АР I
'
’
м еж ду -ду-'и скоростью Н орвеж ского течения.
В таблице приведены значения коэффициентов корреляции мем^ду
градиентно-конвекционной составляющей скорости Н орвеж ского течения, а такж е суммарным значением скорости (®с —
4“ v r)' и сле­
дующими характеристиками атмосферной циркуляции: изменениями ат­
мосферного давления, в центре И сландского минимума и в районе ко­
рабля погоды М, геогрфическими координатами центра Исландского
минимума, разностью атмосферного давления АР = |ЯН — Я Ис| и градидр
ентом атмосферного давления над Северной Атлантикой .-тт-.
Характеристики атмосферной циркуляции
Скорость
течения
vz
vc
,
■^Ис
—0,42
—0,95
.
—0,47
—0,94'"
«РИс
^Ис
0,69
0,43
—0,57
—0,76
АР
АР
А1
' 0,45
0,96
0,20
0,83
к р о м е то го , были подсчитаны коэффициенты1корреляции для с л у ­
чаев несинхронны х рядов характеристик атмосферной циркуляции
и скорости Н орвеж ского течения, т. е.' со сдвигами на 1, 2, 3, месяца
(изменение характеристик атмосферной циркуляции л редш еетвует из­
менению скоростей Н орвеж ского течения). Д л я градиетно-конвекционной составляю щ ей коэффициенты корреляции со всеми величинами,
исключая срис, при сдвиге уменьшились. Коэффициент корреляции
м еж ду г»г и у щ достигает наибольшей величины в случае сдвига на
один м есяц, тогда гсрис,
= 0,82 + 0,06. Подобная картина имеет место
226
и для ^с. Значение коэффициентов корреляции значительно уменьш а­
ются при несинхронных рядах для всех рассмотренных величин, кроме
географ ических координат центра И сландского минимума. Так, при
сдвиге на один месяц г<рИс, ^ = 0,78 ± 0,08; /'хИсос= — 0,71 + 0 ,1 0 ; при
сдвиге на два месяца лрИс) Vc = 0,87 + 0,05, а П Ис, Vc уж е заметно
уменьш илось.
.Всестороннее исследование географического полсркёния и глубины
Исландского минимума, проведенное Р. В. Абрамовым, показало то
огромное влияние, которое этот центр действия атмосферы оказывает
на циркуляцию вод Северной Атлантики, Норвежского, Гренландского,
Баренцева и других морей. «Исландский минимум фактически опреде­
ляет условия мореплавания! и морского промысла в наиболее часто по­
сещаемых судами районах Мирового океана» [10]. Среднему положе­
нию центра Исландской депрессии соответствуют следующие коорди­
наты: 62,6° с. ш. и 26,0° з. д. (это в 100 милях к юго-западу от
м. Рейкьянес, о-ва Исландия). Установлено, что изменение географиче­
ского положения депрессии и ее интенсивности взаимосвязаны. Смеще­
ние на север и запад сопровождается углублением Исландского ми­
нимума, смещение на юг и восток — заполнением.
.И зм енения морфометрйческих характеристик' Исландского мини­
мума (Рис, ?ис, ^ис) отражают основные черты и особенности цирку­
ляции атмосферы над Северным полуш арием в целом. Д л я проверки
этого полож ения Р. В. Абрамовым было выполнено сопоставление
основных .морфометрических характеристик Исландского минимума
с повторяемостью типов атмосферной циркуляции по Вангенгейму.
4 П олучено, что основные, типы циркуляции атмосферы в атлантикоевразийском секторе Северного полуш ария по сущ еству численно'
выражаю тся основными характеристиками Исландской депрессии: из­
менения широты центра связаны с 'повторяемостью западного типа/
циркуляции (W ), коэффициент корреляции г<рИс w = 0 ,8 3 + 0,03, изме­
нения долготы — с повторяемостью восточного4 типа’ циркуляции (Е)
А Ис, = 0,37 + 0,07; заполненность — с. повторяемостью меридионального
типа циркуляции (С) гРИс,с = 0,93 ± 0,01. Согласный ход Рис и С, <рис
и W и в меньшей мере ^ис и Е позволяю т полагать, что меж ду ф ор­
мами атмосферной циркуляции и морфометрией Исландского минимума
сущ ествует взаимосвязь, которая является следствием, тождественности
управляю щ их ими причин.
Качественно влияние морфометрии Исландского минимума на
течения Норвежского моря можно представить следующим образом.
Ш ирота центра Исландской депрессии является показателем ин­
тенсивности зонального переноса: при усилении зональной циркуляции
центр депрессии смещ ается на север и в этом случае наблюдается
углубление депрессии. В то же время при западном типе циркуляции
усиливается Азорский максимум [9]. В результате средний градиент
атмосферного давления над Северной Атлантикой увеличивается. При
смещений Исландского минимума на юг депрессия заполняется и гра­
диент атм осф ерного давлеия над Севтрной Атлантикой уменьш ается,
несмотря на сокращ ение расстояния меЖду центрами Азорского м ак­
симума Исландского минимума. Западный тип циркуляции атмосфе­
ры характеризуется аномальным развитием западно-восточных перено­
сов в средних широтах слеантичес^ого океана. В связи с этим усилен
приток атлантических, Пок западным берегам Европы и Фареро-Ш етландском у проливу, а. следовательно, долж но наблюдаться усиление’
Н орвеж ского течения. А оскольку интенсивность западного типа цир­
куляции атмосферы связана с изменением широты центра Исландского
е
15*
227
минимума, должна сущ ествовать полож ительная связь м еж ду ерИс и
скоростью Норвежского течения. Р. В. Абрамов в своей работе указы­
вает, что изм енение,географ ического полож ения Исландской депрес­
сии предш ествует изменению величины атмосферного давления в ее
центре. Этим, вероятно, можно объяснить-тот факт, что лучш ие коэф­
фициенты корреляции между скоростью Норвежского тёчения и ши­
ротой Исландского минимума ■получены при сдвиге на - 1—2 ме­
сяца.
Д ля восточного, типа циркуляции атмосферы характерна положи­
тельная аномалия давления б области Исландского минимума и отри­
цательная в районе Азорского максимума, т. е., в целом над Северной
Атлантикой градиент атмосферного давления уменьш ается; а, следо­
вательно, ослабляется и циркуляция вод., Повторяемость восточного
типа атмосферной циркуляции характеризуется изменением долготы
центра Исландской депрессии, а м еж ду ^-ис и скоростью Норвежского
теченця сущ ествует обратная связь.
При меридиональном типе циркуляции атмосферы, как и при вос­
точном, изобары расположены почти меридионально, но географиче­
ское положение гребней и ложбин противоположно тому, которое име­
ло место при форме Е. На месте Исландского минимума располагает­
ся гребень Азорского максимума, над Норвежским, Гренландским и
Баренцевым морями преобладают ветры северной четверти, следова­
тельно, скорость Норвежского течения долж на уменьш аться..Х од пов­
торяемости меридионального типа атмосферной циркуляции хорошо
согласуется с изменениями атмосферного давления в центре Исланд­
ского минимума, а изменение величин Рис и скорости Норвежского
течения характеризуются обратной связью (см. таблицу).
Влияние изменчивости глубины Исландского минимума атмосфер­
ного давления на средний годовой ход скоростей, Восточно-Исландско­
го и Западно-Ш пицбергенского течений характеризуется такж е доста­
точно высокими коэффициентами корреляции. Характерные значения
скоростей снимались в следующих районах: для Востбчно-Исландского течения на 63—64° с. ш. и 9° з. д., для Западно-Ш пицбергенского
течения на 7 6 —76° с. ш. ,и 9 — 11° в. д. [4]. Д ля средних многолетних
данных получено, что связь м еж ду Рис и скоростью Восточнб-Исландского течения (“t /) определяет) коэффициент корреляции г рИс»' =
= — 0,86 + 0,04; коэф фициент корреляции меж ду Р т и скоростью
Западно-Ш пицбергенского течения (■»'.') /> Ис, ■»'' = — 0,81 Ч: 0,06.
Таким образом, связь ..между характеристиками атмосферной цир­
куляции над Северной Атлантикой и поверхностной скоростью тече­
ний Н орвеж ского моря, по средним многолетним данным, характери­
зуется довольно высокими коэффициентами корреляции. Более тесная
связь скорости Н орвеж ского течения с изменением широты центра
Исландского минимума, чем с изменением ХИс, возможно, объясняется
тем, что исходный материал охватывал годы с конца прошлого века
до 60-х годов нынешнего, примерно половина которых приходилась
на период преобладания западной формы' циркуляции атмосферы, ха-,
рактеризую щ ейся изменениями широты Исландского минимума.
Возмйжно, что связи, получились бы более тесными для г>г, если
бы в качестве характеристики течений-бы ла взята не скорость теч е­
ния на поверхности, а полный расход, так как изменение атмосферной
циркуляции сказывается не только на изменении абсолютного значе­
ния скорости течения, но-и на величине объема воды, попавшего под
влияние этих изменений. В частности, должны; изменяться боковые
-границы и глубина распространения ветровых течений.
228
ЛИТЕРАТУРА
1. И. М. С о с к и н . Колебания интенсивности Северо-Атлантического течения в рай­
оне Фареро-Шетландского пролива. Тр. ГОИНАа, вып.
91, 1967.
ч
2. Н. W. H i l l , A. J. L e e . The effect of wind on watef- transport in the region
, of the Bear Island fishery. Proceed. Roy. Soc, B, N 148,
N 930, 1958.
3. А. Г; К и с л я к о в . Колебания режима Шпицбергенского течения. Сб. «Советские
рыбохозяйственные' исследования в морях Европейского Севера».-М., ВНИРО —
ПИНРО, I960.'
4. И. П. К а р п о в а . Поверхностные течения и вертикальная компонента скорости
в ,Норвежском и Гренландском морях. Автореф. канд. дисс., JL, 1968.'
5. К. Б р у к с , Н. К а р у з е р с . Применение статистических методов в метеорологии.
Л., Гидрометеоиздат, 1963.,
6. Р. В. А б р а м о в . Многолетние и сезонные изменения географического положения
Исландского минимума атмосферного давления. Йзв. ВГО, т. 98, № 4, 1966.
7. Р. В. А б р а м ов. Вычисление основных статистических средних положения и глу­
бины Исландской атмосферной депрессии. Тр. АтлантНИРО, вып. - XVII, 1966.
8. Г. П. П о п е к и , Е. П. С о л о м а т и н . Курс кораблевождения, т. I. Навигация.
Л., 1961.
9. Г. Я. В-а н г е « г е й м. О колебаниях атмосферной циркуляции над северным полу-.
шарием. Изв. АН СССР, сер. географ, и геофиз., т. X, № 5, 1946.
10. Р. В. А б р а м о в . Многолетние и сезонные изменения положения и глубины цен­
тра Исландского минимума„атмосферного' давления в эпоху 1891— 1892 гг. и их
предполагаемые причины. Автореф. канд: дисс., Л., 1966;
,
МЕТОДЫ НАТУРНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ,, ПРИБОРЫ
ПРИМЕНЕНИЕ ИСКУССТВЕННЫХ СПУТНИКОВ ЗЕМЛИ
ДЛЯ ОКЕАНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
)
А. В: Проворкин, Г. Р. Рехтзамер
Введение
Создание и запуск в космос искусственных спутников Земли (ИСЗ)
не только открывают неограниченные возможности для исследования
макропроцессов, происходящих в атмосфере, но и даю т возможность
применения их для исследования морей и океанов. Из большого коли­
чества” различных по назначению искусственных спутников Земли наи­
больший интерес для изучения морей и океанов имеют метеорологи­
ческие спутники, которые уж е в настоящее время фотографируют
почти одновременна всю поверхность земного ш ара и дают возмож­
ность получить целый комплекс метеорологических данных для уста-^
новления закономерностей, происходящих в. атмосфере, а такж е уточ­
нять данные для составления сийоптических прогнозов. Поскольку
физические, процессы, имеющие место в мировом океане, неразрывно
связаны и находятся в зависимости от процессов, происходящих в ат­
мосфере и особенно в ее приводном слое| то становится ясным, что,
кроме фотографирования поверхности воды и льда, метеорологиче­
ские спутники Земли дают возможность исследовать и физические яв­
ления, происходящие в морях и океанах, и установить их связь с про­
цессами, .происходящими в атмосфере.
