’ Ю .

’ Ю .
Р
Е
О
Г
К
П .
И
Е
О
А
Д о р о н и н
Н
Н
А
О
Л
Л
Ь
О
Н
Г
А
И
Я
Я
ДОПУЩЕНО
МИНИСТЕРСТВОМ ВЫСШЕГО
И СРЕДНЕГО СПЕЦИАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ СССР
В КАЧЕСТВЕ УЧЕБНИКА Д Л Я СТУДЕНТОВ ВУЗОВ,
ОБУЧАЮЩИХСЯ ПО СПЕЦИАЛЬНОСТИ
«ОКЕАНОЛОГИЯ»
ЛЕНИ НГРАД
ГИДРОМ ЕТЕОИЗДАТ
1986
УДК 551.46(075.8)
Рецензенты: Одесский гидрометеорологический институт (проф. В. Ф. Сухо­
вей); Государственный океанографический институт
(канд.
геогр. наук В. Н. Бортник)
Изложены основные факторы, обусловливающие специфику гидрологиче­
ского режима. По общности морфометрии, влияющих факторов и гидрологиче­
ского режима выделены основные океанические регионы и группы морей. Для
каждого региона и морей, в основном омывающих территорию СССР, приве­
дены основные морфометрические характеристики, изложены климатические
факторы, влияющие на режим, рассмотрены гидрологические процессы и основ­
ные черты формируемой ими циркуляции вод, приливов, волн, термохалинной
структуры вод и ледяного покрова.
Предназначена в качестве учебника для студентов, специализирующихся
в области океанологии.
The book by Yu. P. Doronin “Regional O ceanology” presents the main factors
conditioning the specific features of hydrological regime. The main oceanic regions
and groups of seas are defined on the basis of the generality of their morpho­
metry, influencing factors and hydrological regime. For each of the regions and
the seas, w ashing m ainly the territory of the USSR, there have been given the
main morphological characteristics and the climatic factors effecting the regime;
also examined are the essential features of the water circulation they form, of the
tides, waves, thermohaline water structure and ice cover.
The book is aimed as a teaching aid for students specializing in the sphere
of oceanology.
ЛеИИНГ^с^й.'.ИЙ
1r-,T ГГ), , -чТе о р о ж ) Г К '.е с к н й ин-т
‘^
б и б л и о т е к а
л -д 185196 Мало' - ичс _ий- "Р->
„ 1903030100-058 „„
Д 069(02)-86-------- 43’86
Гидрометеоиздат, 1986 г.
П РЕД И С Л О В И Е
Региональная океанология характеризует специфику режима
различных областей Мирового океана и его морей, его зависимость
от региональных морфометрических, климатических и других осо­
бенностей бассейна. Особое место этой дисциплине отводится
в связи с усиливающимися антропогенными воздействиями на моря,
интенсификацией хозяйственного использования различных ресур­
сов океанов и морей. Развитие данной дисциплины определяется
не. только потребностями народного хозяйства во все более деталь­
ной информации о гидрологическом режиме бассейна, но и тем,
что режим составляет основу, на которой развиваю тся методы про­
гнозов состояния морей и океанских регионов.
При изложении м атериала основной упор сделан на объясне­
ние причин региональных особенностей протекающих гидрологиче­
ских процессов и вызываемых ими пространственно-временных рас­
пределений соответствующих элементов. Принималось во внима­
ние, что студенты уже изучили дисциплины «Общая океанология»,
«Физика океана» и часть разделов «Динамики океана». Поэтому
основная географическая характеристика регионов и математиче­
ское описание основных процессов даны очень кратко. Лишь в тех
случаях, когда в перечисленных дисциплинах те или иные общие '
гидрологические процессы не рассматривались или региональные
особенности бассейна существенно изменяют абстрагированное
представление о процессе, приходилось более подробно излагать
некоторые общие вопросы теории. Это нашло отражение в изло­
жении общих вопросов динамики вод в шельфовой зоне, трансфор­
мации речных вод в море, проникновении морских вод в эстуарий
рек и т. д.
Большое место в книге отведено гидрологической характери­
стике морей, омывающих территорию СССР, или полностью1"вхо­
дящих в нее. Все они объединены в несколько групп по опреде­
ленным региональным признакам. При этом в группу средиземных
морей включено собственно Средиземное море как типовое, хотя
и обладаю щ ее отрицательным пресным балансом. Н а фоне этого
хорошо изученного моря рельефнее проявляются основные черты
режима таких морей, как- Белое, Балтийское, Чернйе, позволяю­
щие отнести их в эту группу.
■?- .. ■*'
Невозможно дать весь графический материал, который
должен сопровождать курс такого рода. Предполагается, что при
изучении дисциплины «Региональная океанология» по настоящей
книге будут широко использоваться атласы всех океанов.
Основой настоящего учебника послужили лекции, читавшиеся
автором в Ленинградском гидрометеорологическом институте.' Л ек­
ции и рукопись неоднократно обсуждались на океанологическом
факультете ЛГМ И. Автор по возможности учел все критические
замечания и глубоко признателен за высказанные полезные советы,
способствовавшие совершенствованию структуры и содержания
рукописи.
-■■■
;■«
"
1*
3
ВВЕДЕНИЕ
Предмет и задачи курса. Мировой океан, покрывающий
7 4 % поверхности земного шара, простирается через все широтные
зоны, его глубины меняются в большем диапазоне чем рельеф
суши, конфигурация и размеры отдельных его морей, а такж е их
связь с океаном разнообразны. Уже только одно это приводит
к тому, что пространственно-временное распределение гидрологиче­
ских характеристик в различных регионах Мирового океана ока­
зывается часто специфическим, непохожим на среднюю по всему
океану картину. Оказывается, что и многие гидрологические про­
цессы в различных регионах протекают по-разному. Несомненно,
что все это наклады вает отпечаток на растительный и животный
мир региона, влияет на характер его грунтов. Те общие закономер­
ности термохалинных и динамических процессов, которые рассм ат­
ривались в курсах «Физика океана» и «Динамика океана», в кон­
кретных условиях и при конкретных граничных условиях создают
своеобразную в количественном, а то и в качественном отношении
картину полей различных гидрологических характеристик и их из­
менчивости. Д аж е соотношение химических элементов в морской
воде некоторых морей может меняться в зависимости от особен­
ностей водообмена с окружающей средой и других физических
и химических процессов.
Все или почти все процессы, протекающие в Мировом океане,
в той или иной степени взаимосвязаны. Поэтому особенности поло­
ж ения'региона, его морфометрия, характер действующих внешних
факторов, влияющих хотя бы на какой-то один или несколько про­
цессов, особенно термодинамических, могут создать специфическую
гидрологическую картину водоема.
Предметом настоящего курса явл яется' освещение этой специ­
фической картины той или иной части Мирового океана, рассмот­
рение особенностей взаимосвязи протекающих в регионе процессов
и изучение возможностей определения устойчивого изменения по­
лей гидрологических характеристик под влиянием внешних факто­
ров. Таким образом, региональная океанология имеет дело не
с конкретными полями гидрологических й гидрохимических х ар ак ­
теристик на какой-то момент времени, а с их средними значе­
ниями за более или менее длительный период времени, зависящий
от требуемой точности. Такж е рассматриваю тся типичные, т. е.
наиболее часто повторяющиеся процессы, приводящие к формиро­
ванию присущей данному региону картины гидрологических полей,
фауны и флоры, составу грунтов. Естественно, что представление
только одних средних значений характеристик не может дать пол­
ной картины региона, поэтому часто даются и другие статистиче­
ские моменты, особенно для гидрологических полей, являющихся
наиболее изменчивыми.
Чтобы из множества фактических состояний гидрологических
полей и формирующих их процессов выделить преобладающие, ис­
пользуется понятие гидрологического режима. Он характери­
зуется совокупностью статистических моментов, отражаю щих пространственно-временное распределение гидрологических характери­
стик в конкретном регионе Мирового океана, а такж е процессов,
обусловливающих это распределение.
Под,-гидрологическим состоянием региона понимается картина,
даваем ая единичной по времени выборкой данных. Вследствие
большого числа факторов, влияющих на состояние океана или
моря, вследствие пространственно-временной изменчивости многих
факторов и их взаимосвязи, а такж е из-за зависимости характера
ряда гидрологических процессов от предшествующего состояния
вод региона трудно ожидать тождественности двух гидрологиче­
ских состояний.
Региональная океанология изучает гидрологический режим
региона, включая химический состав вод, с которым тесно связан
животный и растительный мир, а такж е состав грунтов.
Дифференциация наук об океане и его регионах, обусловленная
в первую очередь потребностями человечества, привела к развитию
всех основных разделов океанологии. Уменьшение биологических
ресурсов океана заставило перейти к воспроизводству промыш­
ленно важных биологических ресурсов, дало толчок к детальному
изучению зависимости растительного и животного мира океана.от
гидрологических факторов к поиску новых промысловых районов,
основываясь на необходимых характеристиках гидрологического
режима.
Добыча полезных ископаемых как из недр под толщей вод, так
и со дна океанов и морей связана с определенным гидрологическим
обеспечением работ, с использованием режимных сведений о тече­
ниях, волнении, льде и т. д.
Распределение газов и некоторых химических элементов в водах
тех или иных регионов Мирового океана непосредственно зависит
от их гидрологического режима.
Развернувш иеся в последние 10—20 лет исследования запасов
энергии океана с целью ее извлечения и использования такж е бази­
руются на режимных сведениях о соответствующих гидрологиче­
ских характеристиках. Ни один технический проект размещения
морского порта, таких сооружений, как мол, волнолом, защитных
сооружений берегов, судоходных каналов не обходится без предва­
рительного изучения гидрологического режима региона. Интенсивное развитие подводного флота потребовало режимных сведе­
ний о распределении плотности воды, о глубинных течениях, о внут­
ренних волнах, об акустической картине.
Особенно большое внимание изучению гидрологического ре­
ж им а морей и его зависимости от внешних факторов стало уде­
ляться в связи с антропогенными воздействиями на море. П режде
5
чем искусственно изменять какой-либо внешний фактор, будь то
морфометрический в виде плотин или проливов, будь то состав­
ляющие водного баланса или термическое воздействие, чаще всего
проявляющееся через'1изменение альбедо или притока и стока
тепла, необходимо оценить отдаленные последствия такого меро­
приятия. В первую очередь они должны быть выражены в измене­
ниях режима моря. По сути, определение таких изменений можно
трактовать как сверхдолгосрочный прогноз одной или нескольких
гидрологических характеристик. Но д аж е краткосрочный гидроло­
гический прогноз базируется в той или иной степени на режимной
информации, и часто он составляется в виде аномалий, т. е. откло­
нений от- режимных данных.
Таким образом, характеристика гидрологического режима
региона является необходимой для всех океанологических наук.
Поэтому освещению гидрологического режима соответствующего
региона, его зависимости от внешних факторов, возможности опре­
деления причинно-следственных связей и их выражению в м ате­
матической форме будет отведен основной объем книги.
В задачу курса входит определение основных характеристик
гидрологического режима соответствующего региона, изучение
и объяснение причин,, обусловливающих специфику режима, н а­
хождение способов оценки зависимости характеристик гидрологи­
ческого режима региона как от внешних факторов, так и взаимо­
связанных внутренних термохалинных и динамических процессов.
В связи с бурным развитием химии, биологии и геологии океана
и выделением этих разделов океанологии в самостоятельные дис­
циплины в данном учебнике они не излагаются.
Связь региональной океанологии с другими океанологическими
науками. Поскольку основным разделом региональной океаноло­
гии является гидрологический режим региона, то его изучение
базируется в первую очередь на тех сведениях о регионе, которые
даются в курсе «Общая океанология». Это географическое положе­
ние региона, его морфометрические характеристики, сведения
о свойствах вод и климатических факторах, о связях с Мировым
океаном. В региональной океанологии широко используются ре­
зультаты исследований в области физики океана. Если в физи­
ческой дисциплине изучается то или иное физическое явление или
процесс при наиболее типичных условиях, во многих случаях весьма
абстрагированных и часто без учета взаимной связи с другими
процессами, то в задачу региональной океанологии входит изуче­
ние характера протекающего процесса в конкретных условиях
с рассмотрением его взаимосвязи с другими процессами. Так, на­
пример, прогрев моря и формирующееся при этом поле темпера­
туры воды хотя и описывается одним законом, но происходит
по-разному в зависимости от плотностной стратификации вод, си­
стемы течений и их интенсивности, прозрачности вод и ряда других
факторов, которые в различных регионах могут существенно ме­
няться. Существенно меняются в зависимости от конфигурации
берегов, размеров бассейна, рельефа дна и глубин, наличия
6
и размера проливов, все или практически все динамические про­
цессы, т. е. течения, волны, приливы, сейши и т. д.
Если в физике океана физические процессы, абстрагированные
от конкретных географических условий, то в задачу региональной
океанологии входит приложение физических закономерностей
к конкретным географическим условиям для получения целостной
картины взаимодействующих процессов и обусловленного их дей­
ствием пространственно-временного распределения гидрологиче­
ских характеристик.
В региональной океанологии используются знания по химии
морских вод, так как от солености зависит характер многих про­
текаю щих гидрологических процессов. Важ на такж е роль состава
и концентрации газов в морской воде.
Невозможно объяснить термохалинное и динамическое состоя­
ние вод региона без привлечения сведений о метеорологических
процессах над ним, об обмене теплом, влагой и импульсом с атмо­
сферой, о потоках лучистой энергии. Поэтому региональная
океанология тесно связана с рядом метеорологических дисциплин
и в первую очередь с климатологией.
Региональные особенности гидрологического режима Мирового
океана очень сильно зависят от рельефа морского дна, размеров
и конфигурации котловин, заполненных морской водой. Движения
земной коры в предшествовавшие геологические эпохи привели
к тому, что не все части Мирового океана образовались одно­
временно, не везде одинаково формировались водные массы. Н еко­
торые области испытывали периодические подъемы и опускания,
осушения и затопления. В результате водные массы, особенно глу­
бинные, образовывались либо из «коренных» вод Мирового океана,
либо из поверхностных вод, сильно трансформированных, как, н а ­
пример, в Балтийском море, а то вообще формировались из мест­
ных вод, как в Аральском море. Все это свидетельствует о необ­
ходимости учета в региональной океанологии геологических осо­
бенностей региона. Таким образом, связь с геологией океана оче­
видна.
В настоящее время продолжается формирование рельефа дна
и берегов океана. Это особенно нужно принимать во внимание
при планировании антропогенных мероприятий в различных регио­
нах морей.
В текущем веке развернулись интенсивные работы по поиску
полезных ископаемых на дне океанов и морей. Если при поиске
нефти в первую очередь нужно учитывать историю формирования
соответствующего водного объекта, то образование на дне кон­
креций до сих пор остается загадкой и возможно они представляют
собой продукт сложного взаимодействия гидрологических, хими­
ческих и биологических процессов в соответствующие геологиче­
ские эпохи.
Особенно тесна связь дисциплины с теми разделами геологии
океана, которые изучают динамику берегов. Переформирование
последних зависит как от характера слагающих их пород, так и от
7
движения морских вод. Это обстоятельство приходится учитывать
при проектировании различных сооружений на берегах и шельфе.
Составной частью океанологии вообще и региональной океано­
логии в частности является биология океана. Такая связь не фор­
мальна. Она исходит из того, что морская вода представляет со­
бой среду обитания морских организмов. Следовательно, свойства
воды, характер ее движения определяет видовой состав и числен­
ность организмов. Эта связь не односторонняя. Морские организмы
влияют на прозрачность и поглощение водой лучистой энергии.
Большое количество мельчайших организмов в антарктических
льдах уменьшает их альбедо, что приводит к более быстрому, чем
в Арктике их таянию.'
Морские организмы влияют на газовый состав морских вод.
Примером может служить Черное море, в котором в результате
деятельности бактерий по восстановлению сульфатов углеродом
органических веществ создается на глубине более 150 м большая
концентрация сероводорода. Многие виды грунтов океанов и морей
имеют органическое происхождение. Эти осадочные грунты со­
здают специфический характер дна, влияя на гидрологические про­
цессы.
В настоящее время региональная океанология перестала быть
только описательной наукой. Все шире и шире она использует
математический аппарат для получения количественных показате­
лей режима. В первую очередь используются методы математиче­
ской статистики для обработки рядов наблюдений. Кроме этого,
начинают применяться методы математической физики при моде­
лировании различных гидрологических процессов для получения
более полной картины гидрологического режима.
Моделирование, по сути, является единственным методом при
оценках возможных изменений режима в случае антропогенных
или каких-либо других изменениях внешних факторов или морфо­
логических характеристик региона.
В настоящее время начинают составляться математические мо­
дели не только гидрологического режима или отдельных его сто­
рон, но и значительно более сложные модели экологии региона.
Например, уже используется на практике экологическая модель
Азовского моря.
Наконец, региональная океанология представляет собой свое­
образный раздел географии нашей планеты. Развитие исследова­
ний того или иного региона Мирового океана тесно связано с по­
требностями человечества в нем с его экономическими возможно­
стями. Поэтому в «Основных направлениях экономического и со­
циального развития СССР на 1986— 1990 годы и на период до
2000 года» указано на необходимость комплексного исследования
Мирового океана в целях наиболее полного использования его
ресурсов.
Глава
ОСНОВНЫЕ ФАКТОРЫ,
ОБУСЛОВЛИВАЮЩИЕ
СПЕЦИФИКУ
ГИДРОЛОГИЧЕСКОГО РЕЖИМА
1.1. Г Е О Г Р А Ф И Ч Е С К О Е
ПОЛОЖ ЕНИЕ
И М О РФ О М ЕТРИ Я
РЕГИ О Н А
Географическое положение и морфометрия бассейна, его обо­
собленность от Мирового океана следует рассматривать как внеш­
ние факторы, которые влияют на региональные особенности ре­
ж има, но сами от него не зависят. От географического положения
бассейна зависит интенсивность приливных сил и ускорения Корио­
лиса, а такж е некоторые климатические характеристики, поэтому
описание региона всегда начинают излагать с географического
положения и морфометрии.
Географическое положение региона. Поступление в тот или
иной регион лучистой энергии, являющейся основной приходной
статьей теплового баланса, в основном определяется географиче­
ской широтой региона. Наблюдения свидетельствуют о том, что годо­
вой радиационный баланс поверхности Мирового океана всюду
положительный и имеет примерно широтный ход с максимумом
5-102 кД ж /(см 2-год) у экватора. К полюсам он постепенно убы­
вает почти до нуля, а в некоторых районах Антарктиды даж е до
отрицательных значений.
Поглощенный водой поток лучистой энергии влияет на мно­
гие океанические процессы, начиная от формирования поля тем­
пературы и до бароклинной циркуляции вод. В свою очередь от
температуры воды и особенностей циркуляции зависят состав рас­
творенных газов и их концентрация, перенос питательных веществ,
интенсивность биологических процессов и богатство растительной
и животной жизни в регионе.
От географического, положения зависит характер поступающих
в регион воздушных масс: будут ли они теплые или холодные,
сухие или влажные, будут ли приносить осадки или нет. Известно,
что значительная доля поглощаемой океаном лучистой энергии
расходуется на испарение. Следовательно, при поступлении сухого
воздуха происходит меньший прогрев воды, чем при поступлении
влажного. Кроме того, в результате более интенсивного испарения
происходит большее осолонение поверхностных вод со всеми д аль­
нейшими последствиями. Например, специфика гидрологического ре­
жима дальневосточных морей во многом обусловлена характером
поступающих воздушных масс во время зимнего и летнего
муссонов.
9
От географического положения региона зависит характер атмо­
сферной циркуляции над ним, а следовательно, и специфика вет­
ровой циркуляции вод.
Следует такж е иметь в виду зависимость ускорения Кориолиса
от географической широты.
Уже только из этого перечисления видно, что с географическим
положением региона связаны важнейшие, действующие на его
гидрологический режим факторы. Поэтому при рассмотрении ре­
гиональных особенностей Мирового океана в первую очередь обра­
щается внимание на географическое положение той или иной его
части.
Морфометрия бассейна. Особенности многих океанических про­
цессов и сформированные ими поля зависят от морфометрических
характеристик бассейна. В большинстве случаев из-за турбулент­
ного и конвективного перемешивания в теплообмене с атмосферой
может участвовать большой слой воды. Чем он больше, тем
меньше (из-за большой объемной теплоемкости) изменяется его
температура. В мелководных ж е морях, таких, как Азовское и
Аральское, толщина деятельного слоя (даж е при его распростране­
нии до дна) оказывается малой, и поэтому годовые колебания
температуры воды в этих морях больше, чем в соседних более.глу­
боких морях Черном и Каспийском. От средней глубины моря з а ­
висят и другие океанические процессы, такие, как волны, сгонно­
нагонные явления, течения и т. д. Поэтому основной морфометри­
ческой характеристикой бассейна следует считать его среднюю
глубину.
К другим морфометрическим характеристикам можно отнести
площадь бассейна и объем вод. По площади можно судить о. воз­
можной неоднородности воздействующих на бассейн атмосферныхфакторов, о разгонах волн, о возможных значениях собственных
колебаний вод в бассейне, о влиянии берегов на циркуляцию вод.
Соотношение объема вод в бассейне с составляющими водного
баланса позволяет судить об их влиянии на обновление вод. Объем
вод, средние значения температуры и солености дают представ­
ление об общем запасе тепла и солей в бассейне, что позволяет
судить о возможных их изменениях под влиянием внешних ф акто­
ров, о степени теплового влияния бассейна на атмосферу.
Очень важной морфометрической характеристикой бассейна
является рельеф дна и очертание берегов: А. С. Саркисян [30]
показал, что уравнение, характеризующее изменение уровня
моря £, содержит члены, зависящие от глубины и уровня / ( Я , £),
от глубины и плотности / ( Я , р) и ряд других членов, в которые
входят производные от глубины Я. Это означает, что уровень моря
зависит от неоднородности рельефа дна.
Естественно, что изменения уровня моря влияют и на течения.
От рельефа дна зависит и вертикальная составляющ ая скорости
воды до. У самого дна ее часто представляют в виде функции от
вектора- горизонтальной скорости течения V и уклона дна VH
wH= V ■у Я ,
10
а выше w определяется через дивергенцию скорости течения, зави ­
сящую от рельефа.
Рельеф дна через циркуляцию влияет и на другие океанические
процессы: на адвекцию тепла и солей, на перенос биогенных эле­
ментов и газов, на интенсивность биологических процессов в ре­
гионе.
Очертание берегов сказывается в первую очередь на динамике
вод. Берег изменяет направление течения и влияет на сгонно-на­
гонные явления, особенно хорошо выраженные в заливах, губах
и других узкостях. Очень часто в прибрежной зоне формируются
восходящие и л и нисходящие движения вод, от которых зависит
перенос питательных веществ и скопление рыбы.
Совокупное влияние рельефа и конфигурации берегов приводит
к особенностям трансформации волн и приливов в прибрежной
зоне, создавая на некоторых ее участках благоприятные условия
для использования их энергии в хозяйственных целях.
При изучении гидрологического режима моря необходимо учи­
тывать его связь с Мировым океаном. Иногда ее вы раж аю т через
коэффициент обособленности С, под которым понимается отноше­
ние минимального сечения всех проливов ЦПщ, к среднему сече­
нию моря Пм- Среднее сечение можно приближенно оценить как
отношение объема вод моря vM к 1/4 его периметра /м, т. е. 4vm//mТогда
С = /„ S n np/(4vM) .
(1.1)
Д л я таких изолированных от Мирового океана морей, как
Аральское и Каспийское, С = 0 . Д л я не имеющего берегов Саргассова моря С = я .
Помимо коэффициента обособленности, взаимосвязь бассейна
с Мировым океаном может быть вы раж ена через время обновле­
ния вод At (отношение объема вод бассейна vM к приходной или
расходной. части водного баланса М ). Эта условная характери­
стика не отраж ает фактическое время обновления вод бассейна,
так как в его.-глубоководных частях воды могут не участвовать
в обмене или участвовать слабо. Например, при объеме Белого
моря 5600 км3 и притоке воды через Горло 2000 км3/год совер­
шенно не следует, что все воды моря обновляются за A t =
==5600/2000=2,8 года. В каких-то районах моря воды обновляются
ежегодно., в других застаиваю тся на более длительный срок. Но
общее представление об интенсивности водообмена в регионе эта
характеристика дает.
М орфометрйя проливов оказывает существенное влияние не
только на объем вод, протекающих через них и участвующих
в водообмене бассейна с соседними, но и на характеристику вод.
Действительно, даж е при одном и том ж е сечении пролива
и объеме проходящих через него вод при малой глубине пролива
участвуют в водообмене чаще только поверхностные воды. Через
глубокий ж е прблив проходят как поверхностные, так и более глу­
бокие воды.
11
От морфометрии пролива зависит и характер движения вод.
В мелководном широком проливе при разнонаправленном 'движ е­
нии вод потоки чаще разделяю тся по горизонтали, прижимаясь
в зависимости от ускорения Кориолиса к тому или другому берегу.
Примером такого распределения потоков могут служить преобла­
дающие течения в Горле Белого моря. Воды Баренцева моря при­
жимаются к западному берегу Горла, а воды Белого моря —
к восточному. Если пролив узкий, то плотные воды текут в придон­
ной части, а менее плотные движутся над ними. Таков, например,
характер течений в проливах Босфор и Гибралтар.
Описанный характер распределения вод в проливах часто
может изменяться под воздействием других факторов. В частности,
ветер, создавая нагон или сгон, может сильно изменить систему
течений в проливах. Например, при сильном и устойчивом южном
ветре в прол. Босфор усиливается поток вод М раморного моря.
Они могут занимать значительную часть сечения пролива, отжимая
черноморские воды к западному берегу. При сильных северных
ветрах в проливе преобладают черноморские воды, а воды М ра­
морного моря занимают небольшую придонную область.
Приливообразующая сила, зависящ ая (как показано в курсе
«Динамика океана») от расстояния между Землей и вызывающим
прилив небесным телом, его массы, географического положения
выбранного объема воды, относится к числу внешних сил, дей­
ствующих на элементарный объем воды в какой-то точке океана.
Вместо самой приливообразующей силы чаще используется ее по­
тенциал Q, через который вы раж ается статический прилив £
в бассейне площадью П
e = £ 2 /g -(l/g II)J 'fQ < ffl,
(1.2)
п
где g — ускорение свободного падения.
И з-за зависимости от положения бассейна и его площади ста­
тический прилив обладает региональными особенностями. В еще
большей степени от морфометрии бассейна зависят характеристики
фактического прилива.
1.2. К Л И М А Т И Ч Е С К И Е Ф А К Т О Р Ы , В Л И Я Ю Щ И Е НА Р Е Ж И М
В разряд' климатических факторов, влияющих на режим океани­
ческого региона или моря, следует включить радиационный баланс,
атмосферное давление и ветер, осадки и зависящий от них м ате­
риковый сток, турбулентный теплообмен с атмосферой и испарение.