Эти обстоятельства и позволяют утверждать,' что из искусствен­
ных спутнков Земли, запущенных в настоящий момент для изуче­
ния мирового океана (из-за отсутствия специальных океанологиче­
ских И С З), наиболее отвечают требованиям при океанологических
исследованиях метеорологические искусственные спутники Земли, тем
более,, что такое их использование не связано ни с какими дополни­
тельными затратами.
Необходимость применения искусственных спутников в океано­
логии объясняется тем, что до настоящего времени океанологи распо­
лагаю т сравнительно небольшими фактическими данными и при этом
чаще всего разрозненными" наблюдениями над различными гидроло­
гическими элементами, что, естественно, очень затрудняет исследова­
ние процессов и выявление закономерностей, происходящих в миро­
вом океане. Искусственные спутники дадут возможность во много раз
увеличить объем и качество информации, а такж е получать синхронные
сведения для изучения физических явлений в морях и океанах. Но не­
сомненно и то, что хорошие результаты могут дать только комплексные
исследования с применением всех имеющихся в наличии средств наблю­
дения с использованием современного математического аппарата.
230
Основной задачей настоящей статьи является дать короткую ин­
формацию о метеорологических спутниках Земли, запущенных в США
и СССР, а такж е п оказать возможность их применения и перспективу
использования для исследования морей и океанов.
Краткие сведения о метеорологических спутниках Земли
В течение шести лет, начиная с 1960 г., в США были запущены
на орбиту искусственные спутники земли серии «Тайрос», «Нймбус» и
и «Эссо», а в 1966 г. в СССР выведен на орбиту метеорологический
спутник «Космос-122». Основной задачей этих И СЗ является исследо­
вание облачного покрова Земли и радиационные измерения системы
зем ная поверхность — атмосфера. Каж ды й из спутников имеет свою
орбиту, период, обращения и аппаратуру для производства научных
наблюдений. В табл. .1 представлены основные технические сведения
о каждом из метеорологических спутников Земли.
Все искусственные спутники серии «Тайрос», за исключением «Тай­
рос-IX» и «Тайрос-Х», представляют собой восемнадцатиугольную плат­
ф орму диаметром 107 см и высотой от 48 до 56 см, по бокам которых
располагаю тся 920 солнечных элементов для подзарядки никелево-кад­
миевых аккумуляторов [1,2]. Д л я контроля за выполнением заданных
программ полета и работы спутники «Тайрос» имеют:
системы динамического контроля для проверки и коррекции на­
правления оси вращения спутника;
программное устройство для включения и отключения аппаратуры,
в '; том числе и включения тормозных ракет;
7 j систему траекторных измерений, позволяющих передавать инфорv ManHK> и включать в работу передатчики-маяки, по которым наземные
станции слежения ведут' наблюдения за изменением орбиты спутника;
приборы ориентирования, по которым определяются координаты
спутника относительно Солнца и Земли;
систему питания, состоящую из никелево-кадмиевых аккумулято­
ров и солнечных батарей;
научную аппаратуру, в которую входят телевизионные камеры
и приборы . для измерения уходящей радиации.
Спутники «Тайрос-IX» и «Тайрос-Х» выведены на. орбиту, близкую
к полярной, благодаря чему телевизионные камеры в течение дня фото­
графирую т все освещенное Солнцем полушарие Земли. Плоскость ор­
биты спутников поворачивает синхронно с обращением Земли вокруг
Солнца и всегда располож ена по направлению Земля-Солнце. Такие
условия создают наилучшую .освещенность для фотографирования по­
верхности Земли в продолжение всего года. Спутник «Тайрос-IX» 'яв­
ляется первым образцом серии из шести метеорологических спутников
системы TOS (Tiros O perational S a te llite s ), которая предусматривала
получение карт облачности всей планеты четыре раза в сутки. С 1966 г.
осуществление программы TOS продолжили спутники «Эссо».
Метеорологические спутники «Нимбус» представляют собой ста­
билизированную по трем осям относительно Земли платформу диамет­
ром 1,52 м и высотой 3,05 м. П латф орм а состоит из двух контейнеров.
В верхнем расположены системы стабилизации и панели солнечных
элементов, в нижнем — усовершенствованные телевизионные камеры
и два радиометра.
_
■ 1
М етеорологические спутники «Эссо» и спутники типа «Тайрос» обо­
рудованы телевизионной системой APTS с. непрерывной передачей изо­
бражения каждые шесть минут. М асш таб телевизионных снимков 1 :2 5 0 0 0 0 0 . Снимки плановые размером 10 X Ю см («Эссо-П»),
231
V
•
\
Таблица 1
Метеорологические искусственные спутники Земли
Название
спутника
Дата
запуска
Продолжи­
тельность
работы
Высота
перигея,
- км
Тайрос I
Тайрос II
1 IV 1960 г.
23 И 1960 г.
• до
14 VI 1960 г.
14 IX 1961 г.
.589,8
-622,7
Тайрос
Тайрос
' Тайрос
Тайрос
Тайрос
III
IV
V
VI
VII
12 VII 1961 г.
8 II 1962 г.
19 VI 1962 г.
18 IX 1962 > .
19 VI 1963 г"
' '
—
—
V 1963' г.
18 X 1963 г.
—
Талрос VIII 21 XII 1963 г.
Никбус А
4'
Тайрос IX
28 VIII 1964 г.
- 22 I 1965 г.
Тайрос X
Эссо
1 VII 1965 г.
3 II 1966 г.
Нимбус В
V 1966г.
Эссо-2
Космос-122
28 II' 1966 г.
25 VI 1966 г.
23 IX. 1964 г.
На орбите
”
V
„
»
Тип ракеты
носителя
Научная аппаратура .
Тор-Энбл II
Тор-Дельта-
Две телекамеры
Две телекамеры, два при­
ёмника уходящей радиа­
ции
>»
„
Две телекамеры
„
Две телекамеры, радио­
метры
Две телекамеры, новая
автоматическая система
передачи изобар3 системы телекамер, си"стема APTS
Две телекамеры, два ра­
диометра, {.адиометры
' 48°36
48°53
99,19
98,27
123
-127
741,7
709,9
589,5
684,3
6 2 1 ,2 ; -
814,8
844,4
97-1,7
711,3
649,2
47°53
48°30
58°10
58°32
58°23
100,42
100,40
100,47 .
98,73
97,42
129
124
130
128
135
»
„
„'
701,6
754,8
58°50
99,35
140
”
490
925
81°
98,3
350
701,0
2 579
839,2
841
'
Тор-Б
96о40
119,1 " .
155 ' Тор-Дельта
98°64
9,°9
100,78
100,2
—
130
108
300
113,5
97,1
130
1104
1 178
100°35
1 380
625
1 390:
625
78°6
65° '
„
»
„
—
-
\
Эссо-3
1
-ч
3 X 1966 г.
”
Т
.
Вес
кг
749,6
728,9-
752,1
697
„
Угол
Период
наклона обраще­
ния,
орбиты к
экватору
мин.
Высота
апогея
км
_
Две телекамеры, радио­
метры
Системы A p t s и a u c s
радиометры
Система APTS
Две телекамеры, два ска­
нирующих радиометра^
один не’с канирующий
Система АРТ5
Количество
переданных
снимков ■
22 952
36156
— 32 59-3
58 226
- 66 674
95 573
66 444
27 000
38 060 за4 3 месяца
—
_
--
_
-
,
Советский метеорологический искусственный спутник Земли «Кос­
мос-122» запущен 25 июня 1966 г. на круговую орбиту с углом наклона
к экватору 65° [3]. «Космос-122» представляет собой -цилиндрический
контейнер с двумя панелями солнечных батарей. В верхней части кон­
тейнера расположен энергетический отсек, в нижней части — прибор­
ный. Н аучная аппаратура состоит из. двух телевизионных камер- и ин­
ф ракрасной аппаратуры. Одна телевизионная кам ера снимает левую
сторону по направлению движения спутника, а другая — правую. По.лоса захвата имеет ширину порядка J000 км. Разреш аю щ ая способ­
ность камер 1.25 км.
'
ч
И нф ракрасная аппаратура представлена тремя радиометрами:
1. Радиометром, обеспечивающим измерения в интервале «окон
прозрачности атмосферы» (3,5—4",1 и 8— 12 мк) для съемки облачности
на теневой.стороне Земли. Этот радиометр сканирует в плоскости, пер­
пендикулярной плоскости орбиты, поверхность Земли в пределах ± 40°
от надира, обеспечивая непрерывное просматривание полосы местности
шириной 1100 км. Угол зрения прибора ± 1,5° Разреш аю щ ая способ­
ность 15 км.
'
у
2. Узкоспекторным сканирующим радиометром для актинометри­
ческих измерений, работающим в интервале 0,3—3, 3—30, .8— 12 мк
с углом зрения 5°, что при заданных условиях в данный момент д ает
возможность - захватить площ адь на поверхности Земли, равную
50X 50 км. .
3. Ш ирокополостным несканирующим радиометром с углом зрения
180° и обеспечивающим измерения в интервалах 0,3— 3, 3—30 мк.
Спутник «Космос-122» д ает возможность производить автоматиче­
скую привязку фотографий. М асштаб снимков с нанесенной на них сет­
кой координат в проекции М еркатора равен 1:7 500 000.
I
Некоторые результаты океанологических исследований ,
с искусственных спутников Земли
Одной из важнейших зад ач современной океанологии является уве­
личение объема и качества информации и физических явлениях и про­
цессах, происходящих в Мировом океане. Искусственные спутники
Зе_мли, оснащенные телевизионной аппаратурой й радиометрами, дают
возможность уж е-в настоящее время несколько восполнить этот пробел
и осуществлять кбмплексные исследования некоторых вопросов, связан­
ных с гидрологическим режимом. Следует заметить, что ввиду боль­
шого расстояния между приемной аппаратурой, установленной на спут­
нике, и изучаемой поверхностью морей, получаются обобщенные сведе­
ния, которые позволяют исследовать только макропроцессы. Это обстоя­
тельство безусловно является недостатком'применения И С З, хотя одно­
временно с этим появляется возможность синхронного исследования ог­
ромной акватории, что невозможно осуществить никакими другими спо­
собами.
'
З а пять лет существования искусственные спутнику Земли проде­
лали большую работу. Н е касаясь вопросов метеорологического харак­
тера, которые освещены довольно подробно в соответствующей литера­
туре зарубежными и советскими учеными, коротко остановимся на том,
что сделано в области океанологии.
Карты облачности, полученные при помощи спутников «Тайрос-1»
и «Тайрос-П», дали возможность американским ученым установить си­
стемы облачности, характерные для циклонического поля давления над
океаном, и позволили успёшно применить эти данные для составления
штормовых предупреждений на морях и океанах, а в дальнейшем ис­
233
пользовать эти материалы и для прогнозов погоды над Атлантическим,
Тихим и Индийским’океанами. Н а основании информации, полученной
от метеорологических спутников, Бюро погоды США опубликовало и р а ­
зослало 2100 бюллетеней со штормовыми предупреждениями, которые
зафиксировали более, 160 ураганов, тайфунов и тропических штормовТаким образом, в результате обработки материалов, полученных с ме­
теорологических спутников США, появилось огромное количество уни­
кальных данных об облачности и режиме радиационного излучения н а­
шей планеты, которые с больш им 'успехом используются в настоящее
время метеорологами многих стран [4—8].
Специальные океанологические исследования с помощью искусствен­
ных спутников в США не производились, исключением являю тся ледо­
вые наблюдения [9, 10]. ,
При анализе первых снимков, полученных с «Тайрос-I», выяснилось,
что часть снимков, при отсутствии на них облачности, может быгь ис­
пользована для исследования ледового покрова. В связи с этим с ап­
реля 1960 г. Л аборатория метеорологических спутников Бюро погоды
и Военно-морское гидрографическое управление США начали проводить
совместные исследования с целью определения возможности использо­
вания для ледовых разведок спутников «Тайрос». Д ля проведения экс­
перимента был выбран залив Св. Л аврентия. Согласно разработанной
программе в этом районе проводились синхронные наблюдения за со­
стоянием ледового покрова с помощью метеорологических спутников
«Тайрос-I» и «Тайрос-П», аэрофотосъемки, визуальной ледовой раз­
ведки с использованием данных срочных наблюдений, осуществляемых
метеорологической службой Канады.
Проведенные экспериментальные исЬледования показали ,что ледо­
вая разведка со спутников имеет большие перспективы. Было получено
значительное количество телеснимков ледовой обстановки, которые
удовлетворительно совпадали с данными аэросъемки льдов и визуаль­
ных авианаблюдений- К ак выяснилось, основным недостатком телесним­
ков льдов со спутника является облачность и м алая разреш аю щ ая спо­
собность телевизионных камер, которая не позволяла дешифрировать
средние и малые ледовые объекты. Подобные работы продолжались и
в 1961 г. В 1962 г. сразу после запуска спутника «Тайрос-IV» было сде­
лано 26 вылетов на ледовую авиаразведку в заливе Св. Лаврентия и
у восточного побережья Нью-Фаундленда, т. е. в районе полета спут­
ника. С самолета-производились аэросъемочные, визуальные, и радио­
локационные'наблю дения надо льдами на высотах от 450 до 12300 м.
Кроме того, для анализа материалов были привлечены метеорологиче­
ские данные и судовые наблюдения. Несмотря на то, что облачность
значительно затруднила полеты самолетов и ограничивала съемку ледо­
вого покрова при полетах спутника, полученные результаты оцени­
ваю тся американскими учеными как весьма ПолезныеВ начале"!964 г. телеснимки с искусственных спутников «Тайрос-VII»
и <<Тайрос-УШ» были применены для прослеживания вскрытия льда в
заливе Большой Л ейк (р-н залива Св. Л аврентия). В августе и сентябре
этого ж е года снимки спутников «Тайрос-VII», «Тайрос-VUI» и «Нимбус А» послужили основой для первого экспериментального прогноза л е­
довой обстановки для судов, плавающ их в Гудзоновом и Лабрадорском
заливах. С помощью спутника «Нимбус А» впервые были получены хо­
рошего качества телеснимки Арктики и Антарктики,.в частности пако­
вых льдов у побережья Гренландии. Н а некоторых снимках по длине
.тени определялась высота шельфовых льдов и айсбергов. После запуска
искусственных спутников «Тайрос IX», «Тайрос-Х»/'и спутников «Эссо»
данные ледовой обстановки для районов Арктики и Антарктики стали
234
.
'
V
регулярно поступать в Бюро погоды США и Канады. Следует отметить,
что низкая разреш аю щ ая способность телекамер системы APTS спут­
ников «Эссо» не дает возможности получать высококачественные снимки
льдов.
К сожалению, этими результатами и ограничиваются океанологи­
ческие исследования, произведенные американскими учеными с помо­
щью метёрологических спутников Земли.
Перспективы исследования Мирового океана
с помощью метеорологических спутников Земли
Возможность получения новых более точных и более подробных
данных различных физических явлений хв первую очередь зависит от
создания более совершенной аппаратуры и приборов,'находящ ихся на
спутниках, которые позволят не только улучшить качество наблюдений,
проводимых в настоящее время, но и увеличить их.‘разнообразие, т. е.
фиксировать те физические явления и процессы, которые были до сих
пор практически недоступны. Не останавливаясь на вопросах, связан­
ных с далеким будущим, рассмотрим некоторые ближайшие перспек­
тивы исследований М ирового океана с помощью метеорологических
спутников.. *
Одной из основных причин, н'е- позволяющих получить4^достаточно
подробную информацию, являемся небольшая разреш аю щ ая способ­
ность телевизионной аппаратуры и мелкий масштаб изображения. П о­
этому основной задачей в этой области является повышение разреш а­
ющей способности телевизионных камер или увеличение масш таба
съемки. Это можно осуществить увеличением числа строк разлож ения
или применением съемки несколькими камерами с узкоугол.ьными объ­
ективами, которые дают большее разрешение. Такие системы уже р а з­
работаны в наземном" варианте, а такж е для некоторых .съемок из
■ космоса.
Увеличение разрешаю щей способности телевизионных снимков, пот
лучаемых с помощью усоверщенствованнных телевизионных космиче­
ских систем типа APTS и AVCS, -обеспечит надежной информацией
все наземные станции.
Другими очень важными приборами, установленными на искусст­
венных спутниках Земли, являю тся различные системы радиометров
для измерения радиации. Усовершенствование этих приборов должно
идти по пути увеличения точности измерения уходящей радиации в у з­
ких интервалах как в «окнах прозрачности атмосферы», так и в зонах,
соответствующих излучению различных компонентов атмосферы. Это
позволит более детально Изучить строение атмосферы над океаном,
с большей степенью точности определить радиационный баланс системы
земная поверхность — атмосфера и, кроме того, даст возможность из­
мерять одновременно на большой акватории температуру поверхности
воды океана.
И з рисунка I можно видеть, что изучение уходящего излучения
водной поверхности следует вести в так называемых «окнах прозрач­
ности атмосферы» и при этом наиболее выгодным является интервал
шириной порядка 0,1 \мк в зоне волн длиной 11 мк, где отсутствует по­
глощение атмосферы. Однако такие измерения в настоящее время не­
возможны из-за недостаточной чувствительности радиометров, поэтому
до настоящего времени используется, несмотря на значительные иска­
жения атмосферой собственного излучения поверхности Земли, «окно
прозрачности атмосферы» в районе 8— 12 мк. Использование этой об­
ласти д ля получения тепературы , земной поверхности может быть
23.5
осуществлено только при выделении зон поглощения различных компо­
нентов*-атмосферы в даном интервале, т. е.' водяного пара, озона и
углекислого газа. Первичным материалом для определения температуры
с ИСЗ должны являться тепловые карты, а такж е карты распределения
«водяного пара», углекислого газа и озона атмосферы и земной по­
верхности с разреш аю щ ей способностью порядка 1 км. Чтобы получить
«тепловые» фотографии, необходимо иметь- узкополосные интерферен­
ционные' фильтры - и передающую телевизионную трубку, чувстви­
тельную к инфракрасным лучам. В настоящее время в СССР и США ,
уже созданы подобные трубки, чувствительные к инфракрасной части
спектра (И С З «Космос-122» и «Нимбус-С»), .Н априм ер, на спутнике
«Нимбус-Q» установлен семиканальвый радиометр средней разреш аю ­
щей способности, работающий в.и н тервалах излучения водяного пара
(6,5—7 мк), «окна прозрачности атмосферы» (10— 11 ж/с), углекислого
Спектр поглощения атмосферы ча уровне' земной по­
верхности (а) и на высоте 11 км (б).
газа (14— 16 м к), интегрального теплового излучения (7— 10 м к) и
интегральной коротковолновой радиации (0,2—0,4 м к). Кроме того,
на спутнике «Нимбус-Д» предполагают установить интерференционный
спектрометр, работающий в зоне 5—-20 ж и дающий возможность изме­
рить не только весь спектр излучения, но и определять вертикальный
профиль температуры от приемника до поверхности Земли или До верх­
ней границы облачности. Такая аппаратура, по всей вероятности, позво­
лит получить очень важные и ценные данные для изучения тепловогсГ ба­
ланса температуры: поверхности воды морей и океанов, а такж е создаст
возможности для исследования закономерностей взаимодействия океана
и атмосферы/
.
.
Решение этих вопросов даст возможность, по данным уходящей
радиации производить детальные исследования теплового баланса ат­
мосферы над океаном, что создает условия для дальнейшего совершен­
ствования .глобальных численных методов расчета тецлового баланса
по данным метеорологических спутников. Кроме того, имея измерения
температуры поверхности океана и данные о тепловом балансе ёго
поверхности, представляется возможным разработать методы исследо­
вания теплового режима Мирового океана, а именно: прихода—расхода
тепла поверхности, определение теплосодержания, расчета тепловой
конвекции и даж е в дальнейшем глубин залеганйя термоклина и получе­
ния вертикальных профилей температуры воды.
Уже в настоящее время имеются предпосылки для изучения распределенйя по поверхности теплых и холодных течений, а такж е
водных масс, которые легко различаются по цвету и тону воды. Эти
положения убедительно доказываются фотографиями и визуальными
наблюдениями как советских, так и американских космонавтов.
236
,
Больш ие перспективы открываются для исследования ледового по­
крова, ледового режима и ледовых прогнозов морей и океанов по тем
м атериалам , которые дают метеорологические спутники. Д л я этого не­
обходимо разработать методы дешифрирования возрастных форм ледо­
вых образований, выделения облачности и снегового покрова,-а такж е
получить возможность с помощью более совершенных, радиометров
с большей разреш аю щ ей способностью производить съемки льдов на
неосвещенной стороне Земли.
Кроме того, очень важным представляется создание радиолокаци­
онного высотометра, проект которого рассм атривался на океанографи­
ческой конференции в Океанографическом институте Вудс-Холл Массачузетс [11]. Такой высотометр дает возможность измерять высоты
спутника с точностью до нескольких футов в любой момент времени.
Это д ает возможность определить с большей степенью точности м ас­
ш табы снимаемых объектов, а такж е измерить, высоты ледовых образо­
ваний больших масштабов. Высказываются предположения, что впо­
следствии с помощью приборов подобного типа можно будет вести
измерение уровня, изучение приливных явлений и д аж е волнения моря.
В.
настоящее время Мировой службой погоды при ООН разрабаты ­
ваю тся планы глобальных исследований атмосферы и океана с помощ ью '
искусственных спутников Земли, которые предусматриваю т создание
сети спутников, позволяющих в каждый данный момент получать все
сведения о погодных условиях в любой точке.земного ш ара. Эта си­
стема долж на работать синхронно с сетью автоматических буйковых
станций, стоящих на якоре. Таким образом достигается, 1во-первых,
привязка спутников, а, во-вторых, производится корректировка данных
гидрометеорологических элементов, поскольку эти сведения будут
ступать сначала на спутники, а отсюда передаваться вместе с собствен- ной информацией в Мировые центры цогоДы — Москву, Вашингтон и
М ельбурн, где долж на производиться их обработка на ЭВМ. Такая
глобальная система службы погоды безусловно создаст вЬе возможно­
сти д л я более широкого развития- гидрометеорологических наук. П ро­
образом такой глобальной системы является действующая сейчас амери­
канская система TOS, передаю щ ая информацию по всему земндму
ш ару один раз в сутки.
Н о наряду с созданием глобальной системы службы погоды очень
большие перспективы, с нашей точки зрения, представляет создание
космических лабораторий с учеными на борту. При этом очень важным
фактором будет являться то обстоятельство, что наблю датель может
вы брать наиболее интересный объект для наблюдения и сможет кон­
тролировать работу аппаратуры, находящейся на космическом корабле.