Большинство из них нельзя рассматривать только как внешние по
отношению к гидрологическому режиму, так как они сами в той
или иной степени зависят от него.
Материковый сток практически не зависит от режима водоема,
а оказывает на него сильное влияние. Пресная вода, менее плот­
ная, чем морская, распластывается при выходе из устья по поверх­
12
ности бассейна, занимая те или иные его области в зависимости от
системы течений и ветров и постепенно трансформируясь. Влияние
речных вод наиболее заметно проявляется в повышении на устье­
вом взморье уровня, который зависит от объема стока. Вследствие
повышения уровня формируется стоковое течение, включающее
пресные воды в циркуляционную систему бассейна. При большом
речном стоке (например, в Карском море, в которое ежегодно по­
ступает в среднем 1300 км3 пресных вод) стоковое течение стано­
вится довольно заметным. В пересчете на площадь моря этот сток
составляет 1,5-метровый слой воды. Такой или даж е меньшей
толщины слой пресной воды влияет на перенос практически всех
субстанций между поверхностью бассейна и его глубинными
слоями, и это более важно, чем просто повышение уровня моря.
И з-за большой вертикальной устойчивости на нижней границе
распресненных вод происходит уменьшение коэффициента турбу­
лентности, уменьшаются вертикальные турбулентные потоки тепла
и солей. Таким образом, распресненный поверхностный слой играет
роль своеобразного изолятора для подстилающих его вод, прини­
мающего на себя основное воздействие атмосферы со всеми выте­
кающими отсюда последствиями.
Атмосферные осадки в большей степени, чем материковый сток,
зависят от режима бассейна, так как при его большой площади
и интенсивном испарении возрастает доля осадков местного проис­
хождения. Суммарная роль осадков и стока в изменении уровня £ц
вы ражается уравнением пресного баланса
p d U d t = dM/ dt + И,
(1.3)
где М — суммарная масса речных вод и осадков, приходящихся
на единицу площади; р — плотность воды; И — скорость испарения
( # < 0 ) или конденсации ( # > 0 ) .
Атмосферное давление и ветер являю тся основными факторами,
вызывающими многие виды движений вод, по крайней мере
в верхних слоях океанов и морей. Входящий в уравнение движения
во д ы . горизонтальный градиент давления VP слагается из гра­
диентов атмосферного давления на уровне моря VPa, градиентов
уровня и плотности с соответствующими множителями
Z
VP = VPa + gpvs + g \ Vpdz .
о
(1.4)
Это выражение характеризует влияние атмосферного давления
на' градиент давления воды.
Влияние ветра на течения вы раж ается обычно через напряжение
трения
х = cvpa |Vj V.
(1.5)
• Обычно считается, что атмосферное давление и ветер не зави­
сят от гидрологического режима, но в том случае, когда бассейн
имеет большие размеры, такие, например, как океан или его значи­
13
тельная часть, то Р а и ветер могут сами зависеть от тепло- и влагообмена океана с атмосферой. Хорошо известно влияние океана
в экваториальной и тропической зонах на формирование пассатной
циркуляции атмосферы, на образование исландского и алеутского
минимумов, азорского и гавайского максимумов и т. д. Но неболь­
шие бассейны, размером с море, не влияют существенным обра­
зом на атмосферное давление и ветер. Возникаю щая бризовая
циркуляция не бывает интенсивной и распространяется только на
прибрежные районы морей.
Коэффициент трения cv такж е зависит от состояния морской по­
верхности, и с увеличением ветрового волнения он возрастает.
Таким образом, определяемое через ветер или градиент атмосфер­
ного давления напряжение трения нельзя считать чисто внешним
фактором. Однако искажение профиля скорости ветра волнами
и плавучестью проявляется в пределах нескольких десятков мет­
ров над морской поверхностью, поэтому при использовании геострофического ветра он с тем ж е приближением, что и атмосфер­
ное давление, полагается внешним фактором.
Важнейшим фактором, определяющим многие стороны гидро­
логического режима бассейна и в то ж е время зависящим от его
состояния, является радиационный баланс Б
Б = Q (1 — А) “Ь /а
/ 0>
(1.6)
где Q — суммарная радиация; А — альбедо; / а и / 0 — длинновол­
новое излучение атмосферы и океана.
В выражении радиационного баланса только суммарная рад и а­
ция явно не зависит от режима бассейна. Но уже при влиянии
водоема на восходящие токи в атмосфере и конвективную облач­
ность, сильно меняющую поток коротковолновой радиации, нельзя
рассматривать Q как чисто внешний фактор. Не является чисто
внешним и длинноволновое излучение атмосферы, на которое суще­
ственно влияет температура и влажность воздуха в пределах ниж ­
него километрового слоя атмосферы. Это находит свое отражение
в том, что часто в эмпирических формулах / а вы раж аю т в виде
функции от абсолютной температуры 0 и упругости водяных п а­
ров е у подстилающей (в данном случае водной) поверхности:
1л =ав*а(а + б ^ Т ) ,
(1.7)
где ст — постоянная Стефана—Больцмана.
Температура воздуха в приводном слое атмосферы из-за транс­
формации д аж е в прибрежной полосе очень мало отличается от
температуры поверхностного слоя воды, а влажность воздуха
близка к насыщающей. Все это приводит к тому, ч т о . излучение
атмосферы зависит от термического режима бассейна. Естественно,
что чем больше размеры бассейна, тем сильнее эта зависимость.
Помимо тепла и влаги, океаны и моря выносят в пограничный
слой атмосферы большое количество солей, такж е влияющих на
лучистые потоки, поступающие на водную поверхность.
14.
Длинноволновое излучение океанов и морей непосредственно
зависит от абсолютной температуры их поверхности 0 О
/ 0 = а©о.
(1.8)
Альбедо А водной или снежно-ледяной поверхности такж е
является свойством этой поверхности.
Перечисленное свидетельствует о существенной зависимости
радиационного баланса от состояния водной поверхности бассейна,
особенно теплового.
Турбулентный обмен с атмосферой теплом Фа и паром И в еще
большей степени зависит от температуры водной поверхности.
Термическая трансформация воздуха ДФ над водной поверхностью
с температурой Т0 в простейшем случае установившегося режима
с некоторым среднием коэффициентом температуропроводности k
описывается выражением
ДА (х, z) = $c e r f e - L j p L _ \ то( х - £) г|> (a, I) d% ,
2 'y/kjX
J
(1.9)
где
l ) _ " i 7 ® “ exp( — 1 “ ) :
Здесь тЭс — температура воздуха у поверхности суши; U — ско­
рость движения воздуха над водой по направлению оси х.
В среднем за сутки движения первоначальная разность темпе­
ратур воздуха на высоте 2 м и воды уменьшается примерно
на 80 %. Более детальную характеристику трансформации воздуха
над морем можно найти в работе [ 1 1 ].
Столь ж е быстро меняется над морем влажность воздуха. П о­
этому турбулентные потоки Фа и И нельзя считать внешними ф ак­
торами. С тем ж е приближением, как и выражение (1.9), они опи­
сываются формулами
Фа/СрРа = k Ty T + (-0С— Г о)V k TU/ (ях) ;
# /Р а
=
k qyg +
(<7о —
<7о)
л/kqUHnX),
( 1 .1 0 )
где qc и q0 — удельная влажность воздуха над подстилающими
поверхностями суши и моря; у т и у д — средние вертикальные гра­
диенты ■б’ и ,<7 над сушей; k q — коэффициент вертикального турбу­
лентного переноса влаги.
1.3. ГИДРОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ, ФОРМИРУЮЩИЕ РЕЖИМ,
ИХ ВЗАИМОСВЯЗЬ И ЗАВИСИМОСТЬ ОТ ВНЕШНИХ ФАКТОРОВ
Все гидрологические процессы, протекающие в океанах и морях,
оказываются в той или иной степени взаимосвязанными. Поэтому
рассмотрение их вклада в режим удобнее проводить, д авая сначала
характеристику таких процессов и вызываемых ими явлений, кото­
15
рые в наибольшей степени зависят от внешних факторов и в наи­
меньшей от состояния вод бассейна и процессов, происходящих
в них. Этим условиям отвечают приливы, сейши, волны. Их регио­
нальные особенности в основном определяются внешними ф акто­
рами и очень слабо зависят от распределения температуры, соле­
ности, непериодических течений, т. е. от структуры и циркуляции
вод бассейна. В большинстве случаев при рассмотрении колеба­
тельных движений вод в океанах и морях жидкость считают
идеальной. В то же время приливы, сгонно-нагонные явления,
сейши, волны могут оказывать существенное влияние на переме­
шивание вод, на распределение температуры, солености, состояние
льда и т. д.
Приливы очень сильно зависят от региональных особенностей
водоема. Поэтому в приливном явлении принято выделять соб­
ственный прилив и индуцированный. Первый из них представляет
реакцию бассейна с его региональной морфометрией на действие
приливообразующей силы, а второй характеризует поведение при­
ливных волн, зашедших из сопредельных водоемов в бассейн.
Характер движения собственной и индуцированной волн с их
трансформацией под влиянием дна и берегов, взаимным налож е­
нием, резонансом и излучением, т. е. уходом волны в соседние
водоемы, создает обычно весьма сложную картину колебаний
уровня и течений.
В общем виде приливное движение воды описывается системой
уравнений, в которых вектор скорости V после интегрирования от
поверхности до дна переходит в вектор полного потока М:
J (V . v) Vr f z + KM = g ( t f + £ ) v ( £ - a - H r 4
+ W V I;
dtjdt + div M = О,
где к =
(1.11)
(1.12)
М — матрица коэффициентов, определяемая ускоре-
нием Кориолиса f; тн— донное трение; К — коэффициент горизон­
тальной турбулентности; V2 — оператор Л апласа по горизонталь­
ным координатам; V — оператор горизонтального градиента.
В еще большей степени, чем уравнение (1.11), зависит от мор­
фометрических характеристик бассейна краевое условие. Оно
обычно вы раж ается через гидравлический импеданс и представ­
ляется ф-ормулой
(1.13)
Коэффициент отражения г может меняться от полного ( г = 1 )
до нулевого ( г = 0 ) в зависимости от характера шельфа и дисси­
пации на нем приливной энергии. Таким образом, влияние физикогеографических условий бассейна на характер приливных явлений
в нем проявляется сложным образом.
16
Очень важной характеристикой режима являю тся непериоди­
ческие колебания уровня воды в бассейне. К ак и приливы, они
практически не зависят от других элементов гидрологического
режима, хотя сами оказываю т на многие из них существенное
влияние, в частности через интенсивное перемешивание. К ак из­
вестно из курса «Динамика океана», весь класс этих явлений по
природе действующих на воду сил подразделяется на анемобарические, сейсмические и инерционные колебания уровня. Все они за^
висят только от внешних сил и морфометрических особенностей
бассейна.
Анемобарические колебания уровня, как и приливы, описы­
ваются через полные потоки
(1.14)
- тя ) + KV2М.
Внешними силами, вызывающими движение вод, являю тся
атмосферное давление Р а и напряжение трения ветра то. Но вы­
сота нагона в значительной степени определяется морфометриче­
скими характеристиками бассейна, что особенно ясно следует из
уравнения неразрывности (1.12). Уменьшение площади сечения
бассейна по пути движения воды, отсутствие или ограничение
стока воды вызывает конвергенцию и повышение уровня моря.
Сильно влияет на изменение уровня, особенно в мелководных
районах, характер дна через донное трение тн и адвективные
члены. Поэтому все методы расчета таких сгонно-нагонных явле­
ний носят, по сути, региональный характер.
В еще большей степени проявляется роль региональных мор­
фометрических характеристик бассейна в колебаниях уровня при
распространении волн цунами, описываемых тем ж е уравне­
нием (1.14), но при Р а= 0 и То=0. Поскольку волна цунами длин­
ная, то скорость ее распространения непосредственно связана
с глубиной, пропорционально д /# + £ - Это приводит к тому, что
фронт волны искривляется в зависимости от рельефа дна. Как
и с приливной волной, с волной цунами на шельфе происходят
явления рефракции, отражения, концентрации энергии, особенности
которых специфичны для каждого региона из-за многообразия
и неповторяемости морфометрии шельфа океанов и морей.
По сути, характер свободных колебаний воды в бассейне
в форме сейши тот же, что и при явлениях цунами, поэтому и урав­
нение сейш то же, что и для цунами. Но на практике из-за малости
адвективных членов и бокового трения оно записывается в более
простом виде
(1.15)
dM/dt + кМ. + g (Н + £) VS + *н1Р = 0.
Естественно, что оно дополняется уравнением неразрывно­
сти (1.12).
При описании поверхностных волн как элемента гидрологиче­
ского режима можно отметить более слабую их зависимость, чем
2
З ак аз № 427
I
Ленинградский
Гвдрометерро*гогич:с~.:нй ин-т
17
длинных волн, от сил инерции, трения, ускорения Кориолиса.'В ре­
зультате применяемое для описания монохроматической волны
уравнение движения имеет простой вид, и его решение для уста­
новившегося волнения зависит только от глубины. П равда, реаль­
ные волны из-за их взаимодействия меж ду собой и ветром имеют
более сложную структуру и описываются как вероятностный про­
цесс, но в качестве аргумента фигурирует только ветер или его
давление. Однако давно уже известно по данным наблюдений, что
вероятностные характеристики волнения зависят от разгона X,
связанного не только с полем ветра, но и с размерами бассейна.
Эмпирические формулы типа:
g h B/U 2 = a ( g X ! U 2r ;
(1.16)
gxB/U 2 = b (g X / U T
(1-17)
показывают зависимость предельной средней высоты волн hB
и среднего периода хв от разгона X и скорости ветра U. Ясно, что
при размерах моря, меньших, чем разгон, определяемый по полю
приземного атмосферного давления, волны на нем не смогут разви­
ваться до возможных предельных размеров.
Таков ж е характер зависимости элементов
волн отглубины
в мелководном море, только вместо; X вправую
часть
фор­
мул (1.16), (1.17) входит Н. При этом экспериментальные п ара­
метры а, Ь, п и т- имеют другие числовые значения.
В отличие от перечисленных динамических процессов, на кото­
рые состояние вод бассейна практически не влияет, циркуляция
воды в океанах и морях зависит как от внешних действующих ф ак­
торов, региональных характеристик бассейна, так и от плотност­
ной. стратификации вод. В свою очередь циркуляция вод влияет на
перераспределение водных масс с соответствующим перераспреде­
лением плотности, т. е. в данном случае происходит взаимодействие
процессов, формирующих динамическую и термохалинную стороны
режима.
.
Региональные характеристики бассейна в уравнении движения
наиболее заметны при его записи в интегральной форме, например
через интегральную функцию тока я|з
4 г ^ - - Т Г ~ ж { 'Щ г Ж +
Hi
d t ) + 7 T J ® ’ у ’’в + _И 1 г ><
'В + Р » . « Я , Jp z < fe j+ -i-{ ro t(T H — т0) + -S‘ [ ^ r ( T»o —
-
щ
.
fe .->,„)]}+ k[vm. - ( | Н ^ - 4 1
где to и %н — напряжение трения на поверхности и у дна; индексы
х и у обозначают проекцию на соответствующую ось.
Из уравнения (1.18) видно, что интегральная циркуляция зави­
сит от таких региональных характеристик, как глубина, рельеф
18
дна, поля плотности воды и напряжения трения. В связи с тем,
что в уравнение входят производные функции тока по горизонталь­
ным координатам, возникает необходимость использовать условия
на границах бассейна, которые, естественно имеют региональный
характер.
- Взаимосвязь динамических и термохалинных процессов не
позволяет однозначно выявить их приоритет. В зависимости от
региональных особенностей бассейна преобладающую роль могут
играть как динамические, так и термохалинные факторы. Например,
в Аральском и Азовском морях циркуляция вод обусловлена в ос­
новном динамическими факторами, а в Белом и Балтийском морях
велика роль плотностной циркуляции.
И нтегральная функция тока дает представление об общем
переносе вод и по ее распределению могут определяться горизон­
тальные градиенты уровня, необходимые для того, чтобы охаракте­
ризовать течения на разных горизонтах. Следовательно, региональ­
ные морфометрические характеристики бассейна влияют на ско­
рость течения д аж е в его верхнем слое.
Особую важность в формировании режима морского бассейна
имеют вертикальные упорядоченные движения. Они обеспечивают
перенос тепла, соли, газов, биогенных веществ и других характе­
ристик между поверхностью и глубинными слоями океанов и мо­
рей. В зонах восходящих токов, подводящих в верхние слои бас­
сейна питательные соли, наиболее интенсивно развиваю тся р а з­
личные мельчайшие организмы и сосредоточена рыба. Поэтому
при изучении гидрологического режима обязательно обращ ается
внимание на характер вертикальной циркуляции вод. И з-за м ало­
сти вертикальной скорости движения вод в океанах и морях она
пока не может быть измерена, а может быть только вычислена по
уравнению неразрывности, в которое входят производные состав­
ляющих скоростей течения по горизонтальным координатам. З ави ­
симость последних от региональных особенностей бассейна уже
рассматривалась. Следовательно, пространственное распределение
и численное значение вертикальной скорости в той ж е степени обу­
словлены региональными характеристиками бассейна.
Очень большое участие в формировании многих режимных осо­
бенностей бассейна принимает перемешивание, являющееся в а ж ­
нейшим фактором, зависящим от динамических и термохалинных
процессов в водоеме, а такж е от ветра, потоков тепла и влаги ме­
ж ду атмосферой и водной поверхностью.
Перемешивание, как и вертикальные упорядоченные движения,
влияет на профиль скорости течения, на распространение потоков
тепла, солей, газов и т. д. В значительной степени благодаря ему
формируются однородные водные массы, присущие тому или дру­
гому региону Мирового океана.
К ак известно из курса «Физика океана», выделяются два типа
перемешивания: турбулентное, иногда называемое фрикционным,
и конвективное. Интенсивность первого связана с градиентами
скорости течений и волнением, а его распространение по вер2*
19
тикали — еще и с плотностной устойчивостью. Из постоянных ф ак­
торов, имеющих региональный характер, непосредственно на тур­
булентное перемешивание влияет ветер, а косвенно, через течение,,
'все рассмотренные ранее.
Конвективное перемешивание порождается различными причи­
нами. В умеренных широтах океанов и морей в осенне-зимний пе­
риод бывает хорошо выражена термическая конвекция, играющая
чрезвычайно большую роль в их режиме. В тропической зоне в ре­
зультате интенсивного испарения развивается соленостная конвек­
ция. В полярных районах до образования льда преобладает терми­
ческая конвекция, а после — соленостная. Из-за региональных
условий 'могут иметь место отклонения от описанного распростра­
нения видов конвекции. Конвективное перемешивание может такж е
возникать при адвекции более плотных вод, как это имеет место
в районах поступления средиземноморских вод в Атлантический
океан, а такж е при смешении вод с разной температурой. В райо­
нах поступления тепла из недр Земли придонные слои воды подо­
греваются, их плотность уменьшается, и может возникнуть при­
донная конвекция, играющая большую роль в перемешивании при­
донных слоев воды.
Независимо от вида конвекции характеристики вод в слое пере­
мешивания удается описывать одной системой уравнений
дТh/dt = (Ф0 + Фд + Фг)/ср; j
dShjdt = (<р„ + щ 4- фг)/р;
(1.19)
аре
__1
=0
дг z <h
где Ф и ф — потоки тепла и солей соответственно на поверхности,
глубине h и адвективные (обозначенные индексом г); ре — потен­
циальная плотность воды.
Региональные особенности бассейна влияют на вид и интен­
сивность конвективного перемешивания через потоки тепла и солей,
а такж е через плотностную стратификацию вод.
Протекание термохалинных процессов и формирование термохалинной составляющей режима в еще большей степени зависят
от региональных особенностей бассейна, чем от перечисленных
выше явлений. Это объясняется тем, что, помимо тепло- и влаго­
обмена с атмосферой, на термохалинные особенности режима
влияют, по сути, все динамические процессы, сами зависящие от
региональных характеристик. Наиболее отчетливо это видно из
уравнений балансов тепла и солей. Первое из них для региона за
какой-то промежуток времени получается интегрированием урав­
нения теплопроводности по всему бассейну площадью П
Я< П)
п
о
__ Я(П)
п
х (K V 2T - w Т) dzdU,
20
п о
(1.20)
где Фи — затрата тепла на испарение; Фд — поток теплая
через дно.
Из уравнения баланса видно, что запас тепла в бассейне опре­
деляется теплообменом с атмосферой, выраженным первым членом'
правой части, все слагаемые которого зависят, как было показано,,
от региональных характеристик, а такж е макротурбулентным пере­
носом и адвекцией тепла через границы бассейна. На адвекцию*
влияют и морфометрия границы, и интенсивность течений, и темпе­
ратура переносимых вод.
Совершенно аналогично рассмотренному влияют региональные
характеристики бассейна на его солевой баланс и распределение
солености
Я(П)
JJ S p - ^ d zdn=5J[<p*-S„(0 + tf)]dir +
п о
п
Я(П)
Внешними факторами, влияющими на баланс солей в бассейне,
являются морфометрические характеристики бассейна, фигури­
рующие в уравнении (1.21), и осадки О. Испарение с поверхности
бассейна не может рассматриваться в качестве внешнего фактора.
При образовании льда вместо испарения И в уравнении (1.21)
будет фигурировать- поток солей, выделяемый при нарастании
льда.
Морской лед является важнейшим региональным гидрологи­
ческим образованием. Из курса «Физика океана» известно, что он
формируется на тех акваториях Мирового океана, где запаса тепла
в верхних слоях оказывается недостаточно, чтобы скомпенсировать
зимние потери тепла в атмосферу. Теплообмен бассейна с атмо­
сферой, толщина слоя воды, участвующего в теплообмене и запастепла в нем определяются многими региональными особенностями.
На рост толщины льда оказывают влияние и такие процессы,,
носящие региональный характер, как осадки в виде снега, соле­
ность воды, конвекция, течения. Поэтому при определении тол­
щины ледяного покрова учитывают не только скорость его роста,.,
но и движение, входящее в первое слагаемое уравнения балансатепла
(1.22)
Сами характеристики льда: теплота кристаллизации LK, тепло­
проводность Л л и плотность рл зависят от скорости роста льда
и солености воды, из которой он образуется. Скорость движения
льда, входящая в индивидуальную производную, зависит не толькоот скорости ветра над регионом, но и от течений, и от морфометрии
берегов.
2И
Поток тепла из воды к нижней поверхности льда
опреде­
л яется большим комплексом гидрологических процессов в бассейне
я имеет сугубо региональный характер.
Л ед в свою очередь сильно влияет на гидрологические процессы
в регионе. Достаточно отметить, что он прекращ ает поверхностное
.волнение, уменьшает приливы и сгонно-нагонные явления, влияет
на скорость течения, перераспределяет потоки тепла и т. д.
Все рассмотренные в данном разделе факторы и уравнения,
•описывающие различные потоки и процессы, составляют математи­
ческую модель, с помощью которой в принципе можно описать
•совокупность динамических и термохалинных процессов в регионе.
В результате всех этих процессов создается специфическая гене­
ральная картина распределения гидрологических характеристик
и их изменений в бассейне, составляющ ая понятие гидрологиче­
ского режима бассейна.
П ока еще нет возможности получить полное решение всей мате­
матической модели и дать на этой основе какое-то ограниченное
число критериев, характеризующих режим, поэтому часто харак­
теризуются только поля гидрологических характеристик по данным
наблюдений. В последнее время они дополняются результатами
расчетов по некоторым блокам модели. В дальнейшем при описа­
нии режима характерных регионов Мирового океана и морей, омы­
вающих нашу страну, будут использоваться как данные наблю де­
ний, так и результаты расчетов.
Я.4. П Р И Н Ц И П Ы Р А Й О Н И Р О В А Н И Я М И Р О В О Г О О К Е А Н А
Мировой океан, покрывающий почти 3/4 поверхности нашей
планеты и простирающийся через все широтные зоны, чрезвычайно
разнообразен по своим свойствам. Поэтому для удобства его изу­
чения, выделения общих сторон его режима, природы или других
его свойств проводится районирование Мирового океана по тем
:или иным признакам.
Первым районированием можно считать деление Мирового
океана по географическим признакам на отдельные океаны.
О днако Атлантический, Тихий, да и Индийский океаны прости­
раются от полярного круга до экватора, и в разных их частях гид-рологический режим, животный и растительный мир, грунты
и другие свойства чрезвычайно разнообразны. Большей однород­
ностью обладаю т Северный Ледовитый и Ю жный океаны, располо­
ж енные в сравнительно узком диапазоне широт. Такое деление
удобно лишь для характеристики географического положения вы­
деленных регионов.
В связи с довольно четко выраженной зависимостью притока
.лучистой энергии в океан от широты и обусловленной ею широтной
зональностью ряда гидрологических характеристик, в первую оче­
редь температуры воды, в океанологии принято районировать
Мировой океан по широтным зонам, тем более что от теплового со/
стояния воды зависит многообразие видов и численность живот­
ного и растительного мира. По этим признакам Д . В. Богдановым,
проведено районирование верхнего слоя Мирового океана по при­
родным зонам. Под ними понимались области до глубины в не­
сколько сотен метров с характерными особенностями распределе­
ния температуры и солености воды, течениями, гидрохимическими,
биологическими и геологическими показателями. Этим природным
зонам присущи свои климатические, ледовые и другие условия..
Всего им было выделено 11 зон: экваториальная и по 5 почти сим­
метричных зон в каждом полушарии. Это тропические, субтропи­
ческие, умеренные, субполярные и полярные.
Имеются и другие районирования как более, так и менее дета­
лизированные, в том числе с выделением зональной секторности.
Подробный анализ их приведен у В. И. Лымарева [19]. В част­
ности, сам он в верхнем слое океана кроме экваториальной, кото­
рую называет зоной межпассатных течений, выделяет в каждом
полушарии по 4 зоны (пассатных течений, умеренные, субполярные,
и полярные).
В. Н. Степанов в качестве основы типизации использовал вер­
тикальные профили температуры и солености воды [36]. О к аза­
лось, что по температуре кроме объединенной экваториально-тро­
пической зоны, простирающейся примерно от 40 до 45° ю. ш. с уме­
ренно-тропическим типом стратификации, в каждом полушарии
можно выделить еще по два типа термической стратификации вод:
субполярный и полярный. Но по характеру вертикального профиля
солености у него получилось уже 8 типов стратификаций, в общем
не совпадающих по положению с термическими типами.
Н а основе особенностей циркуляции вод, климата, животногои растительного мира провел районирование Мирового океана
Шотт, выделивший 39 районов.
Только по однотипности характера течений районировал М иро­
вой океан Дитрих.
Известны попытки районирования по грунтам в океанах
(О. К. Л еонтьев), по морфологическим особенностям рельефадна (Н. Н. Зубов и А. В. Эверлинг), по водным массам и т. д.