Уже первые полеты советских и американских космонавтов убедительно
показали всю целесообразность метеорологических космических н а­
блюдений.
■
. ,
_
■
I
п о ­
ЛИТЕРАТУРА
'
,
.
'
1. К- Я. К о н д р а т ь е в . Метеорологические спутники. М., И Л ; 1963.
2. Ракеты-носители, спутники и космические летательные аппараты США (по мате. риалам иностранной печати). М., ИЛ, 1964, - '
v
3. Г. Г о л ы ш е в , И. А н д р о н о в . Спутник служит метеорологии. «Правда», 21
августа .1966 г.
4. «Ракеты и искусственные спутники в метеорологии», перевод с английского под ре­
дакцией М. С. Малкевича. М., ИЛ, 1963.
5. Ракетная и спутниковая метеорология. . Тр. Первого международного симпозиума
по ракетной и спутниковой метеорологии. Вашингтон 23—25 апреля 1962 г.
И здано КОСПАР, ВМО и МГГС. ГИТТЛ, 1964. '
. 6. R. Н. A l e x a n d e r . Geograph D ata from Space. Professional Geogr. rather vol. 16,
November, 1964.
■
'
.
237
7. I. В. B i r d , М. С. С h о v п, А. М о г i s o п. World Atlas of photography from
Tiros Satellites 1 — IV. National Aeronautics and Space Administration Cont­
ractor Rep. 98. Washington D. G. September, 1964.
■
8. Extraordinary Photograph Shows Earth Pabl to pole. National Geographic. February,
1965.
9. Oceanography from Space 1965. Proc. of the conference of the Feosibility of Conducting
Oceanography Exploration from aircraft M annedorbitae and Lunnar Laboratories.
, Held of Wo o d s — Hall M assachusetts 24—28 VII I 1964.
10. Segmud F r i t z . «Pictures from meteorological Satellites and their Interpretation»
•Space Science vol. Ill, N 4, November, 1964.
11. M eteorological satellites and soundings rockets. NASA. W ashington U. S. Govt Print
office, 1965.
I
12. C. L. B r i s t e r a , W. M. C a l l i c o t t . Meteorological products from Digrtired
Satellite vidicon cloud pictures. Meteorological Satellite laboratory Report 26
U. S. Dep. Comm. Weather Bureau.
13.. H. C r a n e . The Role of Satellites in Oceanography. Proceedings II. W arshawa, 1964.
14. W. N o r d b e r g , W. R. В a n d e e n, B. Y. G . e n r a t h , V. K u n d l . Persanos.
Prelim inary Results of Radiation, M easurements from Tiros III Meteorological
Satellites, J. Atmosph. Sciences, vol 19, N 1, 1962.
4
О
ДЕ Ш И Ф Р И Р О В А Н И И с н и м к о в л ь д о в ,
ПОЛУЧЕННЫХ С МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ СПУТНИКОВ ЗЕМЛИ
А. В. Проворкин, Г. Р. Рехтзамер.
Введение
Телевизионные снимки с искусственных спутников Земли дали воз­
можность американским ученым получить сведения о ледовой обста­
новке [1]. Эти сведения показали удовлетворительное совпадение с'данными аэросъемки и ледовой разведки, проведенных в тех ж е районах.
Однако никаких сведений о том, как проводилось дешифрирование те­
левизионных снимков льдов США, в печать не поступало. Поэтому на
каф едре океанологии Ленинградского гидрометеорологического инсти­
тута была начата работа по дешифрированию телевизионных снимков
ледовой обстановки по материалам американских искусственных спут­
ников Земли (И СЗ) типа «Тайрос», «Нимбус» и «Эссо». Д л я объектив­
ного деш ифрирования телевизионных снимков льдов с И С З необходимо
было на основании имеющихся материалов: телеснимков льдов, данных
ледовой авиаразведки, аэросъемки и метеорологической обстановки
разработать демаскирующие признаки льдов, которые облегчили бы
в дальнейш ем использование этих очень ценных, материалов и дали бы
возможность получить ледовую обстановку на морях с наименьшими
ошибками. Кроме того, следовало' бы _ выяснить, какие существуют
трудности при дешифрировании и какие ледовые объекты вообще по
этим снимкам дешифрируются.
Таким 'образом, основная задача настоящей работы заклю чалась
в анализе ледовых материалов, полученных с искусственных спутников
Зем ли, и в разработке демаскирующих признаков для правильного де­
шифрирования ледовой обстановки по телевизионным снимкам.
Исходными материалами для анализа ледовой обстановки по­
служили:
1. Снимки- спутников «Тайрос-П» в заливе Святого Лаврентия
в м арте— апреле 1961 г. Съемка производилась в м-бе 1 :500 ООО с р а з­
решающей способностью 0,5 км в центре снимка [2].
2. Снимки спутника «Нимбус А» в районах Гренландии и Антар­
ктики в м-бе 1 : 2 ООО ООО, сняты в августе—сентябре 1964 г. Р азр еш а­
ющ ая способность в центре снимка 0,5 км [3].
3. Снимки спутника «Эссо-2» весной 1966 г. в м-бе 1 :2 5 0 0 0 000
с разреш аю щ ей способностью телекамер порядка 1,8—2,0 км в центре
снимка. (Данные снимки были любезно предоставлены авторам м-ром
Д . Г. Дж ейм сом во время учебного семинара по интерпритации и ис­
пользованию данных метеоспутников, проходившего в М оскве в ,1966 г.)
239
4.
М атериалы ледовых авиаразведок и аэросъемки льдов в заливе
Св. Лаврентия, данные гидрометеорологических наблюдений в районах
съемки, карты ледовых разведок в западном секторе Советской Арктики
й бланковые географические Карты.
.
Все имеющиеся в наличии снимки в количестве 56 были разделены
на две основные группы: телевизионные снимки в м-бе от 1 : 500 ООО до
I : 2 000 ООО, дающие возможность дешифрировать ледовые объекты
более 0,5 км, и снимки в м-бе 1 : 25 000 000 с возможностью распознава­
ния ледовых объектов величиной более 4 км, т. е. обширные ледяные
поля и разводья.
• Известно, что возможности дешифрирования любых объектов на
местности, снятых на фото- или телеснимОк, зависят от масштаба
съемки, контрастности деталей-местности и фотографического качества
изображения.-П редварительный анализ показал, что качество изобра­
жения телевизионных снимков И СЗ довольно низкое, разрешающаяспособность, как правило, ниже теоретической и, кроме того, большой
помехой при дешифрировании льдов являю тся облака, непостоянная
яркость, изображения одних и тех ж е форм льда и т. п. Все эти ф ак­
торы безусловно ограничивают возможности распознавания ледовых
объектов и поэтому, кроме основных демаскирующих признаков, в'этом,
случае необходимо - как можно шире использовать в-се косвенные при­
знаки, которые дадут возможность значительно облегчить исследова­
ние ледовой обстановки по данным И СЗ. Поэтому при' разработке де,маскирующих признаков ледовой обстановки в первую очередь необхо­
димо ,было определить и исключить наличие облачности, выделить
границу суши й знать гидрометеорологическую обстановку, предшест­
вующую съемке. Только такие комплексные исследования, по нашему
мнению, дают возможность правильно отдешйфрировать телевизионные
снимки льдов ИСЗ.
Демаскирующие признаки для дешифрирования снимков льдов ИСЗ
При исследовании телеснимков льдов все объекты, попавшие на
снимки, были разделены на; три группы: объекты суши, облачность
и ледовые объекты. Определение объектов суши очень важно, во-пер/вых, для нахождения границ льдов и, во-вторых, для географической
привязки телевизионных снимков и нанесения ледовой обстановки на
карту. Вторая группа объектов очень затрудняет дешифрирование
льдов и поэтому только после выделения облачности- можно приступать
к дешифрированию ледовой обстановки., В связи с этим была сделана
попытка определить демаскирующие признаки в зависимости от их фо­
тографического качества, масш таба и разрешающей способности.
Деш ифрирование, объектов .суши. Основными демаскирующими
признаками любых объектов на снимке, как известно, являю тся размер,
форма, контур, тон, тень и структура изображения. Контуры изображ е­
ния объектов земной поверхности на телевизионных снимках близки
к контурам этих объектов на местности, особенно вблизи центра снимка.
Д л я полярных районов эта идентичность с достаточной степенью, точ­
ности соответствует изображению этих же объектов на географических
картах полярной, стереографической проекции того ж е масштаба. По­
верхность'сущ и в зависимости от рельефа сущи, растительности, и на­
личия снегового покрова Имеет различную структуру изображения.
Горные цепи благодаря сл ож н ой , структуре изображения, большого
разнообразия тонов и теней из-за различной'освещ енности элементов
рельефа и наличия снега резко выделяются на общем фоне. Структура
изображения равнинной местности более однотонна и дешифрируется
гораздо труднее. Однако наличие растительности создает на снимках
некоторое разнообразие структуры, отличное от структуры льда.
Н а снимках м-ба 1 :5 0 0 ООО и 1 :2 0 0 0 0 0 0 различаются реки, гор­
ные долины, отдельные хребты и озера размером от 1 до нескольких
километров (рис. 1—2). Очертания береговой линии видны достаточно
четко д аж е при наличии припая.П равда, в некоторых случаяк равнин­
ная местность, покрытая снегом, может сливаться с заснеженным при­
паем. При отсутствии припая хорошо различаются мысы, бухты, от­
дельные заливы и т. п. Поверхность суши без снега имеет тона от
Рис. 1. Телевизионная фотосхема из снимков спутника «Тайрос II» 22 марта 1962 г.
темно-серого до почти черного, поверхность суши, покрытая снегом —
от белесого до темно-серого, в зависимости от толщины снежного по:
крова и рельефа. Д л я весеннего периода характерно наличие на суше
темных пятен растаявш его снега.
■- .
.
Н а снимках м-ба 1: 25 000 000 (рис. 3) определение очертаний бе­
реговой линии во многих случаях вызывает затруднения, например,
архипелаги Шпицберген или Зем ля Франца Иосифа представляют со-
Рис. 2. Телевизионная фотосхема из снимков спутника «Нимбус А»
10 сентября 1964 г.
бой на зимних и весенних снимках не группу островов, а изображение
в виде одного массива, контуры “которого очерчены границами припая
и четко оттенены темными тонами за припаями полыньи (рис. 3).
Тон изображения архипелагов на снимках бело-белесоватый. В ве­
сеннее время в период таяния их тон изменяется от белого до темно-серого и поэтому с трудом отличается от тона чистой воды.. При наличии
невзломанного припая,-который наблю дается на снимках в виде свет­
лого ареола с четко выраженными границами, контуры архипелага
•и суши дешифрируются довольно легко.
16
Зак. 2329.
241
.Острова, , покры ты е. ледниками, сохраняют светлый тон в течение
всего года. После очищения ото льда проливов между островами их
можно различить на снимках в виде отдельных, бодее светлых пятен
на темном фоне 'чистой воды. Мелкие острова могут сливаться друг
t.-
аш н в
1 И М
т
ш
я № |1Д 1 ^ И Ш
ш
в ж
д а
tW■
mл.mm
'
1
Рис. 3. Телевизионная фотосхема из снимков спутника «Эссо-П»
22 марта 1966 г. ^
/ — Скандинавский п-в; 2 — Ботнический залив; 3 — Финский залив; 4 — Кольский
п-в; 5 — Канин п-в 6 — о-в Калгуев; 7 — о-в Новая Земля; 8 — Зем ля Франца-Иосифа;
10 — Гренландия; 11 —^кромка л ь д а;^ ' 12 — полынья; 13 — масси»
сплоченных льдов; И — заприпайная полынья в Карском море'; 15 — полынья у ост*
рова Уш акова.