В частности, А. М. Муромцев считал, что самостоятельностью гид­
рологического режима обладаю т только океаны, которые и яв­
ляются основными районами Мирового океана. Д ал ее следуют
более мелкие подчиненные по режиму регионы: части океанов,,
моря, части морей, заливы, бухты, проливы.
Приведенный перечень некоторых принции-ов районирования'
Мирового океана свидетельствует о разнообразии тех основ, на;
которых базировалось районирование. Это совершенно естественно,
так как исследователь проводит классификацию процессов или яв­
лений с целью выявления их общности в тех отношениях, которые
его интересуют. Применительно к типизации регионов Мировогоокеана могут выделяться любые гидрологические признаки, био­
логические, морфологические и т. д. Д л я обеспечения потребностей
региональной океанологии требуется выделение, регионов по общ­
2»
ности гидрологического режима с учетом общности биологических
и геологических характеристик. Однако удовлетворение этих тре­
бований привело бы к большому количеству регионов, отличаю­
щихся только количественными показателями. Чтобы выявить
наиболее существенные черты регионов следует в первую очередь
обратить внимание на наиболее крупные различия внешних ф ак­
торов регионов как морфометрических, так и действующих внеш­
них сил, приводящих к коренным качественным различиям в ре­
жиме крупных регионов.
К наиболее крупному региону Мирового океана следует отнести
его открытую часть в пределах умеренных и тропических широт.
В ней в наименее.искаженном виде проявляется действие приливо­
образующих сил, существенна роль ускорения Кориолиса, относи­
тельно слабо изменяет многие процессы, по крайней мере в верх­
них слоях океана, морфометрия. И з-за больших пространств
и теплоемкости океаны в существенной степени формируют тепло:и влагообмен с атмосферой, обусловливают движение действую­
щего на него воздуха.
Во всех региональных классификациях Мирового океана выде­
ляется его экваториальная область. В первую очередь она характе­
ризуется слабой ролью ускорения Кориолиса. Постоянная конвер­
генция воздушных и водных потоков в ней приводит к существен­
ной специфике гидрологического и метеорологического режимов,
запасов биологических ресурсов и связанных с ними грунтов дна.
Также во всех классификациях выделяются полярные районы
■большей или меньшей площади. Их главной отличительной чертой
является существование ледяного покрова, чрезвычайно суще­
ственно влияющего на все динамические, термохалинные и другие
процессы.
Большими региональными особенностями обладает шельфовая
область Мирового океана. Берег формирует прибрежный погранич­
ный слой, который отличается спецификой циркуляции вод. Посте­
пенное уменьшение глубины по мере приближения к берегу такж е
влияет на все типы движений вод и термохалинную их структуру,
т. е., региональные особенности шельфовой зоны обусловлены
в первую очередь морфометрией бассейна. Естественно, что до­
полнительно действуют и другие внешние факторы. Поэтому коли­
чественные показатели режима шельфового региона в различных
широтных зонах будут различными.
По сравнению с прилегающими областями океана, шельфовая
область выделяется более богатой фауной и флорой, отличается
и характером грунтов.
.
Следующей специфической в региональном отношении областью
следует считать устья рек и устьевые взморья. Эти. районы чрезвы­
чайно важны в практическом отношении. В них, как правило, боль­
шое сосредоточение транспортных перевозок, в устьях рек часто
расположены портовые и другие технические сооружения, реки
выносят много питательных веществ и их устья богаты в биологи­
ческом отношении. Это области смешения пресных и морских вод
с довольно резко выраженным галоклином, затрудняющим распро­
странение различных субстанций между поверхностными распресненными и подстилающими солеными водами. Заходящ ие в устья
рек морские воды формируют галоклин, часто распространяющийся
вверх по реке на десятки, а то и сотни километров. Существование
двухслойности в плотностной стратификации, стокового течения
и обычно малые глубины, при которых особенно заметно переме­
щение наносов, влияют на все динамические и термохалинные про­
цессы в зоне совместного сосуществования морских и речных вод.
Многообразен режим морей Мирового океана. По характеру
их зависимости от режима прилегающих частей океана все моря
можно разделить на три группы: внутренние, средиземные и океа­
нические.
Под внутренними морями понимают полностью изолированные
от непосредственного водообмена с океаном моря-озера (Каспий­
ское, Аральское, М ертвое). Естественно, что они обладаю т свое­
образным режимом. Д аж е химический состав вод в них отличается
от океанического.
Характерной чертой средиземных морей (Балтийское, Белое,
Средиземное, Черное и др.) является их положение внутри или
между материками с ограниченным водообменом с океаном. Гидро­
логический режим таких морей своеобразный и отличается от
режима соседних районов океана.
В' океанической группе морей часто выделяют несколько более
мелких подгрупп. Если море со всех сторон окружено океаниче­
скими водами или островами в океане, то его называю т внутрен­
ним океаническим морем (Саргассово, Филиппинское, Б ан да).
В том случае, когда одной из границ моря является материк,
а само оно в основном занимает океанический склон или ложе,
море принято называть окраинным океаническим (Карибское, Нор. вежское, Японское м оря). Если ж е море расположено в основном
в пределах материковой отмели, то его называю т окраинным мате­
риковым (Баренцево, Карское, Лаптевых моря).
Все океанические моря имеют хорошую связь с океаном и их
гидрологический режим в сильной степени подвержен влиянию
океана.
Д анная классификация, как и лю бая другая, является услов­
ной и служит лишь для облегчения описания общих для каждого
региона сторон гидрологического режима. Естественно, если в ос­
нову классификации заклады вать другие признаки, например хими­
ческие, биологические или геологические, то регионы могут быть
другими.
УМЕРЕННО-ТРОПИЧЕСКИЙ
РЕГИОН
2.1. М О Р Ф О М Е Т Р И Я И К Л И М А Т И Ч Е С К И Е Ф А К Т О Р Ы ,
В Л И Я Ю Щ И Е НА Р Е Ж И М
К умеренно-тропическому региону Мирового океана следует
отнести основную его часть, за исключением полярных областей,
экваториальной и шельфовой зон, а такж е морей. Это позволяет
выделить в нем в наиболее четком виде глобальные процессы и
формируемую ими основную структуру термохалинных и динами­
ческих полей. Они оказываются не искаженными влиянием мел­
ководья и берегов, в течениях преобладает геострофическая со­
ставляю щ ая. Такие процессы наиболее близко отвечают абстра­
гированным представлениям о них, изложенным в курсах «Физика
океана» и «Динамика океана».
При таком выделении региона в него входит примерно 60 %
всей площ ади Мирового океана при средней глубине около 4 км.
В северном полушарии, в регион включаются области Атлантиче­
ского и Тихого океанов, расположенные за пределами экватори­
ального региона, а в южном — области Атлантического, Тихого и
Индийского океанов, расположенные между границами экватори­
ального и полярного регионов.
Несмотря на значительную среднюю глубину региона во всех
трех его океанах имеются как большие поднятия, так и глубокие
котловины, обусловливающие неровности рельефа дна, которые
влияют на гидрологические процессы, по крайней мере глубин­
ных слоев. Характерной чертой рельефа дна является наличие
крупных хребтов, преимущественно вытянутых в меридиональном
направлении (рис. 2.1). К наиболее значительным из них можно
отнести Северо-Атлантический и Ю жно-Атлантический хребты,
Аравийско-Индийский хребет и его продолжение Западно-И ндий­
ский и Центрально-Индийский хребты, Восточно-Индийский хре­
бет, а в Тихом океане — Гавайский хребет и его продолжение че­
рез острова Центральные Полинезийские и Туамоту. В южном
полушарии выделяется Восточно-Тихоокеанское поднятие. П о­
мимо отмеченных имеются менее крупные хребты и поднятия.
Основные хребты делят океаны на части, в каждой из которых
имеются котловины с глубинами более 5 км. К наиболее обшир­
ным из них относятся Северо-Американская, Бразильская и Ар­
гентинская котловины в западной части Атлантического океана
и Канарская* Ангольская и Капская котловины — в восточной.
26
В Индийском океане выделяется 7 крупных котловин: М адагас­
карская, М озамбикская, Агульяс, Ц ентральная, Крозе, ЗападноАвстралийская и Ю жно-Австралийская.
З ап ад н ая часть Тихого океана в северном полушарии вся глу­
бокая и в ней довольно условно выделяется Северо-Западная кот­
ловина, переходящ ая в Центральную, а южнее экваториальной
зоны располож ена обширная Ю жно-Тихоокеанская котловина.
Основную долю площади восточной части океана занимает Се­
веро-Восточная котловина.
В отличие от других океанов рельеф дна западной периферии
Тихого океана чрезвычайно пересеченный. Здесь многочисленные
поднятия, образующие гряды островов, послужили естественными
границами морей. Около поднятий расположены глубоководные
впадины.
Д л я таких больших акваторий, как умеренно-тропический ре­
гион, только приливообразующие силы и ускорение Кориолиса
не зависят от гидрологического режима региона. Все остальные
факторы, вклю чая суммарную радиацию, осадки, атмосферное
давление, в той или иной степени прямо или косвенно' зависят от
температуры поверхности океана, которая в первую очередь яв­
ляется функцией теплообмена с атмосферой. Поэтому' рассмотре­
ние климатических факторов необходимо начинать с характери ­
стики теплового баланса.
В связи с большой пространственной протяженностью региона
в нем имеет место сильная изменчивость основной приходной со­
ставляющей баланса — суммарной радиации. В целом она в наи­
меньшей степени зависит от теплового состояния океана. Однако,
если учесть, что температура поверхности океана через упругость
насыщения водяных паров, влияет на интенсивность испарения,
а последнее на облачность, то оказывается, что д аж е суммарная
радиация Q не является внешним фактором. Конечно, облач­
ность в большей степени определяется крупномасштабными атмо­
сферными процессами, а не только локальным испарением. Но ее
зависимость от испарившейся влаги не вызывает сомнений.
Влияние облачности приводит к тому, что зональный характер
хода среднего годового потока суммарной радиации над океанами
несколько нарушается. М аксимальное его значение, достигающее
830 кД ж /(см 2-год), отмечено не на экваторе, а несколько южнее
(до 10° ю. ш .), где меньше облачность. К высоким широтам ре­
гиона Q постепенно уменьшается, примерно вдвое. Особенно
большое изменение Q от экватора к высоким широтам происходит
зимой, когда приток коротковолновой радиации уменьшается от
67 к Д ж /(с м 2-мес) в экваториальной зоне практически до нуля
у полярных границ региона. Летом эта разница исчезает из-за
того, что в высоких широтах увеличивается продолжительность
светлого времени суток.
Эффективное излучение поверхности океана Fu сильнее, чем
суммарная радиация, зависит от его температуры, но изменчи­
вость Fn по широте оказывается меньшей, чем Q. Это связано
27
с тем, что изменение как излучения океанической поверхности,
так и противоизлучения атмосферы в зависимости от температуры
океана происходит в одну и ту же сторону. Это ясно видно из
формул (1.7) и- (1.8). Поэтому радиационный баланс океана Б
в общем имеет такой же широтный и сезонный ход, как и сум­
марная радиация, и его при рассмотрении теплового состояния
океана считают часто внешним фактором.
Из табл. 2.1 видно, что среднее годовое значение радиацион­
ного баланса повсюду положительное. Это означает, что основ­
ной поток тепла приносит в океан солнечное излучение. Больш ая
часть этого тепла, или даж е все тепло, расходуется на компенса­
цию затрат тепла на испарение.
Таблица 2.1
Б
40-30°
to
0
1
о
60-50°
10-0°
277
380
482
536
565,
— 288
— 407
— 457
— 500
— 455
Фа
— 92
— 80
— 67
— 59
— 29
— 29
— 29
— 127
— 116
— 78
со
со
1
—4
7
81
О
С
Л
о
164
— 200
О
95
— 130
0
О
Фи
70-60°
с. ш.
со
0
1
КЗ
оо
Составляющая
баланса
СЛ
0
1
О
С р ед н и е п о ш иротны м зо н а м М и р ового о к еа н а зн ачен ия сост ав л я ю щ и х
т еп л о в о го б а л а н са , к Д ж / ( с м 2- г о д )
50-60°
\
Б
588
562
488
394
288
175
Фи
— 4 20
—M l
— 457
— 360
— 220
— 150
Фа
— 25
— 38
— 46
— 46
— 25
— 38
Фо
143
47
— 15
— 12
43
— 13
1
1
о
20-30°
С
0О
0 -1 0 ° ю. ш.
О
<М
Составляющая
баланса
Рис. 2.1. Основные формы рельефа дна Мирового океана [36].
А тл ан ти ч ески й о кеан. К отловины : / — Л а б р а д о р с к а я , I I — Н ь ю ф ау н д л е н д с к а я , I I I — С евероА м е р и к ан с к ая , I V — Г в и а н с к а я , I / — Б р а з и л ь с к а я , VI — А рген ти н ская, "VII — Ю ж н о-А н тиль­
с к а я , VI I I — З а п а д н о -Е в р о п е й ск ая , I X — И б е р и й с к ая , X — К а н а р с к а я , X I — З ел ен ого М ы са,
X I I — С ьер р а-Л ео н е, X I I I — Г в и н ей ская, X I V — А н го л ьская, X V — К а п с к а я , X V I — А ф р и кан ­
с ко -А н тар кти ч еск ая ; хр ебты : У— Р е й к ья н е с , 2 — С еверо-А тлан ти чески й, 3 — Ю ж н о-А тл анти ­
ческий, 4 — К итовы й, 5 — А ф ри кан ско -А н тар кти чески й , б — Ю ж но-А нтильский.
И нд и й ск и й о кеан . К отловины : / —-А р а в и й с к а я , I I — С о м ал и й ск ая , I I I — М а д а г а с к а р с к а я ,
J V — М о за м б и к ск ая , V — А гу л ьяс, VI — Ц е н т р а л ь н а я , VI I — К розе, VI I I — З а п а д н о -А в с т р а ­
л и й с к а я , I X — Ю ж н о -А в стр ал и й ск ая , X — А в стр ал о -А н тар кти ч еская; хребты : 1 — М ал ьд и в ­
ский, 2 — А рави й ско -И н ди й ски й , 3 — М аскар ен ски й , 4 — М ад а га с к а р с к и й , 5 — З а п а д н о -И н д и й ­
ский, 6 — В осточно-И н ди йски й, 7 — З а п ад н о -А встр ал и й ски й , 8 — Ц ен трал ьн ои н ди й ски й , 9 —
К ергелен , 1 0 — А встр ал о -А н тар кти ч еско е поднятие.
Гихий о кеан . К отловины : / — Ф ил и пп ин ская, I I — З а п а д н о -К а р о л и н с к а я , I I I — Восточно*Кар о л и н с к а я , I V — Ф и д ж и й с к а я , V — Т а с м а н о в а, VI — С ев е р о -З а п а д н а я , VI I — С еверо-В осточ­
н а я , VI I I — Ц е н т р а л ь н а я , I X — В о сто ч н ая, X — Ю ж н а я , X I — П е р у ан с к ая , Я /7 — Б е л л и н с га у ­
зе н а ; хребты : I — С ев ер о -З а п а д н ы й , 2 — Г авай ски й , 3 — В осточно-Т ихоокеан ское п одн яти е,
4 — Ю ж н о -Т их о о кеанско е поднятие.
29
Испарение И не является внешним к океану процессом. М асса
испарившейся влаги зависит как от температуры поверхности
океана, так и от влажности воздуха. Поэтому испарение в сред­
нем растет не только от высоких широт к низким, но и имеет по­
вышенные значения в западной части океанов, куда поступает
с западным ведущим потоком более сухой воздух с материков.
Однако, несмотря на длительное нахождение над океаном и посто­
янное получение от него влаги, воздух д аж е в приводном слое на
больших пространствах не достигает насыщенного состояния из-за
постоянного оттока влаги вверх. В антициклонах понижению
влажности способствуют нисходящие потоки сухого воздуха,
в результате чего в этих областях испарение оказывается повы­
шенным. .
Т акая зависимость испарения от температуры океана и термо­
гидродинамического состояния атмосферы определяет его как
внутренний процесс при взаимодействии атмосферы и океана. П о­
этому значение испарения должно определяться совместно с тем­
пературой океана и основными параметрами состояния атмо­
сферы. Это делается пока в достаточно сложных математических
моделях, описывающих совместное поведение атмосферы и
’океана.
В настоящем случае испарение и затраты тепла на него будут
полагаться известными, полученными в результате расчетов по
наблюденным значениям температуры поверхности океана, в л а ж ­
ности воздуха и скорости ветра. В силу указанных выше причин
пространственное распределение годовых значений теплоты испа­
рения имеет широтный ход только при осреднении по широтным
поясам (см. табл. 2.1).
Турбулентный теплообмен Фа между атмосферой и океаном,
как и испарение, формируется в процессе взаимодействия между
этими средами, приспосабливаясь к их тепловому состоянию и
влияя на него. В северном полушарии он несколько возрастает
с широтой из-за роста площади материков, с которых на океан
поступает воздух, имеющий существенно отличную от воды тем ­
пературу. В южном полушарии некоторое увеличение Фа имеет
место в зоне субтропических антициклонов.
Н а температуру океанов влияет не какой-либо один из пере­
численных потоков, а их сумма, определяю щ ая результирующий
поток тепла между поверхностью и нижележащ ими слоями
воды Ф0.
Ф0 = £ + Фи + Фа.
(2.1)
Из рис. 2.2 и табл. 2.1 видно, что на большей площади океаны
отдают свое тепло в атмосферу. Особенно интенсивно это тепло
отдается в зонах теплых течений. Так, в районах Гольфстрима и
Куросио теплоотдача превышает 250 кД ж /(см 2-год). Накопление
же тепла происходит в основном в экваториальной зоне.
Осадки, выпадающие на поверхность океанов, такж е в прин­
ципе не являю тся полностью внешними факторами, так как при30
Рис. 2.2. Средняя
годовая
температура
(1)
•
поверхности океана
(°С) и вертикальный
слое океана ( к Д ж /( с м 2- г о д ) ) .
турбулентный
180
поток
тепла
(2)
в в ер х н ем
мерно 85 % влаги в атмосферу поставляет Мировой океан. О бра­
зование облаков и выпадение осадков зависит от соответствую­
щих атмосферных процессов, которые в той или иной степени
определяются тепловым состоянием океана.
Разность осадков и испарения, определяю щ ая дефицит или
избыток влаги на поверхности океана, влияет на соленость в его
поверхностных слоях. Если выразить поток солей формулой
ф о= —
k Sp-
dS
dz
z =0
- 5 оР(0 + Я ) ,
(2.2),
то вычисленные по ней значения ср0 (см. табл. 2.2), свидетельст­
вуют о значительном осолонении океанических вод в районах де­
фицита влаги.
С потоками солей и тепла тесно связано уплотнение поверх­
ностных слоев океана, приводящее к упорядоченным вертикальТаблица 2.2
1
оо
0СЛ
С
ОЛ
О
(М
1
о
со
С. ш.
О1
7 0 -6 0 °
О
С
О
С оставляю щ ая
баланса
О
О)
С р едн и е по ш иротны м зо н а м М и р ового ок еа н а значения о са д к о в ,
и сп ар ен и я , п оток ов сол ей и массы
2 0 -1 0 °
10 -0 °
О см/год
86
111
109
92
71
137
217
И
см/год
— 52
— 80
— 115
— 163
— 183
—200
— 182
So
°/оо
A S °/оо
Фо
ет
г/(см 2-год)
Ф 0/е -1 0 3
3 2 ,8 7
3 3 ,0 4
33,91
3 5 ,3 8
35,71
3 4 ,9 5
3 4 ,5 8
— 2,01
— 1 ,8 5
— 0 ,9 8
0 ,41
0 ,8 2
0 ,0 6
— 0 ,3 1
-
— 1,12
— 1,02
0,20
2 ,5 0
4 ,0 0
2,20
—6 ,0 7
— 5 ,5 5
— 3 ,7 3
— 4 ,11
— 0 ,1 9
0 ,3 4
3 ,8 7
5 ,1 8
4 ,6 8
3 ,8 9
6,11
3 ,3 9
1 ,42
— 4 ,8 3
0 -1 0 °
ю . ш.
ю—20°
2 0 -3 0 °
5 0 -6 0 °
6 0 -7 0 °
1,21
г/(см 2-год)
Фмо-Ю 3
с м /г о д
166
129
116
123
И
с м /г о д
— 168
— 191
—-183
— 144
со
о
О
О
Сп
О
►
1^
О
С оставляю щ ая
баланса
С
О
о
г / (см2-год)
131
—88
135
95
— 60
— 36
о
3 5 ,5 2
35,71
3 5 ,2 5
3 4 ,3 4
3 3 ,9 5
3 3 ,9 2
A S °/оо
0 ,2 7
0 ,6 3
0 ,8 2
0 ,3 6
— 0 ,5 5
— 0 ,9 4
— 0 ,9 7
Фо г / (см 2•го д )
0 ,0 7
2,20
2 ,3 9
0 ,7 4
— 1 ,48
— 2 ,5 5
Ег Ф о/С -10 3
6 ,8 4
2 ,2 5
— 0 ,7 2
— 0 ,5 7
2 ,0 6
— 0 ,6 2
— 2,00
---
— 6 ,7 8
— 0 ,4 9
2 ,6 3
1 ,1 6
— 3 ,2 4
— 1 ,42
о
3 5 ,1 6
г / ( с м 2-го д )
Ф м о -Ю 3
г / ( с м 2-год)
32
ным смещениям вод и термохалинной циркуляции. Суммарный
эффект потоков солей и тепла, определяемый часто как верти­
кальный поток массы у поверхности океана Фмо, представляется
выражением
Фмо =
езфо — ( е г Ф о /с ,)
(2.3)
где 8s = 8 -1 0 -4 ( % о ) - 1 ; 8т = 2-1СН К-1 коэффициенты соленостного сж атия и термического расширения воды.
В выражении (2.3) не учтено слагаемое, характеризующ ее
различие температур выпадающих осадков и поверхности.океана
из-за его малости.
И з результатов расчета Фмо (табл. 2.2) видно, что только,
в экваториальной зоне и в умеренных широтах южного полуш а­
рия совместное действие теплообмена с атмосферой и пресного
баланса способствует увеличению устойчивости плотностной стра­
тификации поверхностных слоев океанов. В остальных широтных
поясах тепло- и влагообмен с атмосферой вызывает уменьшение
плотностной устойчивости вод верхнего слоя океана, особенно з а ­
метное в зоне субтропических антициклонов.
Приземное атмосферное давление и связанный с ним ветер
относятся к основным климатическим факторам, влияющим на
динамику вод. Их характерной особенностью является существо­
вание над большей частью региона квазистационарных антици­
клонов с малыми скоростями ветра. В умеренных, широтах эти
барические образования граничат с квазистационарными облас­
тями пониженного давления. Зона их раздела отличается повы­
шенной устойчивостью западных ветров и высокими их скорос­
тями. Эта особенность ветрового режима в первую очередь влияет
на поверхностные течения и волны, в связи с чем положение отме­
ченных барических образований и ветер у поверхности океана бу­
дут охарактеризованы при рассмотрении течений.
2.2. ТЕРМОХАЛИННАЯ СТРУКТУРА ВОД
Термохалинная структура вод бассейна определяется дейст­
вием многих факторов. В качестве внешних или частично внешних
факторов, помимо морфометрических, обычно выступают теплои влагообмен с атмосферой, а такж е динамика вод. В общем они
между собой взаимосвязаны, но в таких больших бассейнах, как
океаны, роль бароклинной составляющей циркуляции вод по срав­
нению с ветровой возрастает, особенно за пределами экмановского слоя. Поэтому целесообразно начинать рассмотрение гидро­
логических характеристик с термохалинной структуры.
■- Соленость представляет собой наиболее консервативную гид­
рологическую характеристику, слабо меняющуюся в сезонном
ходе. Она формировалась в течение миллионов лет, и в резуль­
тате водообмена между океанами произошло более или менее р ав­
номерное распределение как солевого состава, так и концентра­
3
З а к а з № 427
зз
ции солей в водах Мирового океана. Об этом свидетельствует со­
леность глубинных вод. В Атлантическом океане она колеблется
от 34,65 до 34,95 %0, в Индийском - от 34,65 до 34,75 %0 и в Ти­
х о м — от 34,65 до 34,75 %0 [36]. В еще меньших пределах меня­
ется соленость придонных вод в этих океанах. М аксимального
значения 34,9 %о она достигает на севере Атлантического океана,,
а минимального 34,65 %о — на юге Индийского океана. Но в верх­
них слоях океанов соленость существенно меняется в первую оче­
редь под влиянием влагообмена с атмосферой.
В уравнении баланса соли (1.21) показана аналитическая
связь солености с потоком соли ф0. Наиболее заметно она прояв­
ляется, если уравнение баланса составляется не на всю глубину
океана, а только на его верхний слой h, толщина которого зависит
от глубины распространения сезонных изменений как солености,
так и температуры. Часто такой слой называю т «деятельным» по
аналогии с таковыми на суше. Он обычно бывает равным зимнему
слою конвективного перемешивания или немного больше его за
счет диффузии. В данном регионе он составляет примерно 0,2—
0,3 км. В области антициклонической циркуляции и з-за'н и сход я­
щих движений h увеличивается до 0,4 км, а в районах диверген­
ций восходящие движения поднимают границу слоя до 0,2 км.
Сопоставление значений потока солей ф0, приведенных
в табл. 2.2, с отклонениями солености поверхностных вод океанов
по широтным поясам Д5 от средней для поверхности Мирового
океана (за исключением полярных областей) 3 = 34,89 %о пока­
зало, что только от 50 до 40° с. ш. знаки ф0 и AS не совпадают.
По-видимому, учет стока речных вод и адвекции распресненных
вод из Северного Ледовитого океана должен был бы увеличить
долю пресных вод и изменить знак ф0. Во всех остальных зонах
превышение притока пресной воды над испарением приводит
к понижению солености поверхностных вод океанов, а обратное
соотношение — к повышению солености.
М аксимальные значения потоков солей за счет испарения от­
мечаются в зонах субтропических антициклонов, где они приво­
дят к максимальной солености поверхностных вод. Отчетливо вы­
ражен экваториальный минимум солености, обусловленный пас­
сатными дождями и смещенный по максимуму осадков в север­
ное полушарие. Второй минимум солености из-за преобладания
осадков над испарением находится в высоких широтах обоих по­
лушарий.
В такой ж е степени зависит изменение солености поверхност­
ных вод отдельных океанов от осолонения или распреснения,
обусловленного водообменом с атмосферой (рис. 2.3).
Наибольший приток солей за счет преобладания испарения
над осадками отмечен в северной тропической зоне Атлантиче­
ского океана. Здесь ж е наблю дается наиболее высокая соленость
поверхностного слоя вод, превышающая в центральной части суб­
тропического антициклонического круговорота 37 %о. Поверхност­
ный слой вод этого океана имеет более высокую среднюю соле34
з*
Рис. 2.3. Средняя
годовая
соленость
(°/оо) поверхности
океана
(/)
120
и годовая
разность
180
(см)
осадков
120
и испарения
( 2).
ность по сравнению с Индийским и Тихим океанами в первую оче­
редь из-за повышенного испарения. В Тихом океане из-за пони­
женных значений ф0 средняя соленость поверхностного слоя вод
наименьшая. Причем наибольшее понижение S 0 имеет место в се­
верной части Тихого океана, хотя поток ф0 здесь не имеет к а ­
кого-либо минимума по сравнению с южной частью океана. Это
различие в солености можно объяснить влиянием речного стока.
В северную часть Тихого океана стекает ежегодно 9 990 км3 реч­
ных вод, в то время как в южную — только 3 130 км3. В переводе
на единицу площади это соответствует слою воды в 14,1 см для
северной части океана и лишь 3,1 см — для южной. Учет речного
стока должен уменьшить ф0 на 0,49 г/(см 2-год) в первом случае
и на 0,11 г/(см 2-год) — во втором.
Н а пространственное распределение солености поверхностного
слоя вод сильнее, чем на среднее зональное, влияет перенос тече­
ниями вод с соответствующим запасом солей. Это наиболее отчет­
ливо видно по конфигурации изогалин в районе Гольфстрима и
Северо-Атлантического течения, Бразильского и Фолклендского
течений, в районах распространения речного стока и т.д . (см.
рис. 2.3).
В полном соответствии с сезонным ходом ф0 и изменчивостью
течений и речного стока находится сезонная изменчивость соле­
ности. Но в общем она небольшая и в среднем не превышает
0,5 %о. Лишь в районах сильно меняющихся течений и речного
стока крупных рек изменения солености достигают нескольких
промилле. В основном они находятся в шельфовой зоне. Поэтому
в среднем в широтных зонах минимальные значения солености,
располагаю тся ближе к материкам, а максимальные — к средин­
ным областям океанов. Но течения могут изменять такое поло­
жение. В частности, Бразильское течение смещает область по­
вышенной солености к берегам Южной Америки.
Температура воды, как и соленость, формировалась в течение
тысячелетий. Это достаточно хорошо продемонстрировали числен­
ные расчеты, использовавшие полное уравнение теплопровод­
ности. Естественно, что в истории Земли происходило взаимное
приспособление всех характеристик климата планеты и режима
океанов, в том числе суммарного теплообмена Ф0 и температуры
воды. Чтобы проследить влияние теплообмена с атмосферой на
температуру океана, целесообразно уравнение баланса тепла со­
ставить не для всего объема региона, а только для его верхнего
слоя толщиной /г:
\-%-dz = \ ( W
0
-
W D dz + (k-* rT ~ Tm)
+ V J c p.
(2.4)
0
При осреднении уравнения (2.4) за год левая его часть ста­
новится равной нулю. При этом суммарный теплообмен с атмо­
сферой балансируется горизонтальным макротурбулентным и ад ­
вективным потоками тепла, а такж е теплообменом с нижележа36
щими слоями воды. Обычно второе слагаемое правой части у рав­
нения (2.4) меньше первого и поэтому часто приведенные на
рис. 2.2 потоки Ф0 отождествляют с горизонтальным потоком
тепла. При этом избыток тепла Ф0 в экваториальной зоне дейст­
вительно в основном переносится вихрями и течениями в более
высойие широты, где оно расходуется на компенсацию разности
между потоком энтальпии в атмосферу и радиационным балансом
океана.
В связи с тем, что знак первого слагаемого в среднем про­
тивоположен знаку последнего, т. е. происходит некоторое пере­
распределение тепла вихрями и течениями в сторону уменьшения
контрастов температуры, то поле средней по слою h температуры
оказы вается более гладким, чем поле Ф0. Это видно и по полю
средней за год температуры поверхности океана (см. рис. 2.2) .■л
При среднем уменьшении температуры воды с ростом широты
хорошо ^прослеживается перераспределение тепла крупными т е -/
чениями. В связи с тем, что у западных берегов океанов преоб­
ладаю т переносы поверхностных вод в высокие широты, а у во­
сточных • • в низкие, то в "'западных'" областях океанов темпера­
тура поверхностного слоя воды выше, чем в восточных. Эти ши­
ротные аномалии температуры воды наибольших значений дости­
гают" в Северо-Атлантическом течении, (более 9°С ), в Бенгаль­
ском и Перуанском течениях (—8 °С) [36].
Амплитуда сезонных колебаний температуры верхнего слоя
океана находится в непосредственной связи с амплитудой сезон­
ной изменчивости суммарного теплообмена океана с атмосферой
и толщины слоя h. Летом прогрев сосредоточен в пределах верх­
него квазиоднородного слоя. Его толщина h обычно определяется
из. уравнения баланса механических и архимедовых сил. Первые
представляются комбинацией сил, часто вы раж аемых через ско­
рость ветра U, а вторые зависят от потока массы Фм на границах
слоя [41]. Приближенно формулу для оценки h можно предста­
вить в виде
h
2р
g
2
i \ U
\3
Фмо + ФмА
_ _ 2 Рз
g
61 С/1
3
(2
5}
£г ф 0I е — s s4>o — Ф ык ’
где % ~ 10-8 — безразмерный параметр, зависящий от коэффи­
циента трения и диссипации энергии турбулентности; Фмо и
Фмл—значения потока массы на верхней и нижней границах ква­
зиоднородного слоя.
Более полное выражение для h дано в работе [10], но и фор­
мула (2.5) описывает основную зависимость h от главных ф акто­
ров в районах без сильных течений. Результаты расчетов h, Т и S
по перечисленным выражениям вполне-удовлетворительно согла­
суются с наблюдениями.
Летом из-за повышенного притока тепла (Ф0 > 0) и понижен­
ной скорости ветра толщина квазиоднородного слоя в большин­
стве районов не превышает 20—30 м. Д а ж е в пределах субтропи­
ческих антициклонов, где испарение превышает осадки и второе
37
слагаемое знаменателя в уравнении (2.5) составляет 20—40 %
от первого и не на много увеличивает к. Этот слой в наибольшей
степени прогревается летом, хотя часть тепла уходит из него
в подстилающие слои воды.
В холодный период года из-за понижения температуры поверх­
ности океана практически во всей северной или южной частях ре­
гиона развивается конвективное перемешивание, увеличивающее
толщину квазиоднородного слоя в несколько раз. В принципе она
вычисляется по уравнениям (1.19), но в том случае, когда тем ­
пература и соленость воды ниже горизонта распространения кон­
векции меняются линейно с глубиной пропорционально градиен­
там Гт и Гв и плотность является линейной функцией от Т и S,
решение этих уравнений [7], имеет вид:
h = s\JАо.+ 2 (es^s — ej-al)j-)/(esrs — егГг);
т = т0 + (Тт/2) (А - 2ha + htjh) + -Фг/А;
S = S 0 + (Гя/2) (h — 2h0
hojh) + 'фз/А,
(2.6)
где ради краткости записи введены обозначения
Г Фо + Ф^ .+ Фг
о
ср
^ s E 3 Г _,Фо±Фй + Фг. ^ .
о
р
ho — толщина верхнего квазиоднородного слоя к началу конвек­
тивного перемешивания (^ = 0).
В высоких широтах региона конвекция развивается в основ­
ном за счет теплопотерь в атмосферу. При этом Ф0 < 0 и по аб­
солютному значению превышает другие потоки тепла. В низких
широтах велика роль уплотнения поверхностных вод в резуль­
тате осолонения при испарении. В субтропических антициклонах
на широтах 10—30° отношение 8зф0/( е тФ0/с) на значительных
площ адях превышает 0,8.
Увеличение h приводит к более медленному, чем весной и ле­
том, изменению температуры. Это хорошо видно и по уравнению
(2.4).
В связи с описанным характером термических процессов наи­
большая амплитуда сезонных колебаний температуры имеет место
в слое, равном толщине летнего квазиоднородного слоя. Они наинизшие в тропической зоне и возрастаю т в умеренной зоне. В се­
верном полушарии максимальная амплитуда средней широтной
температуры воды (9— 10 °С) примерно на 45° с. ш., а в южном
максимум амплитуды (5—6°С) на 30—40° ю. ш.
В связи с преобладанием западного воздушного переноса и
муссонности наибольшая сезонная изменчивость температуры
воды, достигающ ая 15— 20 °С, имеет место у западных берегов
океанов, а пониженный сезонный ход температуры отмечается у во­
сточных берегов.
38
К более высоким широтам от указанных областей экстрему­
мов, из-за уменьшения изменчивости Ф0, амплитуды сезонного
хода температуры воды постепенно уменьшаются.
Перечисленные специфические значения солености и темпера­
туры воды на больших пространствах океанов послужили основа­
нием для выделения поверхностных водных масс. Основные их
типы описаны в учебнике «Общая океанология». В зависимости
от детализации классификации выделяют большее или меньшее
количество водных масс. Так, например, основная для данного
региона т р о п и ч е с к а я в о д н а я м а с с а , характеризую щ аяся повышен?
ной температурой и промежуточной соленостью делится в зави­
симости от вертикальных градиентов этих элементов на средин­
ные, северные, южные, восточные и собственно тропические массы
[37]. В низких широтах тропическая водная масса граничит с э к ­
в а т о р и а л ь н о й , а в высоких — с с у б т р о п и ч е с к о й . Естественно, что
из-за ее большой протяженности диапазон изменений ее темпера­
туры составляет примерно 10 °С (от 18 до 25 °С), а соленость •ме­
няется в пределах от 34,5 до 35,5 %оВ пределах субтропических антициклонов сформировались
с у б т р о п и ч е с к и е в о д н ы е м а с с ы , названные в «Общей океанологии»
центральными водными массами. Это наиболее соленые воды
с соленостью в Атлантическом океане, превышающей 37 %0, и д и а­
пазоном изменений температуры более 10 °С из-за большой протя­
женности водной массы по широте (см. рис. 2.3).
В более высоких широтах, где преобладает дивергенция вод
и положительный пресный баланс, образуются п о в е р х н о с т н ы е
в о д ы у м е р е н н ы х ш и р о т . И х чаще называю т субполярными (суб­
антарктические и субарктические). В них, как и в тропических,
выделяю т несколько более ограниченно распространенных вод.
Все они отличаются несколько пониженной соленостью, меняю­
щейся в пределах от 34 до 35 %0 и большим сезонным ходом тем­
пературы.
Под поверхностными водами основные пространства региона
заняты промежуточными водами пониженной солености. Эти воды
формируются на южной и северной перифериях региона. Особенно
интенсивно они образуются в зоне антарктической конвергенции.
Здесь происходит смешение вод, расположенных по ее разные сто­
роны. Интенсификации смешения способствует трансфронталь­
ный вихревой перенос вод [16]. Конвергирующие воды в преде­
л ах всей толщи зоны уплотняются и опускаются, продолжая при
этом смешиваться. Соленость ядра смеси на глубине около 0,5 км
составляет примерно 34,2%0 и температура 3—5°С. К северу об­
разовавш иеся воды распространяются под поверхностными в виде
слоя промежуточных вод пониженной солености, заходя в А тлан­
тическом и Тихом океанах в северное полушарие до широты 15—
20°. Язык этих вод, называемых а н т а р к т и ч е с к и м и п р о м е ж у т о ч ­
н ы м и (А П В ), хорошо прослеживается
(рис. 2.4) по изогалине
34,6—34,7%о с минимальным значением солености в ядре 34,2 °/сю..
В пределах этих границ толщина слоя оценивается в 1 км.
39
Температура опускающихся вод не успевает выровняться
с температурой окружающих вод за счет теплообмена, поэтому
вертикальный температурный градиент в зоне конвергенции
А т лант ический
Т и хи й
зч,о
60 ю.ш.
35,0
35,535,7
20
океан
океан
35,0________ 3% 5_
О
И ндийский
20
3 4 .0 3 3 ,0
W
с .ш .
океан
Рис. 2.4. Соленость воды по меридиональному р азр езу Атлантического, Тихого
и И ндийского океанов по средним широтным значениям [36].
меньше, чем за ее пределами. Это отражено в вертикальном на­
клоне изотерм (рис. 2.5). Тем не менее отсутствие больших сгу­
щений как изотерм, так и изогалин на периферии АПВ свидетель­
ствует о достаточно интенсивном турбулентном перемешивании
ее с окружающими водами, возможно вихрями синоптического
масштаба.
40
В северном полушарии океаны между собой не соединяются и
в них нет такой ярко выраженной зоны конвергенции, как в ю ж ­
ном. Конвергенция и смешение вод разной температуры и солек т л а н т и ч е с к и й океан
И ндийский
океан
Рис. 2.5. Температура воды по меридиональному сечению Атлантического, Тихого
и И ндийского океанов по средним широтным значениям [36].
ности происходит на северной периферии субтропических антициклонических круговоротов при соприкосновении с водами цикло­
нических круговоротов. В Тихом океане смешение происходит
примерно по 45° с. ш. в области субполярного фронта. Здесь сме­
шиваются воды, имеющие на поверхности соленость 33,5 и 34,5 %0
41
соответственно и температуру от 5 до 15 °С зимой и от 15 до 20 °С
летом. В результате смещения условная плотность вод повыша­
ется до at « 26. Ю жнее фронта такую плотность имеют воды.
' лишь на глубине примерно 400 м. Дополнительное уплотнение
вод вызывается зимним . охлаждением. Поэтому поверхностные
воды в зоне фронта опускаются на глубину, в среднем составляю ­
щую 0,6—0,7 км и продвигаются к югу в виде распресненной про­
слойки с соленостью, повышающейся, от 33,9 до 34,5 °/сю, и темпе­
ратурой, возрастающей от 4 до 10 °С. По району происхождения
вода называется с у б а р к т и ч е с к о й п р о м е ж у т о ч н о й в о д н о й м а с с о й
(СбАПВ) и занимает она основную часть площади северотихо­
океанской части региона,
В Атлантическом океане симметрия в термохалинной струк­
туре промежуточных вод нарушается из-за проникновения на се­
веро-восток теплых и соленых вод Северо-Атлантического тече­
ния. Формирующаяся в области субполярного фронта распресненная и холодная водная масса, назы ваем ая с е в е р о а т л а н т и ч е с к о й
п р о м е ж у т о ч н о й , попадает в область высокосоленых вод и быстро,
трансформируется. Она занимает очень небольшую площадь ю ж­
нее субарктического фронта и на меридиональном разрезе прак­
тически не прослеживается.
Естественно, что таких вод нет в Индийском океане из-за его
ограниченности широтой северного тропика.
В североатлантической части региона в области субтропиче­
ского антициклона его промежуточный слой с глубинами от 0,9 км
до 1,4 км сформирован с р е д и з е м н о м о р с к и м и в о д а м и повышенной
солености и температуры. Очень быстро по выходе из Гибралтар­
ского пролива их соленость и температура понижаются до 36,0 %о
и 10 °С. Д алее они так ж е быстро трансформируются, но тем не
менее прослеживаются на большой площади.
Примерно такая ж е вода поступает .из Красного моря в север­
ную часть Индийского океана. Н а выходе она смешивается с во­
дами Аденского залива и, опускаясь, распространяется в слое от
0,5 км до 1,2 км. По отношению к окружающим водам она имеет
более высокую соленость, поэтому называется к р а с н о м о р с к о ­
а ра в и й ск ой п р о м е ж уто ч н о й вод ной м ассой повы ш енной сол ености .
Детально промежуточные воды рассмотрены в монографии
[16]. Общим для региона является то, что все эти воды формиру­
ются на его периферии.
f '■ Такж е на периферии региона формируются глубинные воды,
в Атлантическом океане представленные с е в е р о а т л а н т и ч е с к о й
водной массой. В курсе «Общая океанология» уже отмечалось,
4T0j)Ha образуется зимой из смешивающихся поверхностных вод­
ных масс, переносимых Северо-Атлантическим и Восточно-Грен­
ландским течениями. Более поздние исследования расширяют
область ее образования вплоть до северной периферии североат­
лантической антициклонической циркуляции. П редполагается
такж е, что некоторый вклад в нее дают средиземноморские про­
межуточные воды [37]. Обширная площадь образования этой вод42
ной массы и разнородность исходных j s o a и процессов ее формированйя обуишЕгош дсшотплго бшпзшую H3MeH4HBocTb~eF^Mnep.aтуры (2—4°С ) и солености (35,1- -34,7 %о). Это наиболее соленые
глубинные воды. Они распространяются до глубины 3,5 4 км,
тГё." толщина их слоя около 2 км, и занимаю т весь глубинный
слой не только атлантической ласти региона, но считается, что
они проникают в южные районы Индийского и Тихого океанов.
Северную половину Тихого океана занимает с е в е р о т и х о о к е а н с к а я :
глубинная водная масса. Характер ее формирования примерно"
тот же, что и североатлантических глубинных вод, но из-за мень­
шей солености исходных вод ее соленость равна 34,6^—34,7 %0,
причем экстремум солености выделяется. Температура этой вод­
ной массы находится в пределах 1—2°С.
Иногда в южном полушарии региона выделяют ю ж н о о к е а н и ­
ч е с к у ю глубинную водную массу, которую считают смесью глу­
бинных североатлантических, красноморских и антарктических
вод [36]. Она такж е имеет максимум солености.
Основную часть придонного слоя региона, верхней границей
которого считается глубина 4 км, занимает а н т а р к т и ч е с к а я при­
донная водная масса, образую щ аяся в южном полярном регионе,
распространяю щ аяся из него во всех трех океанах в северное по­
луш арие и достигающ ая в Атлантическом и Тихом океанах ум е­
ренных широт. Ее соленость (34,7 %о) почти не меняется в преде­
лах региона. Температура менее однородна: она постепенно
повышается с юга на север. В Атлантическом океане ее потен­
циальная температура увеличивается примерно от —0,5 до 2°С,
а в Тихом и Индийском океанах — от 0 до 1,2 °С. По-видимому,
такая неоднородность поля температуры связана с их трансфор­
мацией посредством теплообмена с глубинными водами.
В придонные слои северной периферии Атлантического и Ти­
хого океанов поступают п р и д о н н ы е с е в е р о а т л а н т и ч е с к и е и с е в е ­
р о т и х о о к е а н с к и е водные массы. Они образуются зимой на север­
ной периферии циклонических круговоротов и спускаются к югу
в первом океане примерно до 40° с. ш., а во втором — до 35° с. ш.
Их температура (1,2—2,0°С) выше, чем у антарктических при­
донных вод, а у североатлантических и соленость выше (34,9 °/оо).
Таким образом, основной объем вод региона формируется либо
на его периферии, либо вообще за его пределами и распростра­
няется в центральные области региона. Это озна!чает, что для со­
хранения баланса массы поверхностные воды должны преиму­
щественно вытекать из региона.
2.3. КРУПНОМАСШТАБНАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ ВОД
Наблюдения показывают, что. скорость и направление течения
представляют собой наиболее изменчивые гидрологические харак­
теристики. Д аж е крупные течения не представляют собой устой­
чивых струй. Они непрерывно меандрируют с образованием вих­
43
рей, размерами в сотни километров, отрывающихся от основной
струи и существующих по несколько месяцев. Отмечено, что
вихри разного размера возникают не только из меандров фрон­
тальных струйных течений, но и в открытом океане. Пока еще не
имеется соответствующего объема наблюдений для получения к а ­
ких-либо обобщенных представлений о повторяемости и движении
вихрей и об их влиянии на крупномасштабную циркуляцию вод
в океанах. Известно, что энергия вихрей соизмерима с энергией
осредненных течений.
О
роли вихрей в океанической циркуляции можно судить по
вычисленной в работе [47] средней Э и вихревой Эв кинетической
энергии течений, приходящейся на единицу массы:
Э = (и + и2)/2;
' Э в = (и'г + v '2)]2,
где и и v — средние многолетние значения зональной и меридио­
нальной составляющих скоростей течений в пятиградусных квад­
ратах, а и ' и v ' — отклонения проекций скоростей от неосредненных их значений.
Вычисления показали, что вихревая
кинетическая энергия
превышает среднюю. В пределах таких крупных течений как
Гольфстрим, Куросио, Сомалийское Э на единицу массы дости­
гает 500 см2/с2, в то время как Эв в этих районах составляет (1—
2) • 103 см2/с2. Примерно таково ж е соотношение между Э и Эв
в экваториальной системе течений. Средняя кинетическая энергия
других течений на единицу массы, как правило, меньше 200 а л 2!с2,
а Э в находится в пределах 600—800 см2/с2. В приведенные при­
меры не входят значения 3 и 5 В Антарктического циркумполяр­
ного течения, по которому нет необходимой для их расчета ин­
формации.
В наиболее полном виде картина циркуляции вод в Мировом
океане представлена в работе [4] как по данным наблюдений,
так и результатам расчетов. В первом случае в основном исполь­
зовались сведения о дрейфе и сносе судов, а такж е немногочис­
ленные инструментальные измерения течений. Во втором случае
циркуляция вод вычислялась по более или менее упрощенным
уравнениям движения. Кроме этих методов представление о цир­
куляции вод составлялось на основе наблюдений за различными
более или менее консервативными гидрологическими характери­
стиками, из которых больше всего сведений имеется о солености.
Дополнительно привлекались данные о распределении темпера­
туры.
В настоящее время нет еще установившейся точки зрения на
основные факторы, вызывающие движение вод верхней сферы
океанов. Многие исследователи считают основной движущей си­
лой вод верхних слоев океана в первую очередь ветер, а затем
неоднородность нагрева и испарения [4]. В последние годы полу­
чены результаты численных расчетов, на основании которых при­
оритет в формировании циркуляции океанов отдается тепло- и
влагообмену с атмосферой, а ветер усиливает или ослабляет
термохалинную циркуляцию [30].
Чтобы легче определить роль факторов, вызывающих перенос
вод в пределах верхней сферы толщиной h, следует уравнение
движения проинтегрировать по вертикали от средней поверхности
океана до глубины h
h
5 - § f (pv) + P (V • V ) V 4- 2p (w x V) — div тг] dz = r z (h) —
h
+ pg'O — g \ j (h — z )s jp d z ,
(2 .7 )
о
где v — вектор скорости течения; тг — тензор горизонтальных им­
пульсов напряжений; хг — поток количества движения вдоль вер­
тикальной оси.
Н а основании средних значений скорости ветра над океанами,
денивеляции уровня океана и плотности вод в пределах слоя h
оказывается, что член тг (0) по крайней мере на порядок меньше
каждого из двух последних слагаемых. Поэтому есть основание
считать природу течений верхней сферы океанов в основном баро­
клинной. Ветровая циркуляция оказывается наиболее заметной
только в пределах экмановского слоя трения. Поскольку система­
тизированы наблюдения лишь за поверхностными течениями, то
и сопоставляться с ними могут результаты расчетов циркуляции
верхних горизонтов океана, в которых велик вклад ветровой со­
ставляющей. Вычисленная циркуляция промежуточных и более
глубоких слоев океана может пока проверяться чисто качественно
по полям температуры и солености.
К настоящему времени имеется очень немного расчетов цир­
куляции океана- с одновременным вычислением полей темпера­
туры и солености, т.е. с учетом, подстройки поля плотности воды,
которая в основном обусловливает глубинные течения. М алочис­
ленность таких экспериментов вы звана не только требованиями
очень большой мощности ЭВМ, длительностью вычислений из-за
медленной подстройки полей плотности и течений, но и накопле­
нием ошибок, возникающих из-за приближенного характера чис­
ленных решений. Пока еще в этих экспериментах не воспроизво­
дится вихревой перенос, роль которого отмечалась выше. Поэтому
такое моделирование пока воспроизводит лишь самые крупные
черты циркуляции океана, представляя ее в довольно сглаж ен­
ном виде.
Гораздо чаще для воспроизведения циркуляции используются
диагностические модели, в которых поле плотности полагается
известным. При этом в большинстве случаев течения полагаются
установившимися и в уравнениях типа (2.7) не принимаются во
внимание нестационарный и адвективный члены. Это вполне
обоснованно, так как течения в данном регионе квазигеостро—
хг (0) — h V
( Pa
45
финны. Поэтому при описании таких течений за пределами верх­
него слоя океана можно пользоваться динамическим рельефом со­
ответствующих поверхностей. Основные представления о цирку­
ляции вод Мирового океана пока на этом и основаны. 'Естест­
венно, что поверхностные течения из-за дрейфовой составляющей
могут не совпадать с вычисленными таким способом (рис. 2.6).
Приведенные на рис. 2.6 данные наблюдений достаточно ясно
показывают существование в районах квазистационарных атм о­
сферных антициклонов антициклонических круговоротов вод,
а в районах квазистационарного пониженного атмосферного д а в ­
ления отмечены циклонические круговороты вод. Это субтропи­
ческие антициклонические циркуляции: североатлантическая, ю ж ­
ноатлантическая, северотихоокеанская и южнотихоокеанская, ю ж ­
ноиндийская. В их центральных частях уровень почти на 1 м
выше, чем на периферии. Слабее выражены квазистационарные
циклонические циркуляции в районах исландского и алеутского
минимумов. Все круговороты асимметричны. Течения в их зап ад ­
ных частях сильнее, чем в восточных. Особенно хорошо эта з а ­
падная интенсификация течений заметна в субтропических анти­
циклонах. Природа ее чаще всего связывается с ^-эффектом.
I— В Атлантическом и Тихом океанах хорошо вы раж ена пассат1 ная циркуляция вод. В Индийском океане она затуш евывается
муссонной циркуляцией. Зимой в период преобладания северовосточных ветров с Азиатского материка происходит усиление з а ­
падного переноса вод севернее экватора. Этот поток аналогичен
Северному Пассатному течению. Но в летний период при преоб­
ладании юго-западных ветров движение вод севернее экватора
меняется на обратное, т. е. на восточное. Т акая зависимость пе­
ремещения вод от направленности ветра свидетельствует о ее
[ дрейфовой природе.
Оценка не только порядков величин членов уравнения (2.6),
но и результатов расчетов по нему показала, что поверхностная
циркуляция вод примерно на 80 % обусловлена действием ветра,
но уж е в нижних слоях поверхностных вод вклад плотностной со­
ставляющей увеличивается до 70 % [37]. Поэтому перечисленные
циркуляционные системы вызваны не только действием ветра,
хотя его роль в переносе вод очень велика. Об этом свидетель­
ствует то, что в среднем скорость поверхностного течения в 2—
3 р аза больше, чем за пределами экмановского слоя.
Во всех циркуляционных системах средняя скорость течения
увеличивается от центра, где она не превышает 5 см/с, к. пери­
ферии. Интенсивные струи этой периферийной циркуляции, про­
никающие д аж е за пределы поверхностных водных масс, вы деля­
ются как постоянные течения. В приэкваториальной периферии
всех субтропических антициклонов выделяются Ю жные и Север­
ные Пассатные течения, простирающиеся на глубину более 1 км.