,
9 — Ш пицберген;
с другом и представлять собой единый массив, однако на снимках они
будут изображены более - темным, тоном, чем Отдельные большие
острова.
'.
Небольшие острова, до 30—40 км в диаметре, на снимках почти
не заметны, но о их наличии можно судить по косвенным признакам.
Например, по образованию в весеннее, время кольцевых заприпайных
242
полыней, которые довольно легко различаю тся' на снимках по более
темному тону (рис. 3). Летом небольшие острова сливаются с окруж а­
ющим фоном чистой воды и поэтому определить их положение на теле­
визионных' снимках практически дочти невозможно.
•
Изображение побережья Евразии на снимках весеннего периода
сливаются- с изображением припая, так как заснеженный лед и берег
имеют одинаковый белый тон. При отсутствии льдов заснеженная
суша четко выделяется на темном фоне воды. В летнее в,ремя при т а я ­
нии снега контраст между сушей и морем делается незначительным
и в ряде случаев влажную тундру трудно отличить от чистой воды.
И з всего сказанного можно сделать следующие выводы. При мас­
ш табе телевизионных снимков от 1 :5 0 0 ООО До 1 :2 0 0 0 000 береговая
черта всегда различима >и может быть определена достаточно точно.
При масш табе снимков порядка 1 :25 000 000 вопрос о дешифрировании
береговой черты очень часто вызывает серьезные затруднения. В этом
случае, пользуясь те,м обстоятельством, что снимок захваты вает до­
вольно большую площадь (порядка 4 -млн. км2), на нем всегда имеются
^такие участки береговой линии, которые определяются довольно легко!
Н айдя несколько таких участков в различных ч-астях снимков, можно
с помощью географической карты 'в равноугольной проекции такого ж е
масш таба, совместив имеющиеся контуры, дорисовать на снимке бере­
говую черту.
1
'
Дешифрирование облачности. Одним из факторов, затрудняющим
’ дешифрирование ледовой обстановки, является облачность, которая рас­
полагается на спутниковых снимках как отдельными очагами, так и
обширньщи системами. Облачность на телевизионных снимках чаще
всего имеет .более светлый тон, чем лед. Границы облачности менее чет­
кие, чем у льдов, носят расплывчатый характер и быстро изменяются
в течение, небольшого промежутка времени. Н а снимках облачность
имеет вид светлых п ятен ,. полос или зон с различной структурой ри­
сунка в виде отдельных ячеек, гряд, завихрений, сплошной пелены й т. д.
Тон и контраст изображения облачности зависит от ее плотности, вы­
соты облачных образований, структуры, размера, типа и других х ар ак ­
теристик., Н ад ледовыми районами довольно легко можно выделить
мощные облачные системы благодаря их большой яркости структуры ри­
сунка, смене тонов, особенно в тех случаях, когда облачность закры ­
вает видимые на предыдущих снимках ледовые-образования.
Облачность верхнего и среднего ярусов чащ е всего просматрива­
ется в виде серой пелены или отдельных волокон и полос, через которые
часто, видны объекты, расположенные на поверхности моря и суши.
. Перистые и тонкие слоистые облака довольно хорошо дешифриру­
ются на фоне чистой воды. В ледовых районах они могут придавать
ледяному покрову дополнительные оттенки, которые существенно из­
меняют картину распределения льдов. Такое ж е искажаю щ ее влияние
оказы ваю т на лед и тени облаков. Поэтому, при дешифрировании ледо­
вой обстановки следует особенно осторожно относится к районам, рас­
положенным вблизи мощных облачных систем с перистыми облаками.
Важны м демаскирующим признаком облачности является быстрая
. смена облачной ситуации. Если на предыдущих снимках видна картина,
резко отличающаяся от последующих в течение короткого периода вре­
мени (до 1— 2 суток), то можно с уверенностью говорить о наличии
в данном районе облачности.
'
Д л я снимков м-ба 1 :-500 000 и 1 :2 000 000 (см. рис. 1 и 2) угло­
ватые очертания отдельных ледяных полей резко отличаются от х ар ак ­
терных для облаков закругленных ячеек и полос, идущих правильными
рядам и.
_ ,■
16*
\
Кучевая облачность с разрывами легко дешифрируются по закры ­
той облакам и береговой черте, а такж е по характерным рисункам этих
кучевых образований. Д л я правильной оценки облачной ситуации при
работе со снимками необходимо пользоваться альбомом эталонов об­
лачных образований, синоптическими картами и картами распределения
облачности. В наиболее сомнительных случаях отдельные снимки
лучш е вообще не дешифрировать, однако, практика дёшифрирования
телевизионных снимков И С З показывает, что в большинстве случаев
при больш ом'навыке работы со снимками, облачность ледовых районов
выделяется довольно легко.
Дешифрирование ледяного покрова на морях. Граница между
кромкой льда и чистой водой различается по контрасту изображения
этих объектов на снимке. Граница вы раж ается отчетливо, если за кром­
кой располагаются серо-белые и паковые льды густотой свыше 5 баллов.
При наличии молодых льдов или старых льдов, сплоченность менее 5 бал­
лов, кромка льда становится расплывчатой, нерезкой и при ее определении
возможны ошибки. Эти ошибки могут быть уменьшены, если для де­
шифрирования кромки воспользоваться снимками этого ж е района, сде­
ланными ранее, где кромка видна более отчетливо. Тон льДа за кром­
кой варьирует от темно-серого до серого.
'
Л едяной покров на снимках И С З имеет ровно окрашенную, одно­
тонную поверхность (см. рис. 1— 3) и обычно располагается однород­
ными зонами различной сплоченности. Кромка льда и границы льда
различной сплоченности, как правило, довольно ярко выражены и дли­
тельное время могут устойчиво сохранять свое положение и конфигура­
цию. Яркость и контраст каждой зоны зависит от возраста, сплочен­
ности льдов, состояния ледовой поверхности и фотографического каче­
ства изображения.
Н а снимках м-ба 1 : 50t) 000— 1 : 2 G00 ООО (см. рис. 1—2) при нали­
чии серо-белых, белых и многолетних льдов густотой от 3 до 8 баллов
можно различать отдельные льдины и разводья протяженностью
свыше 0,6 км, а такж е трещины шириной более 0,2 км и длиной не ме­
нее 1 км.
Отдельные ледовые образобания, видимые на снимках, имеют ха­
рактерную конфигурацию в виде пятен с угловатыми очертаниями от
светло-серого до белесого тонов. О присутствии мелкобитого и крупно­
битого льда, а такж е молодых форм ледовых образований можно су­
дить только по более темному тону изображения их на снимке.
Д ля телевизионных снимков льдов, имеющих хорошее качество
изображения и п'олученных при высотах Солнца порядка 25—35°, при
наличии незначительной дымки по тону можно выделить шесть зон
льдов (см. табл. 1).
<
Iа б ли и ц а 1
Ледовые объекты
Тон
Темный
%
-
Темно-серый
Серый
Светло-серый
Белесый
Белый
244
Чистая вода, первичные формы ледовых образований, ниласовые. льды густотой до 6—7 баллов, очень разряженные мелпобитные и крупнобитные льды
^Ниласовые льды большой сплоченности, серый, серо-белый мел­
кобитный лед сплоченностью до 5 баллов
Серый серо-белый 6—8 баллов, белый и паковый лед,, мелко­
крупнобитный сплоченностью 3—5' баллов
Серый, йеро^белый лед густотой 9— 10 баллов, белый и паковый
лед мелкобитный густотой порядка 6—7 баллов
Белый и паковые льды сплоченностью 8—9 баллов
Очень сплоченный белый паковый лед сильно заснеженный
При наличии льдов различных, возрастных форм и сплоченности
тон зон определяют преобладающ ие виДы льдов. Н а снимках
м-ба 1 :2 5 ООО ООО (см. рис. 3) отдельные ледовые объекты почти не
дешифрируются. Только в исключительных случаях иногда можно оп­
ределять айсберги^ большие ледяные п о л я ,и разводья. Изображение
отдельных ледяных объектов на этих снимках как бы сливаются, созда­
вая определенный тон, зависящий от сплоченности и возраста льда.
Анализ ледовых снимков спутника А ссо-'П », данные бюро погоды
Великобритании и ААНИИ дали возможности различать по тону пять
градаций ледовых зон и свести их в табл. 2.
1аблица 2
Тон
Ледовые объекты
Темный
Чи'стая вода, все первичные формы льдов, светлый нилас и се­
рый глед небольшой сплоченности
Светлый нилас и серый лед большой сплоченности, серо-белый.
белый и паковый лед сплоченнвстью до о баллов
Светлый нилас и серый лед очень большой сплоченности", белый,
паковый лед густотой до 6—7 баллов
Серо-белый, белый, паковый лед густотой до &—10 баллов
Малоподвижный сплошной лед, покрытый снегом, припай бело­
го, и пакового льдов
Темно-серый
Серый и'светлосерый
Белесый
Белый
К а к видно'из табл. 2, дешифрирование льдов можно производить
довольно грубо. Такж е необходимо отметить, что и такое приближен­
ное разделение возрастных форм и густоты льда по тонам является
весьма относительным из-за различного качества изображения на сним­
ках. Н а снимках в зависимости от условий съемки, передачи изображ е­
ния; фотолабораторией обработки одни и те ж е кадры могут иметь р а з­
ные тона. Поэтому, при дешифрировании следует о ледовых зонах судить
относительно друг друга, та к как разница 'тонов зон льда примерно сох­
раняется, а определив уверенно-какую-либо зону на снимке, можно су­
дить и о льдах, расположенных в других зонах, по изменению тона от­
носительно принятого эталона. •
При дешифрировании льдов по снимкам И СЗ особое значение при­
обретают косвенные демаскирующие признаки. Например, о наличии
некоторых форм льда при темном тоне изображения можно судить по
отрицательной температуре воздуха, в летнее время при достаточных
высоких температурах воздуха в отдельных морях сохраняются белые
и паковые льды и т. п. Отсюда можно сделать вывод, что при,деш ифри­
ровании необходимо хорошо изучить район съемки, его климатические
особенности, ледовый режим, а такж е/ знать синоптические условия,
в которых проходила съемка с И С З. В табл. 3 приведены демаски-
•
Демаскирующие
О бъекты
П ервич­
ные формы
льда: ледя­
ные иглы,
сало, шуга
темный, ни­
лас
м - б ы 1:503003—1:2000000
Таблица 3
признаки
м—б 1:2500L030
Тон темный, .такой же, как
Тон темный, такой же.
у чистой- воды. Демаскирую­ как у чистой воды. Д е­
маскирующие
признаки
щие признаки отсутствуют
отсутствуют
Косвенные
признаки
Наличие
отриц. тем­
пературы
воздуха за
период
предшеств.
съемке
245
Продолжение
Демаскирующие
Объекты
Светлый
нилас, се­
рый лед
Серо­
белый, бе­
лый лед
Осенний,
однолетний,
многолет­
ний лед
признаки
Косвенные
признаки.
м-бы 1:500000—1:2000000
м-б 1:25000000
Мелкобитые льды, крупно
битые. Темный тон — малая
сплоченность — до 5 баллов
Темно-серый
тон — средняя
сплоченность 6—8 баллов. Се­
рый тон — сплоченность 9—10
баллов. Ледяные поля, серый
тон — однородная структура
льдины имеют угловатый ха­
рактер
Темный
тон — неболь­
шая сплоченность — менее
5 баллов. Темно-серый тон,
средняя
сплоченность.