Уже по толщине слоя эти течения нельзя причислить к чисто вет­
ровым. Подробнее они будут рассмотрены при описании эквато­
риального региона, где их роль особенно велика.
46
OSl
081
Об L
I—' Основная масса переносимых пассатами вод у восточных бе( регов континентов создает подъем уровня и расходится в север­
ном и южном направлениях (см. рис. 2.6). Дополнительное влия­
ние на такое отклонение потоков вод оказывает ветер западных
периферий субтропических антициклонов. В результате формиру­
ются такие сильные течения, как Гольфстрим и Бразильское
в Атлантическом океане, Сомалийское и М озамбикское в Индий­
ском океане, Куросио и более слабое Восточно-Австралийское
в Тихом океане. И х часто называю т западными пограничными
течениями. Их средняя скорость у поверхности составляет 25—
50 см/с при высокой устойчивости, превышающей 50—75% [37].
Наиболее мощным является Гольфстрим в результате слияния
Флоридского и Антильского течений, после которого расход до­
стигает 100 Св, и оно по скоростям хорошо прослеживается до
глубины 1— 1,5 км, а по температуре — еще глубже, вплоть до
3 км. Т акая интенсивность течения вы звана тем, что ему дают
начало не только воды Северного Пассатного течения, но и часть
вод Ю жного Пассатного течения, переносу которых на север Гви­
анским течением благоприятствуют очертания берега Южной
'I Америки.
Куросио переносит в 2 раза меньше вод, чем Гольфстрим,
а остальные — в 3— 5 раз меньше.
В умеренных широтах эти течения вливаются в - поток вод
высокоширотной периферии антициклонических циркуляций. Это
Северо-Атлантическое и Северо-Тихоокеанское течения, явл я­
ющиеся одновременно периферией исландской и алеутской цикло­
нических циркуляций, а такж е южноокеанические течения. Они
более «распластанные», скорость их у поверхности уменьшается
до 10—20 см/с, а у южноокеанических — даж е до 5— 10 см/с.
Уменьшается и их устойчивость до 25 % и менее. Часть вод севе­
роокеанических течений выносится в высокие широты, а южно­
океанских— вливается в Антарктическое циркумполярное течение
(АЦТ),, создавая таким образом условия для поступления бо­
лее глубинных водных масс в данный регион.
С востока антициклонические циркуляции замыкаю тся пото­
ками воды, движущимися в сторону низких широт. Их принято
называть восточными пограничными течениями. В Атлантическом
океане их составляют Канарское и Бенгельское течения, в И н­
дийском — Западно-Австралийское, в Тихом — Калифорнийское
и Перуанское. Они более слабые, чем западные пограничные те­
чения. В них скорость у поверхности в среднем не более 20 см/с
и устойчивость течений колеблется в пределах 25—75 % [37].
Перенос вод такж е не превышает 20 Св в каждом.
Наиболее мощное в регионе Антарктическое циркумполяр­
ное течение с расходом порядка 150 Св может рассматриваться
как дальняя периферия всех трех южных антициклонических цир­
куляций и циклонических циркуляций в южном полярном ре­
гионе. Воды этих систем питают АЦТ. Кроме того, понижение
уровня океана к югу, хорошо заметное на рис. 2.6, вызывает з а ­
падный перенос вод. В результате образуется довольно устойчи­
вое (25—50 %) восточное кольцевое течение шириной 1000—
1500 км со скоростями поверхности океана 20—30 см/с. Часть вод
АЦТ возвращ ается в субтропические циркуляции через восточные
пограничные течения.
Все перечисленные крупные циркуляционные системы наибо­
лее устойчивы в пределах распространения поверхностных вод­
ных масс. Уже в слое промежуточных вод они существенно осла­
бевают. Динамическая топография свидетельствует о том, что
к глубине 1 км только АЦТ сохраняет свое положение, хотя ско­
рость его уменьшается до 5—10 см/с, субтропические антициклонические круговороты разделяю тся на более мелкие слабые цир­
куляции с заметной меридиональной составляющей, а субполяр­
ные циклонические системы практически не прослеживаются.
Если рельеф дна в движении поверхнос'тных вод затуш евы ва­
ется ветровыми и термохалинными эффектами, то на глубине
1 км проявляется тенденция к усилению антициклоничности цир­
куляции над котловинами и циклоничности — над хребтами [4].
В целом количество замкнутых циркуляций в
промежуточном
слое океана больше, чем в поверхностном. Их совокупным дейст­
вием обусловлено распространение промежуточных водных масс,
описанных в предыдущем параграфе.
Данных по циркуляции глубинных и придонных вод, входя­
щих в нижнюю сферу существенно меньше, чем для верхней
сферы, включающей в себя поверхностные и промежуточные воды.
В основном картина движения вод здесь составлена по характеру
распределения температуры и солености, послуживших основой и
для карт динамической топографии. Общим в циркуляции верх­
ней и нижней сфер океанов остается только Антарктическое цир­
кумполярное течение, которое проникает до дна и меняет свое
направление, сообразуясь с характером рельефа. Д л я этой сферы,
как и для верхней, такж е характерным является существование
круговоротов вод, но они не так четко выражены, как в верхней
сфере, меньше по размерам, и в них в среднем прослеживается
некоторая вытянутость в меридиональном направлении.
Рельеф дна изменяет вид циркуляции, возникающий под влия­
нием термохалинных факторов. Это изменение, особенно для при­
донных вод, существенно. Так, североатлантические и антарктиче­
ские придонные воды из областей своего формирования движутся
к экватору через систему котловин. При этом вследствие влияния
ускорения Кориолиса прослеж ивается тенденция к усилению те­
чений в западных частях океанов, что дает основание их рассм ат­
ривать как западные пограничные глубинные течения.
Циркуляции верхней и нижней сфер океанов не разобщенные.
Они взаимосвязаны через системы вертикальных токов. В первую
очередь, это вертикальная конвекция в районах формирования
глубинных и придонных вод, затем нисходящие токи в зонах суб­
тропических конвергенций, вертикальные потоки соответствую­
щих направлений в круговоротах вод, обширный подъем вод в вое4
З а к а з N° 427
49
точных пограничных течениях, и т.д . Однако все представления
о вертикальных движениях воды в океанах имеют в основном
лишь качественный характер, так как все количественные оценки
вертикальных скоростей сопряжены с очень большими ошибками.
2.4. В О Л Н Ы И П Р И Л И В Ы В О Т К Р Ы Т О М О К Е А Н Е
Систематические наблюдения за волнением в открытом оке­
ане не проводятся и реж имная характеристика этого гидрологи­
ческого элемента дается по результатам расчетов с использова­
нием формул типа (1.16), (1.17). В качестве исходной информа­
ции при этом используется скорость ветра и длина его разгона,
так как другие региональные черты либо вообще не влияют (на­
пример, диапазон больших глубин), либо влияют очень слабо (на­
пример, стратификация океана и атмосферы).
Вследствие сезонной изменчивости скорости ветра летом
в каждом полушарии преобладает слабое волнение, в котором
вклад волн в 5 и более баллов менее 10.%. Это означает, что
волны 50 % -ной обеспеченности высотой примерно в 2,5 м для т а ­
ких скоростей ветра в это время будут иметь на самом деле 5 % ную обеспеченность. Но ближе к полярным широтам даж е летом
вероятность такого волнения увеличивается в 3 раза.
Зимой ж е вероятность волнения в 5 и более баллов су­
щественно увеличивается и у тропиков она составляет 20 %,
а к полярным широтам возрастает до 40 %, При этом высота волн
5 % -ной обеспеченности вырастает примерно до 2,9—3,4 м. Есте­
ственно, что могут иметь место и более крупные волны. Их веро­
ятность определяется из общих статистических закономерностей,
приведенных в учебнике [7] для открытого океана.
Приливы в открытом океане представляют собой более слож ­
ное и зависимое от очертаний океана явление, чем ветровые
волны. Известно, что если бы океан покрывал Землю сплошным
слоем и был бы лишен инерции, то изменение его уровня под дей­
ствием приливообразующих сил составило бы в сизигию около
80 см, т. е. равнялось бы величине статического прилива. Од­
нако приливное движение воды в океане зависит от региональных
очертаний материков и их поглощательно-отражательных свойств.
В результате отклонения в ту или иную сторону движущейся при­
ливной волны, ее трансформации в зависимости от поглощения и
отражения на шельфе, изменения скорости движения волны над
различными глубинами, а такж е в результате сложения прилив­
ных волн создается сложная картина течений и колебаний уровня,
далекая от статического прилива.
Сосредоточение пунктов наблюдений за приливами, на бере­
гах континентов привело к тому, что фактическая информация
о приливах в открытом океане очень скудная. Поэтому представ­
ление о характере распространения приливной волны основыва­
ется в основном на результатах расчетов. Полнота получающейся
50
при этом картины приливов и ее достоверность зависят, естест­
венно, от степени учета воздействующих на прилив факторов. П о­
этому результаты расчетов различных авторов не полностью со­
гласуются между собой. О бщ ая картина колебаний уровня океана
оказы вается весьма сложной как во времени, так и в простран­
стве. В ней выделяются основные гармоники, каж д ая из которых
формирует свое собственное поле колебаний уровня и течений.
В среднем преобладает полусуточная гармоника. В Атлантиче­
ском океане отношение суточных составляющих к полусуточным
г) = (/Ci + Oi) / (Л12 + 5г) в среднем
составляет
0,1—0,25.
В Индийском и Тихом океанах это отношение несколько больше
0,5 [26]. „
В отдельных районах Мирового океана тип прилива может
существенно отличаться от средних характеристик. Вследствие
преобладания полусуточных и суточных гармоник прилива харак­
тер распространения колебаний уровня представляется обычно
картам и отдельных этих гармоник.
Н а приливной карте полусуточной волны М 2 (рис. 2.7) пред­
ставлены вычисленные значения некоторых характеристик при­
лива. Характер котидалей для других гармоник полусуточного
прилива в основных чертах совпадает с их картиной для М 2, од­
нако положение и количество амфидромий несколько меняется.
Величина же прилива гармоники S 2 меньше, чем М2, по крайней
мере в 2—3 раза.
В пространственном расположении котидалей суточных гар­
моник такж е много общих черт, но от картины котидалей полу­
суточных гармоник оно отличается существенно.
Существование во всех океанах амфидромических точек сви­
детельствует о том, что формируется не одна приливная волна,
а несколько стоячих волн с различным направлением колебаний.
Н а пересечении узловых линий интерферирующих стоячих волн
колебания уровня практически отсутствуют, а характер вращ е­
ния гребня волны вокруг амфидромической точки определяется
разностью интерферирующих волн.
По результатам расчетов [20] в Тихом океане характер полу­
суточных приливов представляется как результат суперпозиции
двух стоячих колебаний. Первое простирается в меридиональном
направлении и в нем выделяются три узловые зоны поперек
океана на широте Австралии и Японии, а такж е между ними от
побережья Мексики до о. Туамоту. В другой стоячей волне вы деля­
ются две узловые зоны. П ервая из них проходит с севера на юг
вдоль побережья Америки, а вторая пересекает океан в его зап ад ­
ной части. Пересечение перечисленных узловых зон приводит
к появлению шести амфидромических систем, но северо-западная
и юго-восточная амфидромии оказались скомпенсированными
противоположным вращением под действием ускорения Корио­
лиса и не проявляются на котидальной карте.
Положение амфидромических узлов в Индийском
океане
такж е трактуется как пересечение четырех узловых зон двух ор4*
51
Рис. 2.7. Котидали
(сплошная
линия) -и
амплитуды
(м)
волны
М 2
(штриховая)
[25].
тогональных стоячих колебаний. Помимо трех (видимых на
рис. 2.7) узлов, предполагается существование еще одного выро­
жденного, располагающ егося в Антарктиде.
В сравнительно узком и длинном Атлантическом океане при­
лив приводит к образованию ■ стоячей волны, простирающейся
с северо-запада на юго-восток с двумя узловыми зонами в к а ж ­
дом полушарии. Их пересечение с узловыми зонами трех зональ­
ных стоячих волн (одной в южном и двух в северном полушарии)
привело к образованию трех (видимых на рис. 2.7) амфидромий..
Существование амфидром.ических систем для других гармоник
полусуточного и суточного периода такж е трактуется как супер­
позиция соответствующих стоячих волн.
Численное моделирование приливов [20] позволило устано­
вить, что влияние одного океана на другой проявляется лиш ь
в граничных зонах, а в их центральных районах приливы можно>
рассматривать как собственные. Однако, как видно из рис. 2.7,
характер приливных колебаний уровня сильно зависит от конфи­
гурации океана.
По расчетам величина прилива в открытом океане в общем
не превышает 1 м и только, при выходе волны на шельф происхо­
дит ее трансформация, приводящ ая в некоторых районах к мно­
гократному-возрастанию прилива.
Г.пя в а
ЭКВАТОРИАЛЬНЫЙ РЕГИОН
3
3 .1 . Г Е О Г Р А Ф И Ч Е С К О Е П О Л О Ж Е Н И Е
ВЛИ ЯЮ Щ И Е НА РЕЖ И М
И
КЛИМ АТИЧЕСКИЕ
Ф АКТОРЫ ,
В Мировом океане принято выделять экваториальный регион
прежде всего из-за особенностей условий формирования в нем
циркуляции вод. Эта зона, в которой не имеет места квазигео­
строфичность течений вследствие малости ускорения Кориолиса.
Другие отличия содержатся в характере изменчивости таких кли­
матических факторов, как поток солнечной радиации, атмосфер­
ное давление, осадки и т. д.
В соответствии с критериями, которые заклады ваю тся в ос­
нову отличительных признаков региона, его границы и протяж ен­
ность могут существенно меняться. При использовании динами­
ческих признаков для оценки протяженности экваториального ре­
гиона обычно в основу заклады вается уравнение движения. С та­
ционарное течение за пределами региона удовлетворительно опи­
сывается уравнением геострофического баланса, а в пределах —
ускорение Кориолиса становится малым и горизонтальный гра­
диент давления в основном уравновешивается адвективной сла­
гаемой течения. Поэтому в качестве границы экваториального ре­
гиона может быть принята широта, на которой адвективное и кориолисово ускорения имеют одинаковый порядок величины [7].
Это условие равносильно равенству числа Кибеля Ki = v /Y f
единице. Здесь под Y понимается характерный масштаб полуши­
рины экваториального региона. Поскольку f « рУ, то из приня­
того условия У = yv/p. При характерном значении скорости эк­
ваториальных течений v » 102 см/с и р = 2,3-10-13 см-1/с-1 по­
лучается, что У « 200 км.
Несколько больше получается полуширина экваториального
региона, если при ее определении исходить, как это сделано в р а­
боте [9], из условия сохранения углового момента. Упрощенное
уравнение движения вдоль экваториального региона записыва­
ется в виде
дЦ
1
dt
р дх ’
где и э = и — (i)Y2/R3 + 2ю2 ; Яз — радиус Земли.
54
дР
(3.1)
П риравнивание двух последних слагаемых в выражении д л я
U с заменой 2 на Я дает
Y = ^W R l.
(3.2>
При тех ж е исходных параметрах полуширина экваториаль­
ного региона при этом будет У « 225 км.
Таким образом, на основании различных соотношений, исполь­
зующих члены уравнения движения с ускорениями Кориолиса,,
ширина экваториального региона примерно 400 км.
В метеорологии экваториальный пояс выделяют по характеру
годовой изменчивости потока солнечной радиации. Поскольку
этот поток является основной приходной составляющей тепловогобаланса океана, то такой принцип можно принимать во внимание
и при выделении океанического экваториального региона.
Н а экваторе высота Солнца меняется с полугодовым периодом,,
имея максимумы в дни весеннего и осеннего равноденствия и ми­
нимумы — в дни летнего и зимнего солнцестояния. Н а широте тро­
пика (23°27/) высота Солнца меняется с годовым периодом, до­
стигая максимума в день летнего солнцестояния. В пределах жевсей тропической зоны имеют место обе гармоники. Границу эк­
ваториального региона можно определить как широту, на которой'
амплитуды годовой и полугодовой гармоники равны. По чистоастрономическим характеристикам это условие имеет место на
широте примерно 6° [9]. В более низких широтах преобладает
полугодовой период изменения потока возможной солнечной р а ­
диации, и эту зону относят к экваториальной. В более высоких
широтах преобладает годовой период изменчивости потока корот­
коволновой радиации.
Ш ирина экваториального пояса определялась такж е по ши­
роте исчезновения связи между наблюденными скоростью ветра
и барическим градиентом [9]. Оказалось, что эта связь начинает
появляться на широте около 5°.
Таким образом, по оценкам на основании астрономических и
метеорологических параметров ширина экваториального региона
оказывается в 2—3 раза больше, чем по уравнению движения
''в о д ы .
Помимо перечисленных параметров, при определении, положе­
ния и ширины экваториального региона необходимо принимать
во внимание климатические и океанологические характеристики,,
определяющие специфику гидрологического режима
региона.
К ним нужно отнести положение экваториальной области пони­
женного. давления, среднее годовое положение оси которого сме­
щено примерно на 5° от экватора в северное полушарие. Вслед­
ствие этого пассаты и вызванные ими течения не вполне симмет­
ричны относительно экватора.
Сезонная изменчивость положения экваториальной зоны пони­
женного атмосферного давления, ветрового п о л я . и очень сильнозависящей от него системы экваториальных течений расширяет
границы региона до 10° к северу и к югу от экватора.
55-
Основанием для такого расширения служит такж е необходи­
мость включения в регион специфических экваториальных проти­
вотечений. Если принять во внимание, что южная и северная
струи противотечения располагаю тся в пределах экваториального
региона, то его граница отодвигается до 8— 10° к югу и к северу
от экватора. При этом площадь региона составляет примерно
16—20 % площади всего Мирового океана. Естественно, что при
такой большой площади океанологическая роль экваториального
региона значительна.
Экваториальный регион отличается от других рядом клим а­
тических особенностей, влияющих на гидрологический режим,
в результате чего последний во всех океанах имеет общие (свое­
образны е) черты, отличающиеся от других регионов.
Почти на всем протяжении региона северной и южной гр а­
ницами являю тся водные пространства, достаточно далекие от
материков, которые входят в экваториальный регион только на
западны х и восточных границах океанов. Поэтому влияние м ате­
риков на климат региона проявляется в сравнительно небольшой
•прибрежной зоне. Исключением является район Индийского оке­
ан а, на который распространяется северо-восточный муссон с Ази­
атского материка.
Характерной чертой региона является постоянное существова­
ние в нем пониженного по сравнению с окружающими районами
приземного атмосферного давления Р а. Эта экваториальная
депрессия обусловлена общеклиматическими факторами и в з а ­
висимости от сезонных изменений атмосферного давления
в умеренных широтах смещается в летнее полушарие почти до
тропиков, особенно над материками, но в среднем за год ось де­
прессии располагается в северном полушарии на широте при­
мерно 5°.
В соответствии с сезонной миграцией зоны барической депрес­
сии происходит смещение пассатов относительно экватора. В ян­
варе северо-восточный пассат достигает экватора, а в июле юговосточный пассат распространяется в северное полушарие в сред­
нем до 10°.
В Индийском океане пассатная система ветров искаж ается
муссоном. Зимой он имеет то же направление, что и северовосточный пассат, в результате чего происходит его усиление.
Летний юго-западный муссон существенно искаж ает пассатную
систему ветров, а в период наибольшего развития, вообще преоб­
ладает над северо-восточным пассатом.
Вся система ветров экваториального региона, обладаю щ ая
большой устойчивостью и регулярностью смены, приводит к устой­
чивому дрейфовому переносу вод во всем регионе, что отра­
ж ается на его гидрологическом режиме.
Поток солнечной радиации в течение года в регионе меняется
незначительно. Если в декабре поток суммарной радиации со­
ставляет 55—65 кД ж /(см 2-мес), то к июню он только в Индий­
ском океане и западной части Тихого океана убывает до 45—
56
50 к Д ж /(с м 2-мес), а в остальной части региона существенно не
меняется. С лабая изменчивость приходной статьи теплового б а ­
ланса океана определяет такую же слабую изменчивость и рас­
ходных статей баланса.
Вследствие достаточно большой однородности трансформиро­
ванного над океаном воздуха мало меняется во времени и в прост­
ранстве эффективное излучение океана. Все это приводит к боль­
шому постоянству радиационного баланса океана, составляющему
38—42 кД ж /(см 2-мес) [38].
Больш ая часть лучистого притока тепла в этом регионе в те­
чение всего года расходуется на испарение. Хотя насыщенность
воздуха влагой в этой зоне больш ая и относительная влаж ность
около 8 0 % , тем не менее дефицит влажности из-за высоких тем ­
ператур воды и воздуха значительный и за год с различных рай­
онов испаряется от 163 см до 194 см слоя воды при среднем зн а­
чении 175 см. Это требует в среднем затрат тепла 437 кД ж /(см 2Х
X го д ), что составляет примерно 80 % радиационного баланса.
Но в пространстве и во времени затраты тепла на испарение ме­
няются гораздо сильнее, чем радиационный баланс.
Вследствие термической трансформации температура воздуха
близка к температуре поверхности океана, турбулентный поток
тепла в атмосферу небольшой, примерно 5 % радиационного б а­
ланса, и так же, как испарение, сильно меняется.
В целом затраты тепла на испарение и турбулентный тепло­
обмен с атмосферой оказываю тся меньше радиационного баланса,,
поэтому во всем экваториальном регионе постоянно происходит
отток излишка преобразованной в энтальпию поглощенной водой
лучистой энергии от поверхности вглубь. В среднем, как это сле­
дует из приведенных оценок для перечисленных составляющих
теплового баланса океана, в экваториальном регионе поток Ф0
составляет 15 %~ радиационного баланса. Но распределен он в ре­
гионе очень неравномерно. Наибольшие его значения отмечаются
в восточной части Тихого и Атлантического океанов, в централь­
ной части Индийского океана (см. рис. 2.2). Поскольку непо­
средственных наблюдений Ф0 не производится и этот поток нахо­
дится как остаточный член теплового баланса поверхности оке­
ана, то его неравномерность в основном обусловлена неравно­
мерностью распределения испарения: где оно минимально, там
максимален поток Ф0.
Климатической особенностью экваториального региона М иро­
вого океана является сходимость пассатных воздушных потоков,
преобладание из-за этого восходящих движений воздуха и как
следствие выпадение большого количества осадков в течение
всего года. В среднем по всему региону за год вы падает слой
осадков в 191 см. Это на 16 см больше, чем испаряется. Таким
образом, экваториальный регион характеризуется избытком по­
ступающей пресной воды, влияющей на соленость поверхностных
вод и уровень океана.
В пространственном отношении разность осадков и испарения
57
распределена весьма неоднородно. Максимум 0 + Я = Д £ нахо­
дится в западной части Тихого океана и достигает здесь значе­
ний 240 см (см. рис. 2.3). К востоку At, уменьшается до 40 см,
а в центральной части зоны этого океана даж е становится отри­
цательной.
К западу смещена область повышенных значений Д£, дости­
гаю щ ая 120 см, и в Атлантическом океане. В Индийском океане
повышенные значения Д£?» 160 см находятся в восточной части
региона. Это объясняется проникновением области максимума
осадков из Тихого океана.
Таким образом, экваториальный регион Мирового океана вы ­
деляется специфическим ветровым режимом, круглогодичным по­
ступлением тепла в океан, преобладанием осадков над испаре­
нием и малой изменчивостью этих метеорологических элементов
в течение года.
3.2. Т Е Р М О Х А Л И Н Н А Я С Т Р У К Т У Р А В О Д
Специфика полей температуры и солености в экваториальном
регионе обусловлена тем, что преобладание осадков над испаре­
нием и постоянный поток тепла от поверхности вниз привели
к образованию сравнительно тонкого слоя воды пониженной плот­
ности. Собственно экваториальная поверхностная водная масса
формируется в процессе ее движения из вод, приносимых пасса­
тами из субтропических антициклонов, из поднимающихся в зонах
дивергенции и- апвеллинга промежуточных вод и вод противотече­
ний. Поэтому пространственная ее структура оказывается неод­
нородной. В ней выделяется верхний квазиоднородный слой, тол­
щина которого h зависит как от интенсивности турбулентного пе­
ремешивания, пропорционального динамической скорости в воде
v *, так и от потоков тепла и соли. Значение h может быть вы ра­
жено формулой (2.5), которая без учета обмена субстанциями
с подстилающими водами представляется в виде
h = (2р7fif) {! I U |7[yi>oIc + eSpS„ (О + Я )]}.
(3.3)
При тех потоках тепла Ф0, осадков О и испарения И, которые
характерны для экваториального региона и приведены в преды­
дущей главе, толщина квазиоднородного слоя при скоростях
ветра 3—5 м/с составляет 20— 100 м. Однородность распределе­
ния солености по вертикали позволяет приближенно оценить ее
значение на основании уравнения баланса солей, полагая, что
постоянное распреснение компенсируется притоком солей от ниже­
леж ащ их слоев воды ф2 и за счет горизонтальной макромас­
штабной диффузии солей срг
5 0(О + Я)У р = ф2Г + фг/г.
(3.4)
Поскольку соленость воды вдоль экваториального региона ме­
няется слабо, то адвекцию солей течениями можно в первом при­
58
ближении не учитывать. В уравнении баланса солей
(3.4)
учтено, что осадки, испарение и турбулентная диффузия солей от
подстилающих слоев воды имеют место на всей ширине эквато­
риального региона 2 Y при ее единичной длине, а боковая диффу­
зия солей в эту зону происходит только по периферии квазиодно­
родного слоя толщиной h.
Д л я грубых оценок потоков солей можно принять:
ф2 = (pkJAz) (Sz — S0);
фг = (Р^Г/Аг/) (Sr — S0),
(3.5)
где S z и Sr — соленость на расстоянии Az и Ду
от границ квази­
однородного слоя зоны.
Подстановка выражений потоков солей в уравнение баланса
(3.4) и его решение относительно So приводит к выражению
S0= (Sz + S rK Azh/(kz А у У Ш + К Azhj(kz At/У) + A z (О + Я )/6г].
(3.6)
Если использовать средние для экваториального региона от
5° ю. ш. значения р (О + Щ = 4 2 ,2 г/(см 2-год), S z —
на глубине 150 м и Sr=35,09%o на расстояниях А у ~
км от границ этой зоны, то при kz— \ см2/с и К =
оказывается, что S0 ~ 34,7 %0, т. е. близка к солености,
определенной по наблюдениям.
Глубина 150 м для определения граничного
значения соле­
ности вы брана потому, что примерно на этом
горизонте соле­
ность достигает максимума. Расстояние Ду не должно быть> малым,
так как рассматривается макромасштабный турбулентный пере­
нос солености.
К сожалению, интенсивность турбулентного переноса
солей
как из глубины океана, так и по его горизонтали пока не опреде­
ляется с надлежащ ей точностью. Поэтому в данном случае в ка­
честве kz и К использованы их характерные для океана значения.
В связи с этим точность оценок So не может быть высокой.
Н а основании формулы (3.6) можно лишь рассматривать
вклад различных факторов в формирование солености экватори­
ального квазистационарного слоя.
В связи с неоднородностью осадков, испарения и солености
окружающих вод соленость квазиоднородного слоя на разных
участках экваториального региона различна. Н аибольш ая она
Jb Атлантическом океане и наименьшая — в Тихом. В среднем это
: различие составляет 0,9 %о. Сезонный ход солености зависит в осi новном от изменчивости осадков и испарения. В целом для эква­
ториального региона он практически отсутствует.
З а пределами квазиоднородного слоя в галоклине до глубины
100—200 м соленость в результате адвекции несколько повыша­
ется, а затем понижается до значений солености промежуточных
вод.
5° с. ш. до
= 35,15 %о
л;1,5-103
= 104 м2/с
59
В противоположность солености температура воды в квазистащионарном слое наивысшая, так как основной поток тепла посту­
пает со стороны атмосферы. В связи с малыми сезонными ампли­
тудами температуры, не превышающими 1—2° С, и малой измен­
чивостью температуры поверхностного слоя вдоль региона, такж е
:не превышающей 1—2°С, за исключением прибрежных восточных
районов океанов, где из-за апвеллинга отмечается понижение
температуры, можно считать, что экваториальная поверхностная
вода находится в термически стационарном состоянии. Это озна­
чает, что существует равновесие между притоком и оттоком
тепла, которое можно выразить уравнением теплового баланса
.для объема воды толщиной h, шириной через весь экваториаль­
ный регион 2 Y и единичной длины
( £ + Ф а + Ф и) Г = Ф г/г + Ф 0У,
(3.7)
/
где Фг —-поток тепла, приходящийся на единицу боковой пло­
щади квазиоднородного слоя.
Если представить турбулентные потоки тепла и водяного пара
в виде функций от контрастов температуры квазиоднородного
слоя Т0 я окружающей среды, то удается оценить приближенное
-значение Т0. В частности можно использовать следующие вы ра­
жения:
Б = Q (l — А) — а — ЬТ0 = Б 0 — ЬТ0;
Фа = сррасти (Q — T 0) s = k a (Ф — Го);
'Ф и =
L ap a Cq U q a [1 — I/Г +
а (ф — Т 0)/г] == ф ? [ г — 1 —
а
(fl — Т „)];
Фг = срК'(Т0- Т т) / А у ^ К г (Т0- Т гу,
Ф0 = cpkz (Т0 - Tz)/Az ^ k T (Го - Тг),
где Ау и А2 — расстояния от внешних границ квазиоднородного
сл о я в экваториальном регионе по горизонтали и вертикали соот­
ветственно до участков с известной температурой Гг и Тг\ а та
та 0,062 К - 1— множитель показателя экспоненты в формуле Магшуса; г ■
— относительная влажность воздуха.
Подстановка перечисленных выражений в уравнение тепло­
вого баланса и решение его относительно Г0 дает
■So + kaft + Фд (г — 1 + а#) + kj-Тz + КГ1 ThjY
kT + Kvh/y + ka + b + ф9«
(3.8)
По средним многолетним данным для экваториальной зоны
£ 0 = 5 2 3 кД ж /(см 2-год), 6 = 1,55 кД ж /(см 2-год-К ), <7а=17,4Х
=0,82, # = 2 6 ° С , U = 4 м/с, 7'z= 13,9°С на глубине
ХЮ 200 м и Тг= 25,7°С на расстоянии Д г/= 1500 км от экваториаль­
ного региона. При определении То было такж е принято ст— cq =
= 1,6-10 -3, К = Ю4 м2/с, kz = 1 см2/с.
И спользовав перечисленные значения аргументов, получим
Т0 = 27,3 °С. Эта температура близка к средней температуре по­
верхности океана в экваториальном регионе по данным наблю ­
дений.
Рис. 3.1. Характерное изменение тем ­
пературы и солености с глубиной
в экваториальной зон е [36].
Анализ вы ражения (3.8) показывает, что То сравнительно мало
меняется при изменении большинства параметров в довольно ши­
роких пределах. Так, например, при изменении ветра на 1 м/с в ту
или другую сторону температура Т0 меняется на ± 0 , 4 ЧС. В еще
меньшей степени влияет на 7V относительная влажность воздуха
и совсем мало проявляется изменение интенсивности горизонталь­
ной макромасштабной турбулентности. Последнее зависит от м а­
лого вклада горизонтального макротурбулентного теплообмена
в общий тепловой баланс экваториального региона.
Н аиболее сильно на температуру квазиоднородного слоя
влияет поступление в него лучистого потока тепла и затраты
тепла на испарение, зависящие от температуры воздуха. Сезон­
ный ход этих характеристик в экваториальном регионе очень не­
большой, а поэтому амплитуда изменчивости температуры квази­
однородного слоя в течение года в среднем не превышает 2°С.
Глубже квазиоднородного слоя температура воды быстро
уменьш ается и к глубине 200—300 м, от которой скорость пони­
ж ения температуры убывает, она понижается примерно на 14 °С.
П оскольку до глубины 150—200 м происходит повышение соле­
ности, то в совокупности это приводит к образованию очень рез­
кого пикноклина (рис. 3.1), через который затруднено распрост­
ранение потоков тепла, солей и количества движения. Последнее
61
влияет на характер циркуляции поверхностных вод в экватори­
альном регионе.
Характерным для легких поверхностных вод региона является
то, что их положение ограничено не только пикноклином снизу,
но и более плотными водами субтропических антициклонов по бо­
ковым границам региона (рис. S.2). Можно считать, что эквато­
риальные поверхностные воды как бы заключены в бассейн
с жидкими стенками, состоящими из вод более высокой условной
плотности, чем at — 24. В этом «желобе» происходит их движ е­
ние.
Рис. 3.2. И зменение солености и плотности воды с глубиной поперек экватори­
альной зоны [43].
Повышенная соленость вод в области пикноклина в настоящее
время объясняется проникновением сюда вод, образовавш ихся
в субтропических антициклонах. Вследствие интенсивного испаре­
ния происходит их осолонение, уплотнение и опускание до глу­
бины 100—200 м, где они перемещаются к экватору, формируя
«жидкое» дно для поверхностных экваториальных вод.
Основная масса вод глубже пикноклина формируется за пре­
делами региона. В Атлантическом и Тихом океанах в экватори­
альный регион проникают антарктические промежуточные воды,
минимум солености которых находится на глубине порядка 700 м.
В Тихом океане эти воды располагаю тся несколько глубже и
в экваториальном регионе встречаются с субтропическими проме­
жуточными водами такж е пониженной солености (см. рис. 2.4).
Отличие имеется в экваториальном регионе Индийского океана,
куда промежуточные воды пониженной солености не доходят,
а весь регион занимаю т красноморско-аравийские воды, имеющие
в ядре 5 = 35,3.. .34,9 %0 и 7 = 1 0 . . .7°С [16].
Иногда выделяется промежуточная водная масса моря Б анда,
которая от антарктической отличается в основном более гдубо62
ким положением (от 0,8 до 1,4 км ). Она входит в юго-восточную
часть региона и быстро трансформируется [16].
В такой же степени, как и соленость, температура промежу­
точных слоев воды сформировалась в очагах их образования, по­
этому глубже 200—300 м нет существенных отличий Т от ее зн а ­
чений в прилегающих тропических широтах.
Глубинные слод региона в Атлантическом и Тихом океанах
занимаю т пришедшие с севера североатлантическая и североти­
хоокеанская водные массы. В Индийском океане под промежу­
точными водами располагается североиндийская водная масса.
Она образуется из высокосоленых и теплых вод Красного и се­
верной части Аравийского морей, к ним добавляю тся опускаю­
щ иеся промежуточные воды. Смесь этих вод сползает по матери­
ковому склону и распространяется на юг через всю экваториаль­
ную' зону океана. Соленость этой водной массы в ядре составляет
34,9 %о, а температура — около 3°С, т. е. она по этим характери­
стикам занимает промежуточное положение между глубинными
североатлантическими и северотихоокеанскими водами.
В южной части Аравийского моря североиндийская водная
масса опускается до дна, заполняя Аравийскую котловину. Аравийско-Индийский хребет препятствует дальнейш ему ее распрост­
ранению. В остальной части региона придонные слои заполнены
антарктической придонной водной массой.
3 .3 .
КРУП Н ОМ АСШ ТАБНА Я Ц И РК У Л Я Ц И Я В О Д
Вследствие особенностей положения региона и специфики вет­
рового и теплового воздействия атмосферы на океан, а такж е пре­
обладания осадков над испарением в экваториальном регионе Ми­
рового океана сформировалась присущая только ему система цир­
куляции вод. Если описания пассатных течений появились в XVII
в., а в начале XIX в. стало известно об Экваториальном противо­
течении, то только экспедиционные исследования 50—60-х годов
XX в. выявили сложную систему перемежающихся западных и во­
сточных течений в экваториальном регионе. В настоящее время до­
казано, что, помимо пассатных течений западного направления, з а ­
ходящих из субтропических антициклонических круговоротов в эк­
ваториальную область и простирающихся до глубины порядка 1 км,
и М ежпассатного течения восточного направления, существуют еще,
по крайней мере, две струи восточного течения, пронизывающих
пассатные течения. Из рис. 3.3 видно, что на общем фоне зап ад ­
ного переноса выделяется несколько струй течений восточного на­
правления. П редлагается все их рассматривать как единую си­
стему экваториальных противотечений.
Во всех трех океанах прослеживается южная ветвь Экватори­
ального противотечения, располагаю щ аяся в разных океанах при­
мерно между 3 и 10° ю. ш. Хотя область наибольших скоростей,
составляющих 40—60 см/с, находится на глубине от нескольких
63
десятков метров до 300—400 м (Индийский океан), это течение
прослеживается как на поверхности океанов, так и на глубинах
в несколько сотен метров. Во всех трех океанах четко выражена
срединная ветвь Экваториального противотечения, носящ ая назва-
ZM
Рис. 3.3. Схема переносов вод через меридиональные
зоны океанов [43].
-
сечения
экваториальной
а , б — зап адн ая (170° з. д.) и восточная (126° з. д.) часть Тихого океана; в — центральная
часть Атлантического океана (25° з. д.); г — восточная часть Индийского океана; 1 — зап а д ­
ные, 2 — восточные течения.
Рис. 3.4. Проекции скорости течений
Л ом оносова ( 1 ) , Кромвелла ( 2 ) , Тареева (3) на экватор [43].
ние течения Ломоносова в Атлантическом океане, течения Кром­
в е л л а — в Тихом и течения Тареева или Индоокеанского противо­
течения— в Индийском. Последнее сравнительно слабое при се­
веро-восточном муссоне и сливается с муссонным течением при
юго-западном муссоне. Срединная струя противотечения распола­
гается под тонким слоем западного дрейфового течения и про­
слеживается до глубины 300—400 м, но максимум скорости 100—
150 см/с смещен в верхнюю половину потока (рис. 3.4). Таким об­
разом, основной перенос воды срединной ветвью противотечения
происходит в пределах пикноклина с резко выраженной устойчивой
64
плотностной стратификацией, характеризую щ ейся числами Ричард­
сона порядка 10 (в течении Ломоносова Ri = 75).
Северная ветвь Экваториального противотечения часто назы ­
вается М ежпассатным противотечением, постоянно существует
только в Атлантическом и Тихом океанах. Она располагается
между пассатными течениями в полосе от 3 до 10° с. ш. и прости­
рается от поверхности до глубины 500—600 м в Атлантическом
океане и д о 1000 м — в Тихом. М аксимум скорости находится
вблизи поверхности океана, к глубине примерно 200 м скорость
уменьшается в несколько раз.
Рис. 3.5. Система экваториальных противотечений в М ировом океане [43].
Ш ирина ветвей течения меняется на их протяжении и по сезо­
нам в зависимости от преобладания Северного или Южного П ас­
сатного течений, их интенсивности и других причин. Наиболее ши­
рокими являю тся северные ветви противотечения. Их ширина пре­
вышает 300 км. Ш ирина срединных подповерхностных течений
200—400 км. Ю жные ветви противотечений более слабые и иногда
пропадающие, но ширина их такж е порядка 200—300 км (рис. 3.5).
Таким образом, каждую из ветвей Экваториального противо­
течения можно рассматривать как сравнительно тонкую и широкую
ленту движущейся воды со средним отношением толщины к ши­
рине, равным 1 : 600. Д л я стрежня струй с максимальными скоро­
стями это отношение становится еще меньше, по крайней мере
в 5 раз.
В связи с большой шириной потоков противотечений и их зн а­
чительными скоростями перенос вод в них очень большой
(табл. 3.1).
Интенсивность противотечений в западной части океанов больше,
чем в восточной, куда они приходят несколько ослабленными изза трансформации в результате обмена как импульсом, так и дру­
гими свойствами с окружающими водами. Теряется и часть пери­
ферийных вод в струях противотечений.
В настоящее время еще нет единой установившейся теории фор­
мирования и циркуляции вод в экваториальном регионе. Наиболее
изучен западный перенос вод. Д о недавнего времени считалось,
что он вызывается пассатными ветрами. Однако учет неоднород­
ности в распределении плотности воды и созданного ею градиента
давления показывает очень большую роль последнего.
5
З а к а з № 427
65
Таблица 3.1
П ер ен о с в о д эк ватори ал ьны м и п р оти вотечени ям и
в с р ед н ей части ок еан ов , 10б-м 3/ с [43]
Ветвь экваториальных противотечений
Океан
южная
срединная
северная
Атлантический
5 — 10
15— 50
23— 36
Тихий
2—20
15— 55
—
11— 40
25— 43
—
"
Индийский
В простейшем стационарном случае без учета макромасш таб­
ной турбулентности интегральный перенос воды в слое толщиной
Н вы раж ается уравнениями
| и dz = М , = -5L — L -
+
| (Н - z) р dz - - f - ;
(3.10)
На основании средних значений скорости ветра и градиента
плотности в приэкваториальной части антициклонических кругово­
ротов оказывается, что интегральный перенос вод на запад обус­
ловлен в основном градиентом давления, созданным повышением
плотности воды с удалением от экватора, а такж е наклоном уровня
океана от тропических широт к экватору. Оба этих слагаемых
более чем на порядок величины превышают вклад напряжения
ветра.
М еридиональная составляю щ ая скорости течения существенно
меньше зональной из-за однородности, распределения плотности
воды вдоль параллели и меньшего наклона уровня океана. П о­
этому в приэкваториальных широтах формируется устойчивый з а ­
падный перенос вод, называемых пассатными течениями и за счет
наклона уровня океана проникающими глубже горизонтов, на ко­
торых исчезает градиент плотности, направленный от тропиков
к экватору.
Влияние ветрового напряжения трения на перенос вод можно >
проследить на примере экваториального региона Индийского оке­
ана, в котором ярко проявляется сезонная смена направлений те­
чений, связанная с муссонной'сменой ветра. Зимний северо-восточ­
ный муссон совпадает с направлением северных пассатных ветров
и приводит, к интенсивному западному переносу вод. При этом и
характер- течений в верхних слоях океана таков же, как и в других
океанах, но смещен из-за муссона к югу. Северное Пассатное те­
чение распространяется почти до экватора, а за ним до 5—8° ю. ш.
66
располагается Экваториальное противотечение.. Течение Тареева,
как уже упоминалось, сравнительно слабое и местами смыкается
с поверхностным противотечением.
При летнем юго-западном муссоне напряжение трения меняется
на обратное и всю северную часть океана от экватора занимает
восточный перенос вод, который определяется как муссонное тече­
ние. Считается, что южную его периферию можно рассматривать
как Экваториальное противотечение (рис. 3.6). Глубина распрост­
ранения муссонного течения доходит до 200—400 м, поэтому его
нельзя рассматривать как чисто дрейфовое.
Природа восточных течений, называемых противотечениями
в свяйи с тем, что они направлены против основного западного
переноса, еще до конца не выяснена. Выделяется несколько при­
чин, могущих привести к восточному переносу вод. К ним следует
отнести подъем уровня в западных районах океанов, вызываемый '
нагоном пассатными течениями. Этот направленный вдоль парал ­
лели градиент уровня океана и связанный с ним градиент давления
приводит к переносу вод к экватору с восточной составляющей.
Чем ближе к экватору, тем меньше f и уравновешивание градиента
давления происходит за счет увеличения восточной составляющей
скорости течения.
.
Дополнительное влияние на градиент давления оказывает по- ’
ступление в западные части экваториального региона океанов плот­
ной воды повышенной солености из субтропических антициклонов.
Наиболее ярко это явление имеет место в Атлантическом океане
(рис. 3.7).- Вследствие интенсивного испарения и происходящего
при этом осолонения плотность вод в антициклонах повышается
до at= 25 и они опускаются до сезонного пикноклина.
Выход из антициклонического круговорота происходит в об­
ласти максимальной солености вдоль указанной изопикнической
поверхности в направлении меньшего давления. Такой областью
с пониженной плотностью вод в верхних слоях океана является
экваториальная зона пониженного давления. В ее западные части
и устремляются с севера и юга плотные воды, формирующие по­
верхностные противотечения [43]. Поскольку вдоль экватора гори­
зонтальная составляю щ ая ускорения Кориолиса равна нулю, то пе­
ренос вод здесь оказывается прямолинейным. Отклонения от него
в виде меандрирования происходят в результате нестационарное™
атмосферных процессов, влияющих на течения, и макромасш таб­
ных волновых движений в океане. Несмотря на кажущую ся про­
стоту описанной картины действующих факторов, завершенной
теории противотечений еще не существует, хотя принципиальные
стороны явления удается описать.
В простейших теориях и моделях течений учитывается, как пра­
вило, ограниченное количество факторов, приводящих к возникно­
вению течения восточного направления. В наиболее простом случае
движение воды в экваториальном регионе, за исключением при­
экваториальной полосы примерно в 2° по каждую сторону от эк­
ватора, описывается уравнением, содержащим только члены с йер5*
67
20
40
60
80
100
120
140
Рис. 3.6. Схема поверхностных течений И ндийского океана [28]
тикальным трением т, давлением в виде градиента уровня £ и
ускорением Кориолиса. Решение такого уравнения известно и для
слоя конечной глубины Н оно в комплексной форме имеет [7]
вид
s h a ( H — z)
1т// K s s/( u +, t •0 \) = _ _ --------------- ---------
___g _ f J L . + f - g L V i _
if \ dx ^ 1 ду I V
(3.11)
y
’
chaff J ’
где
a = (1 + i) s i f № .
70
60
50
40
30
20
10
О
10
Рис. 3.7. Схема переноса вод в поверхностном слое в экваториально-тропической
■ '
зоны Атлантического океана [43].
При противоположно направленных т и градиенте уровня на не­
которой глубине, зависящей от их соотношения, происходит смена
направления течения.
Н а направление течения влияет не только величина т, но и ха­
рактер его изменения. Это показал еще в 40-х годах Ш токман при
объяснении причины формирования Экваториального противо­
течения.
Следующим фактором, приводящим к усилению восточного по­
тока в экваториальном регионе, является неоднородность профиля
плотности воды по глубине и неоднородность интенсивности верти­
кального турбулентного перемешивания. В простейшем виде влия­
ние этих факторов на течение можно представить в виде двухслой­
ной стационарной [25] модели
<Э£ . ,
d2ui
где
g ' = g ( l — Pi/P2);
| — отклонение поверхности раздела слоев от ее невозмущенного
состояния z —
Здесь использованы уравнения только для проекции скорости
течения на параллель. Краевые условия для них используются стан­
дартные:
при 2 = 0
k id u j d z = — хх/р;
при z = H x
при z = H 2
k xdtii/dz = k 2du2/dz;
u2 = 0.
u%= u2;
(3-14)
При рассмотрении профиля скорости течения на экваторе или
вблизи от него можно левые части уравнений (3.12) и (3.13) з а ­
менить нулями. Последующее интегрирование по 2 в пределах рас­
сматриваемых слоев при условии, что на дне тж= 0, дает
g dtjdx = (Tg — тх)/(рЯ,); g dtjdx + g ' д Ц д х = —tg/[p (H2 — Я,)],
(3.15)
где tg — трение на границе раздела слоев.
В полученных выражениях не делается различия в плотностях
воды верхнего и нижнего слоев, из-за обычно небольшой точности
определения х.
Подстановка выражений (3.15) в исходные уравнения для оп­
ределения профиля зональной скорости на экваторе преобразует
их к виду:
0 = (Т| — т*)/(рЯ,) + ^ d2u,/dz2;
0 = - т | /[р (Я 2- Я , ) ] + ) М 2и2/<Э2 2.
(3.16)
Решение полученных уравнений при краевых условиях (3.12)
имеет вид:.
м
и^ г >—
ГН
тх
9—
ш ж ,— i‘ T L
\ - г 2
~kxHX н
н , - Н г
].
ь— J ’
(ЗЛ7)
и^ У = ^ ~ 2к, % г ~ к ) <з л 8 >
Поскольку при единственной вынуждающей хх напряжение тре­
ния на границе раздела слоев Т| направлено противоположно хх,
то из формулы (3.17) следует, что изменение знака Ui на противо­
положный происходит выше уровня раздела слоев. Это согласуется
с описанной выше картиной, составленной по данным наблюдений.
Из формул (3.15) следует, что
g H i ( рГ—
Pi)
g(Ps-Px)
Ь т г + ' я г ) '
(ЗЛ9)
Плотность воды нижнего слоя р2 больше рь и знаменатель вы­
ражения (3.19) положительный. Поэтому знак наклона поверх­
70
ности раздела слоев такой же, как хх. В данном случае ось х н а­
правлена на восток. Следовательно, в экваториальной зоне т* < 0 и
д£,/дх<.0, т. е. в восточных частях океанов происходит уменьшение
толщины верхнего слоя воды. Это в качественном отношении такж е
согласуется с данными наблюдений.
Следующим важным фактором, влияющим на характер течений
в экваториальном регионе, являю тся адвективные слагаемые
в уравнении движения. Приближенный их учет приводит к с л о ж ­
ным выражениям, несколько приближающим вычисленный про­
филь скорости течения к наблюденному, но все же не отобра­
жаю щ ему многоструйность экваториальных течений.
Характер циркуляции в экваториальном регионе осложняется
развитием в ней крупномасштабных волновых движений, возника­
ющих из-за существенной роли адвективных членов, соизмеримых
с (3-эффектом. Это приводит к появлению плоских волн, один из
типов которых аналитически определил в 1939 г. Россби. Их вы ра­
ж ение он получил из уравнения для функции тока идеальной ж ид­
кости без учета вертикальных токов.
Более или менее реальной картина течений по результатам
расчетов получается только в том случае, если в уравнениях дви­
ж ения принимаются во внимание все значимые члены. Но пока ре­
шение такой системы уравнений получается только численным спо­
собом с помощью ЭВМ.
Необходимость учета бароклинных эффектов заставляет вклю­
чать в математическую модель уравнения теплопроводности и диф ­
фузии солей. Перенос тепла и солей сильно зависит от интенсив­
ности турбулентного перемешивания, которое пока еще опреде­
ляется очень неточно. Поэтому даж е в полных математических
моделях коэффициенты вертикальной и горизонтальной турбулент­
ности считаются постоянными и известными.
К настоящему времени выполнено довольно большое количество
численных экспериментов по воспроизведению поля температурыи движения воды в экваториальном регионе с помощью математи­
ческих моделей разной сложности. Они приводят к заключению,
что в основном Экваториальное противотечение обусловлено дейст­
вием сил градиента давления и инерционных сил. Там, где напря­
жение трения пассатного ветра оказывается более сильным, на по­
верхности развивается дрейфовое западное течение. С глубиной
влияние напряжения трения ослабевает, а вклад градиента д авле­
ния сохраняется и приводит к образованию подповерхностного
противотечения.
Меандриртшание струи противотечения с периодом порядка
10 сут. и смещением струи на 10 км связано с неоднородностью
поля скорости и плотности в экваториальном регионе, так как при
этом в жидкости возникают волны. По наблюдениям и в модель­
ных экспериментах с достаточно полными математическими мо­
делями такие волны выделяются. Они имеют как баротропную,
та к и бароклинную природу и . крупномасштабные колебания
отождествляются с волнами Россби и Кельвина длиной до не­
.7*
сколько сотен километров и периодом до месяца. Часть из них
перемещается с востока на запад. В самом термоклине обна­
ружены волны инерционно-гравитационного характера, имеющие
более короткие длины, чем отмеченные выше.
При движении элементарные объемы жидкости перемещаются
не только в горизонтальной плоскости, но совершают довольно
сложные циркуляции. В восточной части экваториального региона
океанов преобладают восходящие движения, компенсирующие сгон
воды пассатным течением, а в западной — опускание. Численные
эксперименты показывают, что выделенный элементарный объем
Рис. 3.8. Схема вертикальных перемещений вод в меридиональном сечении эква­
ториальной зоны [43].
Течения западного направления (3) направлены в рисунок, а восточного (В) — из рисунка.
воды по мере продвижения как в западном, так и в восточном на­
правлении делает несколько витков в горизонтальной плоскости
поднимаясь вверх в первом случае и опускаясь во втором. На
рис. 3.8 видно, что над поверхностным противотечением имеет ме­
сто подъем вод. Это зона экваториальной дивергенции вод. Еще
более обширные зоны дивергенции расположены на границах эк­
ваториального региона, где ю ж ная и северная ветви противотече­
ний соприкасаются с пассатными течениями.
Конвергенция и опускание вод такж е происходит в зонах сопри­
косновения западных и восточных течений по экваториальной пери­
ферии последних на широте примерно 4— 5° по обе стороны от э к ­
ватора. Н а экваторе скорость восходящих, потоков порядка
10-3 см/с, а с удалением от него да уменьшается в 5— 10 раз [43].
Циркуляция более глубоких слоев вод изучена гораздо слабее
и представление о ней получается в основном по полям скалярных
гидрологических характеристик и рельефу динамических поверхно­
стей. Из распределения температуры и солености следует, что ан­
тарктические промежуточные воды в Атлантическом океане пере­
секают экватор, а ниже их на глубине более 1 км проходят,на юг
сильно трансформированные; средиземноморские воды. В Индий­
ском и Тихом океанах промежуточные воды заходят в регион с се­
72
вера и юга рядом циркуляций. В последнее время в зоне соприкос­
новения этих вод начали выделять конвергенцию, прослеживаю­
щуюся до глубины 2 км [37]. И з-за малых контрастов гидрологи­
ческих элементов эта конвергенция не прослеживается так, как это
имеет, например, место в антарктической конвергенции.