Светло-серый тон — боль. шая сплоченность
Мелкобитый, крупнобитый
лед. Темно-серый тон — не­
большая сплоченность до 5
баллов; серый тон — средняя
сплоченность
8—9 баллов;
светло-серый тон — большая
сплоченность. Ледяные ' по­
ля — светло-серый
белесый
тон, льдины округлые, хоро­
шо видны крупные каналы и
разводья
Темно-серый
тон —- не­
большая
сплоченность;
светло-серый
тон — сред­
няя сплоченность'; беле­
ный лед
сый тон — очень сплочен-
Крупные льдины от серого
до белого тона. Густота 3—5
баллов — серый тон; густота
6—7
балов — светло-серый;
густота
8—10 баллов — белесый, очень
большая сплоченность; засне. женные льды имеют белесый
тон, видны неоднородности
поверхности льдины. Льдины
округлые, видны обширные
разводья и каналы. Сильно
заснеженные льдины имеют
белый тон.
Знание
района, гидрометео-.
обстановка.
В основном
крупноби­
тый лед
В основ­
Серый,
светло-серый
тон — льдины
средней ном ледя­
сплоченности;
'белесый ные поля.
тон — большая
сплочен­
ность, белый тон — очень
сплоченный, ! заснеженный.
лед. Видны отдельные об­
ширные поля белесого тона
Рябоватый, характер
верхности льдов
Припай
Тон от серого до белого
Тон от серого до белого, в
зависимости
от
возраста в зависимости от возраста
льдов и заснеженности.
льдов и заснеженности
246
Знание
района, .ги­
дрометео­
обстановка
1\
Сморози
Разводья
по­
'
.
Демаскирующие призна­
ки отсутствуют
Видны свыше 0,6—1 км в
Видны , свыше 4 км
диаметре
диаметре
в
Наличие
заприпайных
полыней.
Несовпаде­
ние линий,
отделяющих
воду от су­
ши с линией
береговой
черты ',
Продолжение
Демаскирующие признаки
Объекты
Торосы
м-бы 1: 500 000—1 : 200 000
Демаскирующие'
отсутствуют
признаки
;. м-б 1 :25 000 000
Демаскирующие призна­
ки отсутствуют
Косвенные
признаки
Возраст
льда опре^
деляет на­
личие торо­
сов
-Заснеженность
Сильно
заснеженные
. Сильно заснеженные льди­
Синопти­
ны имеют белый тон
льды, светлее менее засне­ ческая об­
жённых
становка за
предшес­
твующий
период
Разрушен-.ность
Демаскирующие
отсутствуют
признаки
Знание
1 Демаскирующие призна­
времени го­
ки отсутствуют
да, района и
гидрометео­
обстановки
рующие признаки ледовых объектов, полученных по данным съемки с
искусственных спутников Земли, «Тайрос-П», «Нимбус А» и «Эссо-П».
Разработанны е А. В. Проворкиным демаскирующие признаки ледо-
7 \E E ~ 3 8
9
ю
Н 3 ~ | II
| (§) 112
Рис. 4. Карта, ледовой обстановки по данным снимков спутника «Тайрос II» за
22 марта 19С1 г.
/ — чисто, первичные формы льда, разряж енны е льды; 2 — нилас до 10'•баллов, битый лед,
серый, серо-белый до 5 баллов; 3 — серый, серо-белый 6—8 баллов. Белый, паковый до
5 баллов; 4 — серый, серо-белый 9—10 баллов. Белый, паковый 6—7 баллов; 5 — белый, п а­
ковый очень сплоченный лед; 6 — припай; 7 — облачность; 5 — кромка, границы различных
льдов; 9 — обширные ледяные поля; 10 — большие, маЛые ледяные' поля;ч И — битый лед;
12 — балльность.
вых объектов позволили отдешифрировать телевизионные снимки льдов,
засняты х И С З «Тайрос-П», «Нимбус А» и «Эссо-П». В результате aHai' лиза данных ледовой обстановки, полученой по снимкам спутника
«Тайрос-П» и других материалов, о которых укызывалось выше, были
составлены карты ледовой обстановки для районов съемки спутников
(рис. 4—6). Нанесение н а карты ледовой обстановки осуществлялось по
береговым ориентирам с ошибкой порядка нескольких километров. Рас,247
сматривая полученные карты, можно с уверенностью сказать, что ледо­
вая обстановка нанесена на них достаточно подробно и позволяет ис­
пользовать эти материалы не только для оперативных целей, но и для
Рис. 5. Карта ледовой обстановки по данным спутника «Нимбус А»
за 10 сентября 1964 г.
□ ’ [S3 2 ЕЯ 3
£^» ЕЭ'-
Рис. 6. Карта ледовой обстановки по данным спутника «Эссо II» 22 марта 1966 -г.
1 — чистая вода, первичные льды, лед небольшой сплоченности;
лов,
2 — нилас, ■серый 6—8 бал­
паковый до 'Ь баллов; 3 — нилас; серый, сплошной, белый, паковый 6—7 баллов; 4 —
белый, паковый до 9—10 баллов; 5 — припай белого, пакового льда; 6 — облачность.
исследования ледового режима района съемки. Однако крупный м ас­
ш таб снимка и небольшая полоса захвата (120 км) несколько, ограничи­
ваю т применение этой съемки д ля исследования ледового ре'жима
крупных водных объектов.
248
О бработка снимков с И С З «Нимбус А» и составленные по ним картй
ледовой обстановки для районов Арктики и Антарктики по с^оим под­
робностям очень похожи на ледовую карту, полученную, по данным
спутника.«Тайрос-Н», но в более мелком м асш табе— 1 :2 ООО ООО. В свя­
зи с тем, что 8 нашем распоряжении имелись лишь снимки, анализ ледо­
вой обстановки не уточнялся данными ледовых авиаразведок и аэро­
съемки льдов. Однако составленные карты ледовой обстановки даю т ти­
пичную . картину тяж елы х льдов, характерных для районов Западной
и Северной Гренландии и Антарктиды. Поэтому можно сделать заклю ­
чение, что ледовая обстановка, полученная по данным спутника «Нимбус А», вполне соответствует характеру распределения льдов в районах
съемки.
Анализ телевизионных снимков льдов в м-бе 1 :2 500 ООО со спут­
ника «Эссо-П» и составленые'по этим данным карты ледовой обста­
новки показывают, что несмотря на мелкий масш таб и .низкую разрёшающую способность, которая почти не позволяет судить о возрастных
формах и сплоченности льда, полученные материалы представляю т
больш ую' ценность. Знание положения кромки льда и зон различной
сплоченности могут оказать большую помощь не только при ледовых
исследованиях, но и для обеспечения навигации в Арктическом бассейне.
Выводы
(
. 1. Телевизионные снимки льдов и карты ледовой обстановки, со­
ставленные по данным искусственных спутников Земли, могут приме­
няться как для оперативных, так и для научно-исследовательских целей
при изучении ледовых режимов морей и океанов.
2. Полученные в настоящей работе демаскирующ ие признаки, без­
условно, не являются окончательными и представляют,собой лишь пер­
вый опыт по систематизации и дешифрирования льдов по данным ИСЗ.
3. Изображение льдов на телевизионных снимках,, хотя и носит объ­
ективный характер, но дешифрировайие таких снимков очень трудоем­
кое и требует не только хорошего знания ледового режима, исследуе­
мого водного объектй, но такж е больших навыков и опыта как в ледо­
вых разведках, так и в дешифрировании аэроснимков и льдов.
4. С помощью ледовых снимков с И С З можно определять положе­
ние кромок льда, припая и больших полыней, а такж е айсбергов и нали­
чие зон льда различной сплоченности.
5. Снимки со спутников, не дают возможности дешифрировать на­
чальны е возрастные-формы льда (шугу, сало, темный нилас и т. п.),
а так ж е тористость, разрушенность и,заснеженность льдов.
6. Ледовые снимки спутника в м-бах от 1 :500 ООО до 1 :2 ООО ООО,
кроме указанных в пункте 4 определений, позволяют дополнительно
деш ифрировать размер малых и больших ледяных полей, а по разнице
в тонах — наличие сморозей отдельных видов льда.
•
ЛИТЕРАТУРА
1. А. В. П р о в о р к и н и Г. Р е х т з а м е р . Применение искусственных спутников
Земли для океанологических исследований. Настоящий сборник.
2. Ice photography from the Meteorological Satellites Tiros I and Tiros V
I I. Meteoro­
logical Satellite-laboratory. Report 8. W ashington D. S. March 1962.
3. R. W. P о p h a n, R. E. S a m u e l s o n . Polar Exploration wich Nimbus M eteoro­
logical Satellite. Arctic, vol. 18, 1965, pp. 246—255.
-
249
ч-
'
'
- '
Часть вторая
ХИМ ИЧЕСКОЕ В ЗА И М О Д Е Й С Т В И Е
О К ЕАН А И АТМОСФЕРЫ
)
РАСЧЕТ НАСЫЩЕННОСТИ КАРБОНАТОМ КАЛЬЦИЯ
ВОДЫ ЧЕРНОГО МОРЯ
О. А. Алекин,. Н. П. Моричева
Насыщенность воды карбонатом кальция является важнейшей оке­
анологической характеристикой, имеющей большое значение для пони­
мания геохимических, биологических и геологических процессов в море.
Своеобразное распределение компонентов химического состава воды
в Черном море и исключительно резкая их неоднородность по глубинам
дает возможность предполагать и значительную разницу в насыщен­
ности карбонатом кальция воды на разных глубинах и соответственно
возможность выпадения, или наоборот, растворения его.
Мы уже делали попытку количественно охарактеризовать насыщен­
ность черноморской воды карбонатом кальция на разных глубинах [1]
и показали, что вся водная масса моря насыщена и пересыщена кар­
бонатом кальция. Только у самого дна наблюдается состояние, близ­
кое к равновесию. После этого мы пересмотрели и уточнили константы
произведения растворимрсти карбоната кальция и ввели поправки на
все константы карбонатного равновесия, ' возникающие в результате
гидростатического давления на глубинах. В результате получены резуль­
таты, подтверждающие сделанные ранее выводы, но при несколько иных
количественных характеристиках пересыщения.
I Д ля количественной .характеристики насыщенности воды карбо­
натом кальция наиболее целесообразным приемом является отношение
величины произведения активности ионов кальция и карбонатных
ионов (&Са-а с о з ^ ^ с а с й )> найденное для данной воды, к этой же ве­
личине, установленной экспериментально для тех же условий (t° и
Р). Расчет затрудняется расхождением величин, произведения актив­
ности у разных авторов, определявш их или вычислявших .ее. Термо­
динамическая константа — 1 СаС0/ по Ларсону и Басвелу [2], составля­
ет 5,25-10-9 (20°), Гаррелсу и Д райеру [3] —5,1-3- 1СГ9 (25°),. Тройлиусу [4]—5,36-10~~9 (25°), Бьянуччи [5]—2,-9-lO~9 (25°), С. С. Заводнову [6]—4,17-10~9 (20°). Другим .затруднением для расчета является
отсутствие'надеж ны х сведений о величинах коэффициентов активности
ионов Са ' и ССГ, которые для Морской воды во много раз меньше
пресной воды. Величина t cog для воды с хлорностью 19°/00, по Ваттенбергу, равна '0,008 [7], по Бернеру — 0,021 [8], а величина уса, по Гар­
р е л с у ,— 0,25 [9] и по Б ернеру — 0,203.