Судя по рельефу динамических поверхностей на глубине 3 и
4 км [4, 37], глубинные и придонные водные массы заходят и
выходят из региона рядом циркуляций, сообразуясь с рельефом
дна. Пока еще мало фактических наблюдений для установления
закономерностей движения этих вод, что, в частности, затрудняет
использование численных моделей для воспроизведения циркуля­
ции вод.
3.4. В О Л Н Ы И П Р И Л И В Ы
При рассмотрении климатических факторов, влияющих на гидрологический режим экваториального региона отмечалось, что это
наиболее спокойная в ветровом отношении область Мирового оке! ана. Скорость ветра здесь в большинстве случаев не превышает
I 2 м/с, а направление ветра не меняется на больших расстояниях
вдоль экваториальной барической ложбины. Исключение состав­
ляет экваториальный регион, в Индийском океане, на который рас­
пространяются муссоны. Здесь скорость ветра возрастает до 5 м/с
и меняется его направление. Но в среднем скорость ветра оказы ва­
ется пониженной.
Больш ая устойчивость ветра во времени, большие глубины и
большие водные пространства приводят к тому, что стационарное
волнение является функцией только скорости ветра и его разгона.
Следовательно, для расчета средних характеристик волн могут
быть использованы формулы (1.16), (1.17).
Средние значения высоты и периода ветровых волн, т. е. име­
ющие обеспеченность 50 %, равны соответственно 1 м и 4—6 с.
Н а повторяемость волн свыше 2 м приходится всего 20 % случаев.
Тем не менее в экваториальном регионе встречаются и высокие
волны, хотя их повторяемость небольшая и локализованы они в от­
дельных участках региона. В среднем для всего региона повторя­
емость волн высотой более 6 м 5 % , обусловлена она в основном
тропическими циклонами. Однако летом в Индийском океане на се­
верной периферии южноиндийского субтропического антициклона
повторяемость таких волн увеличивается в 2—4 раза, т. е. до 20 %•
Зимой такие штормовые волны с повторяемостью до 10—20 %
встречаются в западной части Атлантического океана и на север­
ной периферии экваториального региона в Тихом океане.
Отсутствие твердых границ на большей части периферии эква­
ториального региона и свободный водообмен с тропическими реги­
онами Мирового океана создает благоприятные условия для про­
никновения в эту зону волн зыби. Причем в некоторые сезоны она
бывает весьма интенсивной. Особенно сильная зыбь отмечается
73
в январе—феврале в районе Тихого океана, куда она проникает из
тропических широт. В это время повторяемость зыби в 5 и более
баллов достигает 30—40 % случаев! Д о 20 % случаев доходит по­
вторяемость такой зыби в западной части Атлантического океана.
Сюда она такж е проникает из тропических широт северного полу­
шария.
В Индийском океане в период зимнего муссона расстояние от
материка оказывается небольш им.и сильная зыбь не образуется.
Повторяемость зыби в 5 и более баллов оказывается менее 10% .
Но во время летнего муссона, когда преобладают ветры южных
румбов, в его экваториальную зону из южного полушария прони­
кает сильная зыбь, повторяемость которой увеличивается до 20—
30 %. В других океанах в августе зыбь в 5 и более баллов повто­
ряется преимущественно не чаще 10 %.
Таким образом, несмотря на сравнительно слабое ветровое вол­
нение, в экваториальном регионе встречаются крупные волны
зыби, пришедшие из более высоких широт.
Длинные приливные волны вызывают в экваториальном регионе
за пределами шельфа колебания уровня с величиной, достигающей
в среднем 1 м. Но в некоторых районах в сизигию они могут до­
стигать 2 м. Это имеет место в Атлантическом океане и в Тихом
у М арш алловых островов. Тип прилива в экваториальном реги­
оне различный. В Атлантическом океане преобладает полусуточный
прилив, в Индийском — неправильный полусуточный, а в Тихом
встречаются все типы приливов — от полусуточных до суточных.
В экваториальной части двух последних океанов расположены амфидромии полусуточных и суточных приливов, не совпадающих по
местоположению. Это приводит к сложному характеру суммарных
приливных колебаний уровня океанов.
Естественно, что величина приливов в экваториальной зоне, как
и в других районах Мирового океана, оказывается увеличенной
в прибрежных районах. В каждом из океанов ее максимальные
значения меняются в большом диапазоне в зависимости от харак­
тера береговой линии и морфометрии шельфа. Если у берегов Гви­
нейского залива они в основном менее 2 м, то на другом конце
океана у берегов Бразилии более 3 м, а в устье р. Амазонки 5,7 м.
Но наибольшей изменчивостью как по типам, так и по величинам
отличаются приливы у берегов Индонезии. И з-за многочисленности
проливов приливы внутри архипелага носят индуцированный
характер, и из-за взаимодействия волн их величины на неболь­
ших расстояниях меняются от 1 до 5 м.
ПОЛЯРНЫЙ РЕГИОН
4 .1 . Г Е О Г Р А Ф И Ч Е С К О Е П О Л О Ж Е Н И Е И М О Р Ф О М Е Т Р И Я
По географическому положению на Земле выделяются север­
ный и южный полярные районы, но из-за общности многих оке­
анологических процессов их можно объединить в один полярный
регион. В настоящее время нет еще однозначного определения гра­
ниц такого региона, так как они могут определяться по нескольким
признакам.
Границу полярных районов можно провести на основе чисто
астрономического признака — по п о л я р н о м у к р у г у , проходящему
по широте 66°33/ в северном и южном полушариях. Выше этой
широты зимой некоторое время отсутствует приток лучистой энер­
гии Солнца, являю щ ейся основой приходной составляющей теп­
лового баланса Мирового океана. Несмотря на такое четкое оп­
ределение границы при этом не происходит обособления поляр­
ного региона по характеру гидрологического режима от осталь­
ной части Мирового океана.
Одной из присущих полярным районам характеристик гидроло­
гического режима является л е д я н о й п о к р о в , формирующийся еж е­
годно зимой. Но в некоторых районах, где теплые течения прохо­
дят у поверхности, лед может не образовываться, как это имеет
место в юго-западной части Баренцева моря. В то же время в т а ­
ких морях, как Японское, Аральское, Азовское, лед образуется еж е­
годно, хотя эти моря расположены в южной половине умеренной
зоны. Поэтому границу распространения льда такж е нельзя при­
нять за границу полярного региона.
В полярных районах с у м м а р н ы й г о д о в о й п о т о к т е п л а через по­
верхность океана отрицательный, т. е. направлен из океана в ат­
мосферу. В связи с этим средняя годовая температура поверхности
океана ниже, чем на некоторой глубине. Но такая закономерность
теплообмена с атмосферой распространяется и на значительную
часть умеренных широт, особенно на районы теплых течений.
В полярных районах г о д о в ы е с у м м ы о с а д к о в превышают испа­
рение и это способствует распреснению поверхностного слоя воды.
О днако и этот показатель в обособленном виде не может служить
признаком полярного региона, так как такая же закономерность
влагообмена присуща и эваториальному региону.
Особенности тепло- и влагообмена с атмосферой, адвекции
75
тепла и солей течениями приводят к специфическим вертикальным.
профилям температуры и солености в полярных районах. По д ан­
ным В. Н. Степанова [36], распространение вод с однород­
ными профилями Т и S не полностью совпадают между собой. Но
в пределах региона однородность этих профилей должна соблю­
даться.
' Распространение присущих полярному региону водных ма'сс за ­
висит от их переноса течениями, как, например, это имеет место
в северо-западной части Атлантического океана. Если они распро­
страняются до поверхности океана, то происходит существенное
изменение присущих региону океанологических характеристик.
'Х арактерным примером служат атлантические воды на западной
периферии Северного Ледовитого океана, вызывающие существен­
ное изменение ледового режима. Поэтому при определении границ
региона нужно учитывать происхождение вод и постепенную по­
терю или сохранение первоначальных свойств.
При определении границ полярного региона следует принимать
во внимание общность основных черт циркуляции вод, не только
влияющей на распространение последних, но и зависящей как от
их свойств, так и от присущего региону ветрового режима.
Несомненно, что при выделении региона приходится учитывать
климатические характеристики, хотя они проявляются во многих
чертах гидрологического режима.
Д л я выделения границ региона в ряде случаев удобно исполь­
зовать естественные морфометрические границы. Так, например,
северная половина Берингова моря по ряду признаков должна
быть отнесена к полярному региону, но для удобства рассмотре­
ния режима такого исторически сложившегося объекта, как Б е­
рингово море в целом, границу северного полярного района (арк­
тического субрегиона) можно провести по Берингову проливу.
На основании всех перечисленных факторов целесообразно по­
лагать арктический субрегион оконтуренным границами Северного
Ледовитого океана, проходящими примерно по широте северного
полярного круга, хотя в районе Норвежского моря она опускается
по Ф ареро-Исландскому порогу до 61° с. ш.
Граница южного полярного района ( антарктического субреги­
она) проходит в более низких широтах. По однородности гидроло­
гических характеристик она может быть проведена по южной пери­
ферии антарктической конвергенции, располагающейся в среднем
примерно на 55° ю. ш. С юга эта полярная область ограничена бе­
регами Антарктиды. В последнее время в океанологической литера­
туре эта часть Мирового океана часто называется Южным оке­
аном.
В указанных границах площадь северного субрегиона состав­
ляет около 15 млн. км2, а южного 36 млн. км2, т. е. более чем
в 2 раза обширнее, чем северного.
Специфической морфометрической характеристикой арктичес­
кого субрегиона (Северного Ледовитого океана) является то, что
он на значительном протяжении окружен материками и имеет огра76
ниченную связь с остальной частью Мирового океана. С Тихим оке­
аном он сообщается через сравнительно узкий (ширина 82 км ) и
мелкий (глубина 40—50 м) Берингов пролив. Граница, отде­
ляю щ ая Северный Ледовитый океан от Атлантического, проходит
по порогам с глубинами в основном около 500 м. Эти пороги пре­
пятствуют глубинному водообмену между рассматриваемыми оке­
анами. Объем вод Северного Ледовитого океана составляет
16,7 млн. км3 при средней глубине 1,13 км, но рельеф дна очень не­
однороден. М атериковая отмель до изобаты 200 м занимает
37,4 % его площади, а ложе с глубинами более 3 км — всего 13,5 %•
Оно такж е неоднородно и представляет собой ряд котловин, обо­
собленных в большей или меньшей степени друг от друга хребтами,
затрудняющими водообмен между ними.
В Северном Ледовитом океане принято выделять североевропей­
скую часть океана, площадью 4,1 млн. км2, включающую Гренланд­
ское, Норвежское, Баренцево и Белое моря, и Арктический бассейн,
включающий в себя остальную часть океана. При таком делении
море Баффина относится к Атлантическому океану.
Северо-Европейский бассейн отделяется от Арктического поро­
гом Нансена с глубинами до 750 м и сравнительно мелководной
зоной с глубинами менее 500 м, проходящей через острова Ш пиц­
берген, Зем ля Ф ранца-И осифа и Н овая Земля. Порог Нансена
прорезан желобом Лены с глубинами более 3000 м (рис. 4.1).
В Гренландском и Норвежском морях бассейна находятся котло­
вины с глубинами более 3000 м.
Арктический бассейн разделяется хребтом Ломоносова с глуби­
нами 950— 1650 м на два суббассейна: Евразийский и Амеразийский. В Евразийском суббассейне наиболее крупные котловины —
Нансена и Амундсена, разделенные хребтом Гаккеля. В Амеразийском суббассейне — обширная К анадская котловина и меньшая по
размеру, но не по глубине, котловина М акарова, разделенные хреб­
том Альфа. Перечисленные котловины имеют глубины порядка
4 км, а хребты — порядка 1—2 км.
Характерной морфологической особенностью антарктического
субрегиона является свободное сообщение с Мировым океаном по
всей его северной границе. Этот субрегион представляет со­
бой кольцо вод вокруг Антарктиды. Поскольку зона антарктиче­
ской конвергенции испытывает большие сезонные смещения, то его
площадь меняется. Средняя глубина Ю жного океана 3,5 км, т. е.
он более, чем в 3 раза глубже Северного, а объем его вод
(126 млн. км3) почти в 8 раз превышает объем вод последнего.
Если для Северного Ледовитого океана присуще наличие широ­
кой шельфовой зоны, то в Южном — мелководная область вокруг
материка сравнительно узкая (см. рис. 2.1). Ш ирина шельфа во­
круг Антарктиды в среднем 80 миль, а в районах морей Росса и
Уэдделла возрастает до 550 миль. Отличительной особенностью
антарктического шельфа является наклон от бровки к материку
из-за давления огромной массы льда. Н а рельефе лож а океана
отразилась тектоническая активность. Оно во многих местах пере­
77
сечено линиями разломов с излияниями в их районах -вулканиче­
ских материалов. Выделяются большие абиссальные котловины
с глубинами до 5,5 км: Африканско-Антарктическая, АвстралоАнтарктическая, Беллинсгаузена и др. В них осадки слоем до
0,5 км не полностью скрывают вулканические неровности рельефа
дна.
140
120
100
80
60
40
360
20
О
180
20
160
40
140
120
100
80
60
х
Рис. 4.1. Рельеф дна Северного Л едовитого океана [26].
Большую площадь дна антарктического субрегиона занимают
продолжения срединных океанических хребтов: Ю жно-Атланти­
ческого, Центрально-Индийского и протянувшегося в основном
в широтном направлении — Африканско-Антарктического хребта.
Их происхождение связывается с разрывами в земной коре и из­
лияниями через них материала мантии. Хребет Скоша — подвод­
ное продолжение Анд, соединяющее эту горную систему с А нтарк­
тидой.
В системе поднятий дна выделяются океанические валы, кото­
рые вместе с хребтами образуют концентрические цепи поднятий
дна с вершинами, отстоящими от поверхности океана на 1,8—
78
2,4 км. Это Австрало-Антарктическое поднятие, переходящее
в Ю жно-Тихоокеанское и далее в Восточно-Тихоокеанское. Т акая
изрезанность рельефа дна оказы вает сильное влияние на цирку­
ляцию глубинных и придонных вод.
4 .2 .
К Л И М А ТИ Ч ЕС К И Е Ф АКТОРЫ , ВЛ И Я Ю Щ И Е НА РЕЖ И М
4.2.1. Арктический субрегион (Северный Ледовитый океан).
Многие особенности гидрологического режима Северного Л едо­
витого океана обусловлены тем, что располагаясь в высоких широ­
тах, он в среднем за год теряет в атмосферу больше тепла, чем по­
лучает. Дефицит этого тепла компенсируется адвекцией и теплотой
кристаллизации при образовании льда. Являясь продуктом тепло­
обмена, лед сам влияет на него и на протекание ряда гидрологи­
ческих процессов в океане.
В среднем за год поток коротковолновой радиации, поступаю­
щей к поверхности океана в Арктике находится в пределах от
330 кД ж /см 2 у периферии региона до 250 кД ж /см 2 в западной ча­
сти Арктического бассейна. Но из-за высокой отражательной спо­
собности снежно-ледяного покрова, поглощается океаном лишь
20—30 % этого потока тепла. Поэтому радиационный баланс по­
верхности океана, хотя в целом за год и положительный, но на
большей части площади не превосходит 20 кД ж /(см 2-год). Его не
хватает, чтобы скомпенсировать потери тепла на испарение и тур­
булентный теплообмен с атмосферой.
Вторым по важности фактором, влияющим на состояние по­
верхности океана, является превышение притока пресных вод над
испарением. В него ежегодно поступает 5140 км3 пресных матери­
ковых вод, что равноценно слою пресной воды на всей его поверх­
ности толщиной в 35,5 см. Основная доля пресных вод сосредото­
чена в пределах морей, особенно сибирских.
М асса воды, вы падаю щ ая в виде осадков, 5300 км3/год. Она
уменьшается с ростом широты от 74 см/год на периферии океана
до 19 см/год в его центральной части.
Из-за низкой температуры и малых значений насыщающей
влажности воздуха испарение с поверхности Северного Ледовитого
океана составляет 3200 км3/год. Осредненное по широтным
поясам оно такж е убывает от периферии к центру (табл. 4.1).
Помимо влияния на формирование ледяного покрова положи­
тельный пресный баланс океана приводит к стоковой состав­
ляющей Течений, способствующих выносу из Северного Ледовитого
океана льдов и поверхностных вод.
Очень важное влияние на циркуляцию поверхностных аркти­
ческих вод, дрейф льдов, а такж е на тепло- и влагообмен с атмо­
сферой, оказывает атмосферная циркуляция (рис. 4.2). Из
рис. 4.2 видно, что ложбина исландского минимума протянулась
вплоть до Таймыра. Вдоль нее над Норвежским течением проис­
ходит заток воздуха с Атлантического океана, а по ее северо-запад­
79
ной периферии — вынос арктического воздуха. Л ожбина от алеут­
ского минимума заметно слабее. Она сильнее вы ражена зимой, рас­
полагаясь над морем Бофорта и создавая условия для притока
теплого и влажного воздуха со стороны Тихого океана. Располо­
ж енная над восточной частью Северного Ледовитого океана об­
ласть повышенного давления благоприятствует выносу поверхно­
стных вод и льдов из восточных морей советского сектора Арктики.
Среднее годовое поле атмосферного давления довольно размытое.
Поэтому средняя годовая скорость приземного ветра, 4—5 м/с.
180
Рис. 4.2. Среднее годовое давление на уровне моря, гП а [12].
Следующим важным фактором, влияющим на гидрологический
режим всего Северного Ледовитого океана, является приток теплых
и соленых вод из Атлантического океана и Берингова моря. НеТаблица 4.1
С р едн и е зн ачен ия о са д к о в и и спарен и я по ш иротны м
п оя сам , с м /г о д
Широта, °с. ш.
80
Осадки
Испарение
Осадки 44- испарение
90— 80
19
— 7 ,5
1 1,5
80— 70
35
— 2 0 ,5
14 ,5
70—60
74
— 4 0 ,5
3 3 ,5
С р едн ее
36
—22
14
которое количество тепла выносят в океан реки. И з-за трудности
измерения течений по всей жидкой границе субрегиона и малой
длины ряда наблюдений пока еще не имеется единой точки зрения
на объем поступающих в него вод и их температуру. По ориенти­
ровочным оценкам принимается, что температура и соленость ат­
лантических вод на границе Северного Ледовитого океана в сред­
нем соответственно 7,8 °С и 35,1 %0. У беринговоморских вод сред­
няя годовая температура 0,9 °С и соленость 32 %о.
Если отнести общий приток тепла ко всей поверхности океана,
то окажется, что в среднем на 1 см2 поверхности за год приходится
по разным оценкам от 27,6 до 33,8 кДж.
Еще в качестве одного источника тепла в Северном Ледовитом
океане следует принимать теплоту кристаллизации воды при обра­
зовании льда. Поскольку не весь образовавшийся за холодный пе­
риод года лед тает летом, а часть его выносится в Атлантический
океан, то теплота кристаллизации выделяется в Северном Л едо­
витом океане. По данным измерений и других косвенных оценок
в среднем ежегодно через Датский пролив выносится в Атланти­
ческий океан 130 км3 льда, где он тает, поглощая тепло. Примерно
в 3 раза меньше льда выносится через Девисов пролив. Приток
льда через Берингов пролив небольшой и по величине находится
в пределах ошибок определений выноса льда в Атлантический
океан, поэтому во внимание не принимается. Н а основании оценок
объема вынесенного льда оказывается, что в Северном Ледови- ■
том океане за год выделяется при кристаллизации воды на
5 ,6 -1016 кД ж больше, чем затрачивается на таяние льда [12].
Суммирование адвекции тепла и теплоты кристаллизации дает
общий приток тепла в Северный Ледовитый океан (4,44—
5 ,3 6 )-1018 кД ж/год. Если его распределить по всей площади
океана, то окажется, что на 1 см2 в год поступает 29—36 кД ж
тепла.
Значительная доля тепла атлантических вод расходуется в Северо-Европейском бассейне. В Арктический бассейн по разным
оценкам поступает (103— 125) -1016 кД ж /год, а с учетом избыточной
теплоты кристаллизации— (210—2 3 0 )-1016 кД ж/год. При равно­
мерном его распределении по всей поверхности бассейна на 1 см2
приходится примерно 21 кДж/год.
Остальные факторы, влияющие на водный и тепловой баланс
Северного Ледовитого океана, нельзя считать в полной мере внеш­
ними, так как они зависят не только от характеристик посту­
пающего в регион воздуха, но и от состояния поверхности океана
и его температуры. Движущ ийся над океаном воздух очень быстро
трансформируется и вертикальные градиенты температуры и
влажности в его приводном слое становятся малыми. Поэтому
турбулентные потоки тепла и влаги такж е небольшие. Лишь над
полыньями и разводьями зимой потоки тепла, пара и излучения
становятся большими.
Проведенное осреднение потоков как лучистой энергии, так и
турбулентного теплообмена по всему Северному Ледовитому оке­
6
З а к а з № 427
81
ану и Арктическому бассейну и пересчитанное на единицу площади
представлено в табл. 4.2.
Таблица 4.2
С остав л я ю щ и е т еп л о в о го б а л а н с а п ов ер х н о ст и С ев ер н ого Л е д о в и т о г о ок еа н а
и А р к ти ч еск ого б а ссей н а , к Д ж /( с м 2- г о д )
Q
Северный Ледовитый
океан
Арктический бассейн
Б
С-А)
/+
147
692
— 813
26
118
680
— 802
—4
фи
фа
фо
— 51
— 16
41
— 26
—10
20
Особенностью этого полярного субрегиона является почти лучи­
стое равновесие, при котором сумма поглощ енной'коротковолно­
вой и длинноволновой радиации почти уравновешивается уходящим
излучением. В таком случае радиационный баланс представляет со­
бой малую разность больших величин. При этом изменение потока
длинноволновой радиации на 1—2 % меняет радиационный баланс
на 100 %■ Турбулентный поток из воды Ф0 определен в данном слу. чае как остаточный член уравнения теплового баланса поверхности
океана (2.1).
4.2.2. Антарктический субрегион (Ю жный океан). В среднем, за •
исключением морей Уэдделла и Росса, побережье Антарктиды
ограничивает Южный океан на 70° ю. ш., т. е. этот полярный суб­
регион расположен в более низких широтах, чем арктический.
Поэтому на его поверхность поступает больше коротковолновой
радиации. Но д аж е на одинаковых широтах поток прямой радиа­
ции в южном субрегионе на 7 % больше, чем в северном из-за на­
хождения Земли в период наибольшей длины южного полярного
дня в перигелии. Однако вследствие большой облачности вклад
прямой радиации в суммарную не превышает 10— 15 % . Из-за
этого максимальные значения коротковолновой радиации, доходя­
щие летом до 85 кД ж /(см 2-мес), имеют место не в низких ши­
ротах субрегиона, а около материка, где облачность меньше.
Севернее южного полярного круга поток суммарной радиации
меняется от 2— 5 кД ж /(см 2-мес) зимой до 55 кД ж /(см 2-мес) летом,
слабо завися от широты. Вследствие более длительного покрытия
льдом южных участков субрегиона по сравнению с более север­
ными поглощенная коротковолновая радиация сильнее меняется
с широтой, чем суммарная.
Эффективное излучение в субрегионе 80— 100 кД ж /(см 2-год).
Поэтому область и продолжительность существования отрицатель­
ного радиационного баланса поверхности океана больше, чем для
суммарной радиации. Зимой во всем субрегионе отрицательный
радиационный баланс, меняющийся в июне от —4 кД ж /(см 2 • мес)
на внешней границе области до —9 кД ж /(см 2 • мес) в прибрежной
зоне. Летом радиационный баланс поверхности океана положитель­
82
ный, возрастающий от 10 кД ж /(см 2-мес) около материка до 35—
40 кД ж /(см 2-мес) у северной границы. Годовые же суммы ради­
ационного баланса во всем субрегионе положительные, меняются
практически от 0 у побережья до 100 кД ж /(см 2-год) на внешней
границе. Таким образом, в этом субрегионе, как и в северном,
лучистый приток тепла испытывает большие изменения от отрица­
тельных значений зимой до положительных — летом. Это основ­
ная причина, приводящ ая к образованию льда.
Следующей важной особенностью климата антарктического суб­
региона, как и арктического, является п о л о ж и т е л ь н ы й п р е с н ы й
б а л а н с . Однако соотношение составляющих этого баланса здесь
иное. Отсутствует речной сток. Количество осадков из-за более низ­
коширотного положения океанического окружения и большой об­
лачности 50— 100 см, т. е. существенно больше, чем в Северном Л е­
довитом океане. Испарение ж е не превышает 30 см/год у внешней
границы субрегиона. Поэтому в среднем по субрегиону пресный
баланс превышает 50 см/год и он, как и арктический, является од­
ним из основных «поставщиков» воды в Мировой океан
(табл. 4.3).
Таблица 4.3
Баланс пресных вод в океанах
Океан
Северный Ледовитый
Ю жный, сектор океана
Атлантического
Тихого
Индийского
З а исключением южных секторов
Атлантический
Тихий
Индийский
Тыс. км3/го д
Слой, СМ
7 ,3
50
11,8
1 3 ,4
1 6 ,6
76
53
58
— 2 2 ,7
— 8 ,4
— 18,1
' — 30
—5
— 38
:
Спецификой климата антарктического субрегиона является осо­
бенность пространственного р а с п р е д е л е н и я а т м о с ф е р н о г о д а в л е н и я
и п р е о б л а д а ю щ е г о н а п р а в л е н и я в е т р а . Вследствие зональной одно­
родности подстилающей поверхности осредненное поле давления
слабо- меняется по долготе. В широтном направлении в течение
всего года выделяется антарктическая зона пониженного давления.
В пределах Тихого океана центральная часть ее поднимается от
67° ю. ш. в районе моря Беллинсгаузена до 75° ю. ш. в море Росса.
В остальных секторах субрегиона она проходит между 60 и
68° ю. ш. В этой зоне выделяются 9 областей преимущественного
стационирования циклонов. Они примерно равномерно распреде-—
лены вдоль всего побережья материка.
Вследствие постоянного выхолаживания атмосферы над ледя­
ным покровом Антарктиды и повышения атмосферного давления
6*
83
возникает стоковый ветер скоростью до 15 м/с, принимающий под
действием ускорения Кориолиса юго-восточное направление.
Севернее от антарктической атмосферной депрессии преоб­
ладает ветер противоположного направления. Такие сходящиеся
в зоне депрессии воздушные потоки, севернее ее преимущественно
западных румбов, а южнее — восточных, создают специфику в
дрейфе льдов и поверхностных вод.
Адвекция воздуха соответствующего происхождения и скорость
его. термической трансформации определяют температуру воздуха
и турбулентный поток тепла. В прибрежной зоне преобладает сток
воздуха с материка, и вследствие адиабатического прогрева даж е
зимой температура в среднем — 15... —20 °С. Летом она меняется
от небольших положительных до небольших отрицательных зна­
чений.