250
Г. Ваттенберг [10] предпочел использовать для характеристики
растворимости карбоната кальция не термодинамическую константу и
коэффициенты активности, а так называемые концентрационные, или
каж ущ иеся, константы, которые зависят от солености мдрской воды и
представляю т собой произведение не активностей, а уж е концентраций
ионов Са
и С С /, т. е. [Са ' ] • [СО*] = £ СаСОз-_
Величина Ь СаСОз определялась Г. Ваттенбергом экспериментально
непосредственно в морской воде после установления равновесия с
тверды,м карбонатом кальция при пропускании воздуха с различным
парциальным давлением С 0 2 -Последующее аналитическое определение
Са , pH и карбонатной щелочности позволило ему по второй кон­
центрационной константе угольной кислоты Кг, отнесенной к данной
температуре,, рассчитать каж ущ ую ся константу произведения раствори­
мости — £ СаС0з- По определению Г. Ваттенберга и Е. Тиммермана [10]
L a c o 3, для хлорности морской воды 17,5§°/00'составляет следующие
величины:
.
.
' '
,
t . . . . 0
10
20
25
30
35
-/
L zаСОз - - 0,83
0,74
0,62
0,52
0,44 0,40-10 6
Эти величины Z.caCoa по сущ еству являются единственными экспе­
риментально определенными величинами в морской воде, известными
в литературе для кажущ ейся константы произведения растворимости
карбоната кальция. Они приводились в последующем Свердрупом,
Дж онсоном и Флемингом [11] и Харвеем [12].
Применение кажущейся константы произведения растворимости для
вычисления насыщенности морской в о д ы , карбонатом кальция вместо
произведения активности удобно, так как для этого не требуется зна•ше коэффициентов активности. По-видимому, для океанской воды
этот прием расчета будет применяться и в дальнейшем. Однако
ари соленостях ниже океанской, поскольку каж ущ аяся константа
зависит от солености, для расчета требуется знать ее величину не только
для каж дой температуры, но и для солености.
Г. Ваттенберг приводит величины Z.caco3 для температур от 0 до 30°
лиш ь при хлорности 17,56°/00 и для всех хлорностей лиш ь при тем пе­
ратуре в 20°. На основе этих д вух рядов зависимости намц была рас­
считана приближенная формула, связывающая Z-caco3 как функцию t° и
С1%? [!]•
,
При определении Lcaco, Г. Ваттенберг использовал для расчета С 0 3
старую константу второй ступени диссоциации угольной кислоты, к о ­
торая в дальнейш ем в 1951 г. была уточнена К. Бухом [13]. Поэтому
мы, используя найденные Г. Ваттенбергом экспериментальным путем
величины карбонатной щелочности и pH, пересчитали вёличину СОз
на основе новых констант К- Буха для'соответствую щ их температур
и хлорности. По известным величинам концентрации кальция были
найденьл величины £сасо3 для разных температур и хлорности, равной
17,56%о- При этой хлорности и температуре 20° величина / . ^ ^ о ка­
залась равной 5,S 8-10-7, а не 6 ,2 -10~7, как у Г. Ваттенберга и Е- Т и м ­
мермана- Затем по найденной константе /,сасо3'была рассчитана терм о­
динамическая константа £даСОз исходя из уравнения:
^СаСО, ~ Чса’ ЧсОа'^СаСОг'
Коэффициент активности 7с0ь был рассчитан, по вторым константам
,
диссоциации угол,ьной кислоты К2 при нулевой хлорности и fe при
хлорности 17,56%о п0 уравнению
'
'
к ,.
’к : о ” :
к ' Тнсоз-
Д л я воды с хлорностью 17, 56% его можно считать равным 0,02.
Коэффициент активности тса для воды с хлорностью 17,56и/0о был
найден по кривой 7са = /(СР/оо),- Основанием для ее построения были
величины jc a , рассчитаные при малых соленостях (д9 2%о) п0 форму­
ле Д ебая и Хю ккеля, и величина ^са при хлорности 19°/00, но Гаррелсу и Томсону [9], равная 0,25- Ход и зм ен ен и я.кривой -[са в средней
ее части был скорректирован по кривой Тсо" = /(С 1 % о )- Величина fca
для хлорности 17,56°/00 была найдена равной 0,255 (табл. 1). Г]ри у к а ­
занных величинах £ СаСОз’ ^са и Тсо" термодинамическая константа про­
изведения активностей Lcacb3 = 2 ,8 4 -10~9 (20°). В .этом случае £Ысо3
для хлорности 19%о равна. 6,17-10~7 (принимая тса = 0;25 и усо" ?=
= 0,0184).
Таблица 1
К онцентрированны е произведения растворим ости ( ^ c a C O ,'^ ?)
при разны х т е м п е р ат у р ах и хлорности и коэф ф ициенты акти вн ости ионов
СНО СО и Са в зависим ости от хлорности
0
2
4
6
8
10
12
14
16
18
19
Температура
О'о !|
7Са "
7с о ''
W 0g
СО
Хлорность, %
0°
5°
10°
15°
20°
25°
0,0381
.0,300
0,801
1,44
2,33
3,32
4,32
5,39
6,51
7,55
8,30
0,0366
0,288
0,778
1,39
2,24 3,19
4,13
5,17
6,25
7,26 7,95
0,0341
0,269
0,725
1,29
2,08
2,97
3,Й6
4,82
5,83
6,76
7,40
0,0317
0,250
0,674
1,20
1,94
2,76
3,58
4,48
5,42 '
6,28
6,88
0,0284
0,224
0,604
1,03
1,73
2,47
3,21
4,02
4,87
5,60
6,17
0,0244
0,192
0,520
0,925
1,49
2,12
2,76
3,45
4,18
4,83
5,30
_
0,0202
0,833
0,15^
0,714
0,43(Г
0,617
0,765
1,23 ' 0,567
0,519
1,75
0,487
2,29
0,460
2,85
3746 ' ‘ 0,442
0,428
4,00
0,421
4,40
_'
_
0,292
. 0,4-35
0,136
0,345
0,31
.0,085
0,0567
0,29
0,275
■0,0419
0,0335
0,265
2,26
0,0272
0,0229
0,255
0,0198
0,255
0,0184
0,25
, Н айденная величина термодинамической константы произведения
активности С а С 0 3 позволяет .рассчитать величины кажущихся кон­
стант для всех температур и соленостей (табл. 1).
Расчет насыщенности воды
Станция
Глу­
бина
м
У берега
50 миль
0
0
я
»
„ я
:
„ „
я»
ю
25
50
500
1500
t° С •СР/оо
18,1
M -zjA
8,2
10,15
10,17 ■
10,20
10,27
7,40
7,9
10,77
3,23
17,0
'15,2
.
0 2,
8,9 - 12,24
8,98 12,35
\
6,39
6,94
рн
H2S, м г/л
H S ',
м г-э к в [л '
8,32
8,30
»»
„
8,27
я»
»V
8,13
8,06
ч»
о .1
>»»
>3,50
Са-,
г—мол. 10'3
6,25
6,29
»
95‘9
6,51
6,62
я»
0,095
0,113
я*
7,93*)
„„
4,53
7,66*)
В приводимые величины pH, к ' и
2
252
1
.
6,79 '
7,03
Lift L>Oj
Найденные величины £ сас 0з были использованы для расчета сте­
пени насыщенности черноморской воды карбонатом кальция.
При расчете, кроме того,, были введены поправки на гидростати­
ческое давление к следующим константам: Kw (для учета изменения
pH), согласно данным Оуэна и Бринкли [14], К2 согласно Свердрупу,
Д ж онсону и Флемингу [11], а такж е Г. Ватте'нбергу [15] и для Lcaccv
Увеличение последней константы было принято по Р. Питковичу и
Д . Коннеру [16] для давления 200 а т м в 1,33 . раза, для* 150 атм в
1,24 раза и 50, а т м в 1,084 раза.
Расчет степени насыщенности черноморской воды карбонатом кал ь­
ция был произведен по материалам глубоководной станции, взятой
нами 6 июня' 1959 г. в 50 милях от южного побереж ья Крыма (ш иро­
та 43° 32', долгота 34° 10'). В воде определялись температура, хлорность,
общ ая щелочность, рН в, содерж ание кислорода и сумма H2S - f H S '.
По результатам этих определений рассчитывались другие необходимые
для данных целей компоненты. Карбонатная щелочность вычислялась
с учетом боратной и сульфидной щелочностей. Концентрация Н2ВОз
рассчитывалась по pH и К в [17]. Концентрация H S' вычислялась по
сумме сульфидных соединений, pH и первой константе диссоциации
сероводород кислоты, причем последняя была взята по Ф. И. Головину
[18], a 7Hs, принят равным' 0,42 по аналогии с Тнсо'- В еличина-/Г бы­
ла принята по К. Б уху [19] с пересчетом соответственно температуры
и хлорности Черного моря.
.
К ак видно из результатов расчета, приведеных в табл. 2, степень
насыщенности черноморской воды карбонатом кальция в поверхностном
слое достигает весьма значительной величины, превышающей насыщен­
ность СаСОз при данных температурах и солености в повефхностном
слое до 10 м в 5 и 6 раз.
В поверхностных слоях океана в низких широтах наблю дается близ­
кое к этому пересыщение воды карбонатом кальция.
С увеличением глубины насыщение черноморской воды карбона­
дом кальция падает. Уменьшение насыщения с глубиной, разумеется,
не означает падения концентрации ионов кальция и величины щелоч­
ности. Наоборот, с глубиной они увеличикгется. Но одновременный
рост с глубиной р С 0 2 создает изменёние в карбонатной щелочности
4г
11
и соотнош ениях между концентрациями. ионов Н С 0 3 и СОэ в сторону
Черного моря карбонатом кальция
О
05
1
A ik м г -э к е 'л 1 ‘
о
О
г —н
LCa Со3 X
X
X
об­
карX ю~ 7
- 1CQ ■
- £М
щая
бон.
3,155
0,51
1 ,2 2
.2,65
3,21,7
3,24 . 3,20
3,36 3,332
3,62 3,595
0,49
0,46
0,40
1 ,2 0
2,69
1,17
0,42
1,05
2,79
3,17
3,42
Г,15
4 /9 * )
1,16
5,14*)
3,20
3,26
4,03
4,33
3 ,9 : 9
0,50*)
4,202 0,527*)
1,03
,
Таблица 2.
‘[Са“ ] X
[с о ;] X
X Ю ~4 г-м оль
X [С О 3 ] X
X ю- 7
2,77
2,63
2,34
1,61 :
1,53
' .
0,154
0.С97
17,3
16,5.
14,8
[Са*:]- [С о в'] (
Lea С03
613. '
653
10,5
530
332
1 0 ,1
296
10,45
6,83
238
133
внесены поправки на гидростатическое давление.
253
-
увеличения , первых за счет вторых, в результате чего концентрация
С 0 3 падает'почти в. пять раз.
.,
Н а глубине 1500 м пересыщение все еще достигает 133%. Если допу­
стить возможности понижения pH в отдельных зонах у самого' дна
(2000 м) до 7,6, то насыщение карбонатом кальция все ж е составит
около 110%.
Следовательно, есть основание считать, что в Черном м оре,на всех
глубинах наблюдается пересыщение воды карбонатом кальция. Это
естественное следствие очень высокой по сравнению с океаном щелоч­
ностью черноморской воды, достигающей в среднем у поверхности
3, 13 м'г-экв/л и 4,44 у дна мг-экв/л.
Установленное для черноморской воды перенасыщение карбонатом
кальция н аход и тся^ соответствии с наличием во всех грунтах Черного
моря твердого С а С 0 3, содержание которого достигает до 50% [20].
■ЛИТЕРАТУРА
■ 1. О.. А. А л ё ' к и н и Н. П. М Ъ р и ч е в а . К вопросу о. насыщенности1 воды Черного
моря карбонатом кальция. ДАН СССР, т. 'XXII, № 168, 1966.
2. Т. Е. L a r s o n . А. М. В u s w е 11. Calcium carbonate saturation index and alkali­
nity interetations. J. Amer. W ater Works Assoc., vol. 34, № '1 1 , pp. 1667— 1678,
1942.
- - ' "
.
3. R. M. G a r r e l s R. M. D r e y e r . Mechanism of limestone replaceMent at low
temperatures and pressures. Bulletin Geol. Soc. of Amer. vol. 63, № 4, pp. 325—
380,1952.
'
■
4. C. T r o i l i u s . Solubility product of calcium carbonate. Tek. Tidskr., vol, 88, S. 211.
1958.
5. G. B i a n u c c i , L. G h i r i n g h e 1 1 i. Determinazione della solibilita del carbonato
I
di calcio in soluzioni acguose a,.25°C e calcolo del prodotto di solubilita secondo
la teoria di Debye — Huckel. Ann. shimica, vol. 59, № 1—2, pp. 99—102, 1960.
6. С. С. 3 а в о д н о в. Карбонатное и сульфидное равновесие в минеральных водах.
Л., Гидрометеоиздат, 1965. стр. 1—191.
.
■
7., Н.' W a t t e n b e r g . Calziumcarbonat und Kohlensauregehalt des Meerwassers.
Wissen. Ergebn. der Deut. Ateant. Exped. aut dem Dampf. «Meteor». В. VIII, 1933
8. R. A. B e r n e r . Activity coefficients of bicarbonate and calcium ions in sea water.
Geoghim. et Cosmochim. Acta, vol. 29, № 8, pp. 947—966, 1965.
9. H. S. G a r r e l s , М. E. T h o m s o n . A chemical model for sea w ater at 25°C and
one atM. total pressure. Amer. J. Sci, 260, pp. 57—66, 1962.
10.
H. W a t t e n b e r g . , E. T i m m e r m a n . ' Ueber die Sattigung des Seewassers on
1 ' C aC 03. Annal. der Hydrog. und Magit. Meteorol. Heft 1, Berlin, 23—31, 1936.
11. H. U. S v e r d r u p , M. W. J o h n s o n , R. H. F l e m i n g . The Oceans, ‘their Thysics, Chemistry and Biology, pp. 1087,. 1942.
,
12. H. W. H a r v e y . The Chemistry and Fertility of Sea Waters. Cambridge. 1963.
13. K , B u c h . Das Kohlensiiure gleichgew ichtssystem \ im M eerwasser. Havsforskn.
Inst. Skr. Helsingf., n0 151, 1951.
14. В. B. O w e n , S. K. B r i n k l e y . Calculation of the effect of pressure upon ionic
. .
equilibria in pure w ater and in salt solutions. Chem. Rews., vol. 29, 1941.
15. H. W a 11 e n b e r g. Kohlensaure und Kalzium—Carbonat in Meere. Fortschritte der
. Miner. Kristal. und Petzog. B! 2, T. 2. Berlin, 35, 168-195, 1936.
16. R. M. P , y t k o w i c z , D. N. C o n n e r s . High pressure solubility of calcium car­
bonate in sea water. Science, № 3620, 840—841, 1964.
12. K. B m h . On* the boric acid in the sea and its influence on the carbonic acid equb
librium. Journ. du Conseil, 1963.
18. Ф. И. Г о л о в и н . Термодинамическая константа первой ступени диссоциации, серо­
водородной кислоты в водных растворах при ра.зличны-х температурах. Гйдрохим. матер., т. XXIX, 1959, стр.. 179—195.
19. М. А. Г л а г о л е в а . К геохимии осадков Черного моря. «Современные осадки моI
рей и океанов.» М., АН СССР. стр. 448—477, 1961.
,
1 ‘
.
20. Н. М. С т р а х о в , Н. Г. Д р о д с к а я и др. Образование осадков в современных во­
доемах. М., АН СССР, 1954.
' ■
'
■
.
4
со держ а н и е
Часть первая. .Ф И ЗИ КА
ОКЕАНА И АТМОСФЕРЫ
Теория, эксперименты, методы расчета
t
'
'
Стр.
. В. М. Радикевич. Исследование некоторых характеристик взаимодействия
пограничных , слоев атмосферы и моря на основе новой теоретической модели
3
1
А. С. Балуева, В.Н. Веретенников. /К теории нестационарных чисто дрей­
фовых течений в океане
. . .
.
.
.
.
. . . .
. .
16
A. С. Балуева, В. П. Веретенников. К вопросу о расчете ветрового нагона
2 3'
B. А. Макаров. О распространении длинной волны в канале переменной
ш и р и н ы ........................................................................................ . .........................................
30
Л: И. Борис. .0 расчете внутренних, приливных волн и связанных синими
течений в океане . . ...........................................................................................................
33
Б. А .'К а га н , А. В. Некрасов, Р. Э. Тамсалу. Расчет приливных явлений
в море с учетом горизонтального турбулентного трения
.
............................
50
А. В. Некрасов. Использование соотношений между уровнем и его'наклоном при анализе приливныхколебаний
. .
.
.
. ' . .
. . .
.
56
А. Б. Мензин. Об электрической аналоговой модели глубинной циркуляции
64
Формирование процессов в реальных океанах и морях
| В. В. Тимонов |. Очаги взаимодействия океана и атмосферы
. . .
69
- В. М. Расикевич. Основные причины изменений сезонных величин турбу­
лентного потока тепла и затрат тепла на испарение в Северной Атлантике
76
И. П. Карпова. К вопросу об устойчивости атмосферы над Северной
Атлантикой
.
.
.
.
.
.
. ..................................... _................................. 81 ‘
Н.
J1. Когутовский. К. обмену теплом и солями между верхним слоем и
глубинными водами Северной Атлантики
. . . . . . . . . .
85
Б. И. Тюряков. Расчетная схема изменений структуры деятельного слоя
Охотского моря от сезона к сезону
'.
. . . . . . . . .
.
.
94
В.
П. Хрол. Метод- расчета адвективных изменений толщины льда вдоль
восточно-американского пути перемещения льдов
.
,
. . . . . .
.
121
I
Изменение метеорологических и гидрологических условий, их прогноз
"
-
.
. .
/
Б. Б. Елекоев. Об изменении длины планетарных волн при переходе q t
зональной циркуляции к меридиональной
. . . .
. ' .......................' .
А. А . Гире. Учет развития макросиноптических процессов при изучении
причин изменения фоновых , характеристик 1Идросферы
. . .
.
.\ .
.
А. И. Савичев. К вопросу о прогнозе барического поля над Северной
Атлантикой в и ю л е ............................... ......
. . . .
. . .
. .
.
Е. И. Серякор, В. Г1. Карауловский. Расчет вариаций месячных величин
'• потерь тепла на испарение и теплообмена с атмосферой в Северной Атлантике
Е. И. Серяков, А. И. Смирнова. Связь составляющих теплового баланса
Северной Атлантики с аномалиями температуры воды за характерные годы
А. И. 'Смирнова. Изменение-' теплосодержания деятельного слоя Северной
Атлантики при разных типах атмосфернбй ц и р к у л я ц и и ......................... .....
И. П. Карпова. О влиянии Исландского минимума атмосферного давления
на течения Норвежского моря
. .................................................................................
138
145
169
184
193
2 06'
221 .
Методы натурных исследований, приборы
А. В. П'роворкин, Г. Р. Рехтзамер. Применение искусственных спутников
Земли для океанологических исследований
.
. . .
. . . .
.
.
230
А.
В. Проворкин, Г. Р. Рехтзамер, О дешифрировании снимков, льдов,
полученных с метеорологических спутников Земли
.
. .
.
. .
. .
239
Часть вторая. ХИМИЧЕСКОЕ ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ ОКЕАНА И АТМОСФЕРЫ
О.
А. Алекин, | Я. П. Моричева\. Расчет насыщенности карбонатом кальция
воды Черного моря
.
...........................................4 . . . . . . .
.
250
CONTENTS
'P a r t fir st. P H Y S I C S O F T H E O C E A N A N D T H E A T M O S P H E R E
T h eo ry , ex p e rim e n ts, m sth o d s of ca lc u latio n
Pp.
V. M. Radlkevich. Investigation of some characteristics of interaction
between the atmosphere and sea boundary layers on the base of a" new theo­
retical model
................................................................................................. .
.
3
A. S. B aluyeva. V. N. Veretennikov. On the calculation of w ind—induced
16
s u r g e ................ ......................................................................................... ............................
A. S. B ala/eva, V. N, V eretennikov.. On the theory of non-stationary
drift currents in the oqean ....................................................................... . . . . . . .
23
V. A. M akarov. On the propagation of a long wave in a channel with the
■ variable cross-section ................... ........................................ ............................ ....
30
L. [. B oris. Calculation of ' mt er nal waves and associated currents in the
• ocean ........................................................................................................................................ .
33
B. A. K agan, A. V. N ekra so v, R. E. Ta-msala.. Calculation of tidal p heno­
mena in the sea taking into account the lateral turbulent
f r ic tio n ..........................
50
A. V. Nekrasov. L is t of the relationships betw een the sea-level and its
slope at the tidal oscillation a n a ly s is .
................................................ 56
A. B. Menzin.. Electrical analogue modelof the
deep circulation
. . . ...
64
F orm atio n of re a l ocean an d sea p ro cesses
j V. V. T im onov | . C enters of ocean,— atmosphere in te r a c tio n ................
V. M. Radikevich. Main causes of variations of seasonal values of turbulent
heat flux and evapOiation heat loss in the North Atlantic .
; ........................
I. P. Karpova. On the atm osphere stability over the North A tlantic . . . .
N.. L. K o gutovskv. Heat and salt exchange betw een the upper aud deep
layers in the N orth A tlantic . . ..................................................... ....................................
В. I. Tjuriakov. Calculated pattern of the changes of the structure of the
Okhotsk Sea from season to season . . ................................................. ....
V. P. Khrol. Methods of calculation of the advective variation of the
thickness of the ic e along the East American ice travel path . . . . . . . . .
69
76
81
85
94
121
V aria tio n of m e te o ro lo g ic a l an d h y d ro lo g ic al co n d itio n s an d th e ir fo re ca st
В. B. Elekoyev. Change of the planelary waves length during th e transition
from the zonal to meridional circulation
........................................................... ....
A. A. Girs. Use of the data of the development of the macrosynoptic
processes in studying causes of background hydrosphere characteristics variations
A. I. Savichev. The forecast of the atm osphere pressure field over the
North Atlantic in July ......................................... ........................
■. . . . . . . . .
E. I. Seryakov, V. P. K araalovsky. Calculation of variations of the month
' values of evaporation heat losS and the sea — air heat exchange in the North
Atlantic ...................................................................................................... ........................ • .
E. I.-Seryakov, A. 1. Sm irnova. Relation betw een heat balance components
and w ater tem perature anom alies for the charaeterjstic yea^s in ihe North
A tlantic .................................................................................. . ................................. ....
’ A. /. Sm irnova. Variation of the a:tiv e layer heat conten-t in the North
A tlantic in various types of the atmospheric circulation ..................... .................... .
/. P. Karpova. Influence of th e 'k e la n d ic depression on the currents of the
N o rv e g ia u 'S e a ..........................................................................................................
138
1.45
Г69
184
193
206
221
M ethod s of n a tu r a l in v e s tig a tio n s . A p p a ra tu s
A. V. P rovorkin, G. R. R ekhtzam er. Use of satellites for oceaitological
in v e s tig a tio n s ..............................................................................................'.......................
230
A.
V. P rovorkin, G. R. R ekhtzam er. Decoding of Ice photographs made
239
by means qf m eteorological satellites . . . .............. ............................. ....
P a r t sec o n d . C H E M I C A L S E A - A I R I N T E R A C T I O N
O. A. Alekiff, | N. P. M oricheva j, Calculation of the saturation of calcium
carbonate in the w ater of the Black S e a .........................,...........................
250