Воздух, поступающий в субрегион севернее зоны депрессии, про­
ходит большие пространства над водой летом и льдом зимой. По­
этому его температура в приводном слое близка к температуре под­
стилающей поверхности и не является независимым параметром.
Быстрая тепловая трансформация воздуха обусловливает в сред­
нем малый турбулентный поток тепла, который составляет при­
мерно —20 кД ж /(см 2-год).
4.3. Т Е Р М О Х А Л И Н Н А Я С Т Р У К Т У Р А В О Д
Особенность термохалинных процессов в полярном регионе и
обусловленная ими структура вод прежде всего связаны с преобла­
данием притока пресных вод над их расходом и большой сезонной
амплитудой потока энтальпии на поверхности океана. Второй при­
чиной, приводящей к специфике термохалинного режима полярных
регионов, является адвекция вод из смежных океанов, в основном
зависящ ая от различия плотностной стратификации водных масс
полярного региона и окружающих его океанов. Термохалинные и
динамические процессы тесно связаны между собой и рассматри­
ваются они раздельно лишь ради удобства изложения.
4.3.1.
Северный Ледовитый океан. Устойчивость плотностной
стратификации верхнего слоя океана в зонах с положительным
пресным балансом и сравнительно слабое перемешивание, завися­
щее в основном от дрейфового сдвига скорости течения под льдом,
приводят к образованию сравнительно тонкого распресненного
слоя, носящего название поверхностных арктических вод. Мини­
мальная глубина, его распространения может оцениваться по тол­
щине квазиоднородного слоя h. При существовании льда h удоб­
нее вы раж ать формулой
2р„2 1., I 2 гТ
(4.1)
h = ——
с (Фо + Фа) — es (фо -Ь Фа)
8
Скорость поверхностного течения Vo подо льдом равна ско­
рости дрейфа льда, а динамическая скорость связана с ней приб­
лиженно соотношением i>2=c2v<) при С 2 ~ 8 - 1 0 ~ 3.
84
Если ограничиться только оттоком солей, пропорциональным
притоку пресной воды ф 0= —5 0р(О + Я ), то при характерном сред­
нем месячном значении v0= 2 ,5 см/с и годовом пресном балансе
50 см на основании формулы (4.1) толщина квазиоднородного слоя
/г?«60 м. При учете притока океанического тепла
кД ж /(см 2Х
Х го д ), толщина h уменьшается до 50— 55 м.
Толщина квазиоднородного слоя не постоянна во времени и про­
странстве. Летом из-за таяния льда и поступления талой воды и
осадков общим слоем до 1 м и более толщина квазиоднородного
слоя уменьшается до 20—30 М. Зимой же в результате осолонения
при нарастании льда, конвективным перемешиванием охвачен слой
в 50— 75 м. Он больше в атлантическом секторе Арктического бас­
сейна и меньше в тихоокеанском. Результаты наблюдений на дрей­
фующих станциях подтверждаю т существование в Арктическом бас­
сейне слоя в 25— 50 м толщиной с однородными по вертикали тем­
пературой и соленостью. Интенсивное таяние льдов в арктических
морях и приток тепла уменьшают h до 20 м и менее.
Соленость- и температура поверхностных арктических вод, как
любых поверхностных вод, в основном зависит от притока пресной
воды, тепла и соле- и теплообмена с подстилающими слоями оке­
ана, а следовательно, от температуры и солености последних. Со­
леность верхнего слоя вод можно оценить, если связать поступле­
ние пресных вод Мп и поток солей от более глубоких вод ф2 урав-нением
pS0M„ = ф2.
(4.2)
Д л я грубой оценки потока соли можно использовать выражение
ф2 из первой формулы (3.5). Тогда
S 0= SZ(1 + M n A z /k z)~'.
'
(4.3)
Числовая оценка S 0 затруднительна из-за отсутствия какихлибо измерений коэффициента турбулентной диффузии. На основа­
нии косвенных оценок, исходящих из баланса адвекции и верти­
кальной диффузии тепла, значение k z ниже квазиоднородного слоя
лежит в пределах 0,2— 1,1 см2/с. Поэтому д аж е при одном и том ж е
значении пресного баланса соленость квазиоднородного слоя мо­
жет меняться на 2%0. Дополнительные вариации S 0 обусловлены
изменчивостью в пространстве и времени пресного баланса М в и
солености подстилающих вод. Н ад солеными атлантическими во­
дами с 5 2~35% о соленость поверхностных вод больше, чем над
менее солеными беринговоморскими водами (S z< 33 %0). Здесь
S0 даж е несколько меньше 30 %о, а в Гренландском море So повы­
шается до 33 %0.
Распреснение поверхностной воды происходит в теплый период
года, когда М п резко возрастает, a k z убывает. К концу лета соле­
ность этих вод убывает до 30—31 %о, а в арктических морях, где
лед полностью тает и значение Мп достигает 1 м/мес, изменение
85.
солености составляет величину порядка 10 %о. Происходящее затем
при образовании льда осолонение зависит от разности между со­
леностью воды и образующегося из него льда 5 Л, скорости роста
толщины h льда и потока солей от подстилающих вод
d
(^>о) — / о __ о \
dt
—' 0
д%
.
,
OS
dt + k z dz z = n '
,,
.V
\
'
Н а различных участках акватории осолонение вод в холодный
период года в большей или меньшей степени компенсирует летнее
распреснение, но в среднем по бассейну такой компенсации нет
и часть распресненных вод вытекает из Северного Ледовитого
океана в Атлантический и Берингово море.
З а пределами квазиоднородного слоя соленость воды быстро
повышается до 33—34 %0 на глубине 150—200 м.
Температура поверхностных арктических вод, как и соленость,
имеет сезонный ход. Зимой подо льдом температура воды в слое
конвективного перемешивания близка к температуре замерзания
и в районах пониженной солености она выше, чем в приатлантической части океана, где соленость выше. Летом подо льдом она
повышается на 0,1—0,2°С в основном за счет поглощения лучи­
стого тепла в разводьях. Н улевая изотерма проходит в районе
кромки льда, а на свободных от льда акваториях вода прогре­
вается до положительных значении.
По мере продвижения в сторону Атлантического океана поверх­
ностные воды постепенно трансформируются и в Северо-Европейский бассейн они поступают из Арктического бассейна в виде Во­
сточно-Гренландского течения. Частично аналогичные воды фор­
мируются в западной части Гренландского м о р я и в море Б а ф ­
фина.
Большую роль в гидрологическом режиме Северного Ледови­
того океана играют поступающие в него теплые атлантические
воды. Они входят широкой полосой через границу с Атлантическим
океаном, но в Датском проливе северная струя течения Ирмингера
проходит вокруг северной части Исландии и не проникает глубоко
в Северо-Европейский бассейн, а сливается с водами ю жнонорвеж­
ского циклонического круговорота и частично выходит из него че­
рез западную часть Фареро-Исландского пролива.
Некоторая часть теплых вод с отвлечением течения Ирмингера
проникает до Девисова пролива, в котором они очень быстро транс­
формируются. В море Баффина прослойка теплых вод на глубинах
от 200 м до 1000. м имеет максимальную температуру около 1 °С.
' В Фареро-Ш етландском проливе атлантические воды, проходя­
щие на север через его восточную часть, такж е в основном возвра­
щаются обратно в Атлантический океан через западную часть
Ф ареро-Ш етландского пролива.
Норвежское течение, переносящее основную часть атлантиче­
ских вод через весь Северо-Европейский бассейн в Арктический
бассейн, формируется за счет вод, проходящих через Фареро-Ш етландский пролив (рис. 4.3). Температура этих вод в проливе ме­
няется от 10— 14 °С у поверхности до 0°С на глубине 600—800 м.
Последняя является минимальной температурой поступающих
в бассейн атлантических вод. Соленость понижается от 35—35,2 %о
около поверхности до 34,9 %0 в нижней части слоя (рис. 4.4). СезонРис. 4.3. Схема водообм ена Северо-Европейского бассейна с Арк­
тическим бассейном и Атлантиче­
ским океаном [22].
1 , 2 — теплые и холодные поверхностные течения; 3 — место опускания струй
течений; 4, 5 — теплые и холодные глу­
бинные течения.
JT2
NJ
ф+~5
Рис. 4.4. .Температура и соле­
ность атлантических вод в Фареро-Шетландском проливе [26].
ный ход температуры поступающей воды у поверхности океана со­
ставляет около 5°С и постепенно затухает к глубине 100—200 м.
Атлантические воды в виде Норвежского течения и ответвлений
от него, выносящих теплые воды в северный и южный циклониче­
ские круговороты, где они смешиваются с холодными арктическими
водами, занимаю т большую часть площади Северо-Европейского
бассейна! В Норвежском течении они простираются до глубины
в 1 км, в циклонических круговоротах их толщина уменьшается до
300 м, а в ряде мест еще больше.
Вследствие большой площади соприкосновения с холодной, вы­
сокоширотной атмосферой происходит интенсивная отдача тепла
87
в воздух как в результате испарения воды, так и в результате непо­
средственного турбулентного теплообмена. В среднем за год за
счет испарения вода теряет 160 кД ж /см 2 и за счет турбулентного
теплообмена — примерно 120 кД ж /см 2. Если учесть, что из-за в це­
лом за год положительного радиационного баланса, составляющего
в среднем 50 кД ж /(см 2-год ), происходит некоторая компенсация
теплопотерь, то все же атлантические воды теряют за год
230 кД ж /см 2.
Соленость атлантических вод по мере их продвижения к северу
из-за небольшого пресного баланса и смешения с распресненными
.арктическими поверхностными водами незначительно понижается
(перед входом в Арктический бассейн примерно до 35 %о). В ниж­
ней части слоя соленость этих вод практически не изменяется
(около 34,9 %о).
Атлантические воды в Арктическом бассейне выделяются по
изотерме 0°С. Это можно связать с наинизшей температурой, ко­
торую они имеют на входе в Северный Ледовитый океан. По соле­
ности эти воды выделить труднее, так как они резко отличаются
только от поверхностных распресненных вод. Наблюдения пока­
зал и , что прослойка вод с положительными температурами отмеча­
ется во всем Арктическом бассейне. У входа в него толщина слоя
атлантических, вод составляет 0,8 км. Уже здесь они находятся
в погруженном состоянии под поверхностными арктическими во­
дами, но пока еще сверху температура 0°С отмечается на глубине
•около 50 м.
По мере продвижения на восток атлантические воды постепенно
трансформируются за счет тепло- и солеобмена с окружающими
водами. Наиболее заметна тепловая трансформация, в результате
которой температура от максимума' в 3 ,5 °С на входе в бассейн
понижается до 0,4 °С в канадской части бассейна (рис. 4.5). При
этом наиболее быстрое понижение температуры происходит на
начальном отрезке пути. Такой характер трансформации н а­
ходится в соответствии с закономерностями, рассмотренными
в курсе «Физика океана». Поскольку отношение толщины к ши­
рине основного потока атлантических вод примерно 1/600, то ос­
новная теплоотдача у него происходит вверх и вниз посредством
турбулентности.
Подсчет изменения энтальпии по данным об изменении темпе­
ратуры воды и ее объема показывает, что в атлантической части
■'бассейна до хребта Ломоносова атлантические воды теряют при­
мерно 70 % энтальпии, определенной относительно ее уровня при
!0°С. Из этого потока энтальпии около 0,4 идет в глубинные слои.
Наиболее заметное изменение солености атлантических вод про­
исходит в результате оттока солей в поверхностные арктические
воды. Это достаточно ясно проявляется на разрезе (рис. 4.5).
Небольшое уменьшение солености воды не компенсирует увели­
чения плотности из-за понижения температуры, поэтому слой ат­
лантических вод по мере продвижения к востоку постепенно опус­
кается и верхняя граница слоя в тихоокеанской части региона
п р о х о д и т на г л у б и н е б о л е е 300 м. Н и ж н я я г р а н и ц а это го с л о я р а с ­
п о л а г а е т с я п р и м е р н о н а той ж е гл у б и н е , к а к и у в х о д а в А р к т и ­
ческий б ассейн , т. е. на 0,9— 1,0 км . Л и ш ь в р а й о н е х р е б т а Л о м о н о ­
с о в а она, п о д н и м а е т с я д о г о р и з о н т а 0,7 км.
80 82 <94- 86 88 89 88 86 8Ь 82 80
I----- 1------ 1----- 1---- ------- 1-----1------ 1----- 1----- 1------1
78
I
76
I
74
1
72°с.ш.
I
I
Рис. 4.5. Температура, соленость и плотность воды на разрезе через Арктический
бассейн.
Д о в о л ь н о з а м е т н у ю р о л ь в ги д р о л о ги ч е с к о м р е ж и м е С е в е р н о г о
Л е д о в и т о г о о к е а н а и г р а ю т б е р и н г о в о м о р с к и е в оды, ч а с т о н а з ы в а ­
е м ы е т и х о о к е а н с к и м и . С в о й с т в а э т и х во д с у щ ес т в е н н о м е н я ю т с я от
л е т а к зи м е . Л е т о м ч ер е з Б е р и н г о в п р о л и в п о с т у п а ю т очен ь р а с п р е с н е н н ы е р е ч н ы м ст о к о м и о с а д к а м и т е п л ы е вод ы , т е м п е р а т у р а
к о т о р ы х в в е р х н е м 10 -м етровом с л о е п р е в ы ш а е т ? °С, а г л у б ж е по89
■степенно у б ы в а е т д о 0. С о л е н о с т ь т а к ж е сильно м е н я е т с я с г л у б и ­
ной от зн а ч е н и й м е н е е 30 %о у п ов ер хн о сти до 32,5 %0 на гл у би н е
о к о л о 50 м. З и м о й т е м п е р а т у р а teoAbi м е н я е т с я от т е м п е р а т у р ы з а ­
м е р з а н и я (око л о — 1 ,4 °С ) у п о верх н о сти д о н е б о л ь ш о й о т р и ц а т е л ь ­
н о й у д н а , а со л ен ость пов ер хн о стн о й ч ас т и п о с т у п а ю щ и х во д п о ­
в ы ш а е т с я . О н а с гл у б и н о й м е н я е т с я с л а б е е , чем л ето м , и о к а з ы ­
в а е т с я н е с к о л ь к о в ы ш е 32 %о. Т а к и м о б р а з о м , л е т н и е и зи м н и е бер и н г о в о м о р с к и е во д ы р а з л и ч а ю т с я м е ж д у собой. У с л о в н а я п л о т ­
н о с т ь п е р в ы х в ср е д н е м о к о л о 25, а в т о р ы х — око л о 26.
В средн ем е ж е г о д н о в С е в е р н ы й Л е д о в и т ы й о к е а н п о с т у п а е т
3 6 тыс. к м 3 б е р и н г о в о м о р с к и х вод, что почти в 6 р а з м еньш е, чем
■атлантических.
В С е ве р н о м Л е д о в и т о м о к е а н е б ер и н г о в о м о р с к и е во д ы з а п р е д е ­
л а м и Ч у к о т с к о г о м о р я п о г р у ж е н ы под м енее п л о т н ы е п о в е р х н о с т ­
ны е воды , при чем л е т н и е б е р и н г о в о м о р с к и е вод ы р а с п о л о ж е н ы
в ы ш е зим н их. Т о л щ и н а с л о я б ер и н г о в о м о р с к и х вод в з н а ч и т е л ь н о й
с т еп ен и о п р е д е л я е т с я гл у би н ой Б е р и н г о в а п р о л и в а и с о с т а в л я е т
п р и м е р н о 50— 100 м. И х в е р х н я я г р а н и ц а л е ж и т в п р е д е л а х 50—
75 м, а н и ж н я я — в п р е д е л а х 150-— 175 м, т. е. они н а х о д я т с я в ы ш е
а т л а н т и ч е с к и х вод.
Н е с м о т р я н а м а л у ю т о л щ и н у п р о с л о й к а б е р и н г о в о м о р с к и х ,в о д
п р о с л е ж и в а е т с я н а зн а ч и т е л ь н о й ч ас т и А р к т и ч е с к о г о б а с с е й н а / р а с ­
п р о с т р а н я я с ь по всей его А м е р а з и й с к о й ч асти и п р о н и к а я в североз а п а д н ы е р а й о н ы Е в р а з и й с к о г о с у б б а с с е й н а . Они и с п ы т ы в а ю т д о ­
в о л ь н о и н тен си вну ю т е р м и ч е с к у ю т р а н с ф о р м а ц и ю н а н а ч а л ь н о м
у ч а с т к е своего пути и т е м п е р а т у р а л е т н и х вод, н а и б о л е е си л ьн о о т ­
л и ч а ю щ и х с я по т е м п е р а т у р е от о к р у ж а ю щ и х , б ы ст р о п о н и ж а е т с я
до о т р и ц а т е л ь н ы х зн а ч е н и й п о р я д к а — 1 °С. П р и этом они с р а в н и ­
т е л ь н о с л а б о по т е р м о х а л и н н ы м п р и з н а к а м о т л и ч а ю т с я от п о в е р х ­
н о с т н ы х а р к т и ч е с к и х в од и п р и н и м а ю т у ч а с т и е в их ф о р м и р о ­
в ан и и .
’
В Е в р а з и й с к о м с у б б а с с е й н е б е р и н г о в о м о р с к и е вод ы по т е м п е р а ­
т у р е и сол ености т р у д н о о т ли ч и ть от о к р у ж а ю щ и х и- они в ы д е ­
л я ю т с я по д р у ги м х а р а к т е р и с т и к а м , одной из ко т о р ы х я в л я е т с я
в ы с о к о е с о д е р ж а н и е к р е м н и я , п р е в ы ш а ю щ е е в зи м н и х в о д а х
1000 м к г /л [ 22 ].
' .
О сновн ую ч а с т ь о б ъ е м а С е ве р н о го Л е д о в и т о г о о к е а н а з а н и м а ю т
п р и д о н н ы е воды. И х п р о и с х о ж д е н и е п о к а е щ е точно не о п р е ­
д е л е н о . В С е в е р о -Е в р о п е й с к о м б а с с е й н е к п р и д о н н ы м от н о с я т
в о д ы с т е м п е р а т у р о й от — 1,0 д о — 1,3 °С и с о л е н о с ть ю о к о л о
34,9 %о- Э то с а м ы е х о л о д н ы е и с а м ы е п л о т н ы е вод ы М и р о в о г о
о к е а н а (сг^~28,1). И х ф о р м и р о в а н и е с в я з ы в а ю т с о х л а ж д е н и е м
и о с ол он е н и ем пр и о б р а з о в а н и и л ь д а смеси а т л а н т и ч е с к и х и
в о с т о ч н о -г р е н л а н д с к и х вод. В т а к о м с л у ч а е они м о гут о б р а з о в ы ­
в а т ь с я во ф р о н т а л ь н о й зо н е в хо л о д н ы й пе р и о д года. Е е р а з м е р ы
о ц е н и в а ю т с я в 10 5 к м 2. Н а о с н о ва н и и вы ч и с л ен н о й ско ро сти о п у ­
с к а н и я в од п р и б л и ж е н н о п о д с чи та н о, что в ср ед н е м з а год в этой
зо н е о б р а з у е т с я 4 - 1 0 5 к м 3 д о н н ы х в о д [22], к о т о р ы е з а п о л н я ю т
к о т л о в и н ы Г р е н л а н д с к о г о и Н о р в е ж с к о г о м о р е й с г л у б и н ы 1—
90
2 км , а в ц и к л о н и ч е с к о м к р у г о в о р о т е ку п о л х о л о д н ы х во д п о д н и ­
м а е т с я д о г о р и з о н т а 0,5 км . З и м о й во ф р о н т а л ь н о й зон е эти в о д ы
о т м е ч а ю т с я от по ве р х н о ст и м оря.
В А р к т и ч е с к о м б а сс е й н е п р и д о н н ы е в о д ы теп л е е, чем в С е в е р о Европейском. И х тем п ература в Е вразийском суббассейне при­
м е р н о — 0,8 °С, в А м е р а з и й с к о м — 0,4 °С. С о л е н о с т ь в од 35— 34,9 %о.
В п е р в о м с у б б а с с е й н е с о л ен ость в од н е с к о л ь к о вы ш е, чем во в т о ­
ром и б л и ж е к 35 %о. Т а к о е р а з л и ч и е т е р м о х а л и н н ы х х а р а к т е р и ­
с т и к з а с т а в л я е т п р е д п о л а г а т ь р а з л и ч н о е их п р о и с х о ж д е н и е и з а ­
т р у д н ен н о с т ь в о д о о б м е н а м е ж д у ни м и и з -з а х р е б т а Л о м о н о с о в а .
Н а о сн о в ан и и д а н н ы х т е р м о х а л и н н ы х и г и д р о х и м и ч е с к и х н а ­
б л ю д е н и й в ы д в и н у т о п р е д п о л о ж е н и е , что б о л ь ш у ю р о л ь в ф о р м и ­
р о в а н и и пр и д о н н о й в о д ы Е в р а з и й с к о г о с у б б а с с е й н а и г р а е т а д в е к ­
ция с м е ш а в ш и х с я на поро ге Н а н с е н а а т л а н т и ч е с к и х и х о л о д н ы х
п р и д о н н ы х в од С е в е р о -Е в р о п е й с к о го б ас с е й н а . В з и м н и й п е р и о д
п р и д о н н ы е во д ы м о гут т а к ж е о б р а з о в ы в а т ь с я н а ш е л ь ф е из о х ­
л а ж д е н н ы х и о с о л о н е н н ы х при росте л ь д а вод, к о т о р ы е по м а т е р и ­
к о вом у с к л о н у с п о л з а ю т в к о т л о в и н ы б ас с е й н а . О д н а к о п о к а е щ е
нет ни м е т о д а р а с ч е т а , ни о ц е н о к с к ор ости ф о р м и р о в а н и я п р и ­
д о н н ы х вод.
С т о л ь ж е ги п о т е т и ч ес к и м и я в л я ю т с я о б ъ я с н е н и я о со бен н о стей
ф о р м и р о в а н и я п р и д о н н ы х вод в т и х о о к е а н с к о й ч асти А р к т и ч ес к о г о
б ас с е й н а . П р е д п о л а г а е т с я , что в о сновн ом они о б р а з у ю т с я из п р о ­
м е ж у т о ч н ы х во д Е в р а з и й с к о г о с у б б а с с е й н а , т. е. из т р а н с ф о р м и р о ­
в а н н о й а т л а н т и ч е с к и м и в о д а м и в е р х н е й ч ас т и п р и д о н н ы х вод, р а с ­
п о л о ж е н н ы х в сл о е 1— 2 км. В . к а ч е с т в е п о д т в е р ж д а ю щ е г о ф а к т а
и с п о л ь з у ет с я то, что с о д е р ж а н и е к и с л о р о д а в пр и д о н н о й в о д е т и х о ­
о к е а н с к о г о с е к т о р а (81 % ) в ы ш е, чем в в од е а т л а н т и ч е с к о г о сек-т о р а (6,28 м л /л ил и 77 % ), и п р и м е р н о р а в н о с о д е р ж а н и ю к и с л о ­
р о д а в п р о м е ж у т о ч н о й вод н о й м а с с е Е в р а з и й с к о г о с у б б а с с е й н а
(6,54 м л /л , 82 % ). С ч и т а е т с я , что н е к о то р ы й о б ъ е м в од с п р и д о н ­
н ы м и т е р м о х а л и н н ы м и х а р а к т е р и с т и к а м и о б р а з у е т с я зи м о й на
ш е л ь ф е и с п о л з а е т в ко тл ов и н ы .
Е ст ес т в е н н о, что м е ж д у у п о м я н у т ы м и осн о вн ы м и т и п а м и вод
в с л е д с т в и е их т р а н с ф о р м а ц и и г р а н и ц ы не р е з к и е и эт и п е р е х о д н ы е
слои ч ас т о х а р а к т е р и з у ю т с я к а к п р о м е ж у т о ч н ы е воды.
С пециф ика пространственного распределен ия тем пературы и
со л е н о сти в о д о б у с л о в л и в а е т осо бен но сти п о л я пл о тно сти, о к а з ы ­
в а ю щ е е р е ш а ю щ е е в л и я н и е на о б щ у ю ц и р к у л я ц и ю вод. И з - з а
м е н ьш е й с о л ен ости и б о л е е вы со кой т е м п е р а т у р ы п л от н ос т ь в о д ы
на о д н и х и т ех ж е г о р и з о н т а х в п р и ти х о о к е а н с к о й ч ас т и С е в е р н о г о
Л е д о в и т о г о о к е а н а о к а з ы в а е т с я п о н и ж е н н о й по ср а в н е н и ю с с е ­
ве р о е в р о п е й с к о й ч а с т ь ю (рис. 4.5 ).
4.3.2. Южный океан. Т а к ж е , к а к в С е в е р н о м Л е д о в и т о м о к е ­
ане, в Ю ж н о м о к е а н е под в о зд е й с т в и е м п о л о ж и т е л ь н о г о п ресн о го
б а л а н с а о б р а з у е т с я сл ой п о в е р х н о с т н ы х р а с п р е с н е н н ы х вод, к о т о ­
р ы е н а з ы в а ю т п о в е р х н о с т н ы м и антарктическими в о д а м и ( П А н В )
(рис. 4.6 ). И з - з а сезон н о го х о д а в п о т о к е п о с т у п а ю щ е й пресной
в о д ы л е т о м т о л щ и н а эт ого с л о я у м е н ь ш а е т с я д о 25— 50 м, т. е. он
91
б о л ь ш е , чем в С е в е р н о м Л е д о в и т о м о к е а н е, в с л е д с т в и е б о л е е и н те н ­
сивного в е т р о в о го п е р е м е ш и в а н и я . И х с ол ен о сть в б о л ь ш е й ч асти
с у б р е г и о н а 33,5— 34 %о, а т е м п е р а т у р а п о в ы ш а е т с я от т е м п е р а т у р ы
з а м е р з а н и я до 1— 2 °С .
Х а р а к т е р и с т и к и П А н В м о гут б ы ть п р и б л и з и т е л ь н о в ы ч и с л ен ы
т а к и м ж е о б р а з о м , к а к и п о в е р х н о ст н ы х а р к т и ч е с к и х вод. О д н а к о
и з - з а о т с у тс т ви я к а к и х - л и б о д а н н ы х по в е р т и к а л ь н ы м с к о р о с т я м и
ин тен си в н о сти т у р б у л е н т н о г о п е р е м е ш и в а н и я не п р е д с т а в л я е т с я
Рис. 4.6. Характерное распределение солености (1) и температуры (2) на мери-,
диональном разрезе через южный полярный субрегион.
в о з м о ж н ы м п р ов ести о ц е н к у п о то ков т е п л а и сол ей м е ж д у эт и м и
в о д а м и и гл уб и н н ы м и . Е с л и , н а п р и м е р , п о л а г а т ь , что все тепл о , п о ­
ст у п и в ш е е л е т о м из а т м о с ф е р ы в о ке а н , не п р о н и к а е т з а п р е д е л ы
с л о я р а с п р е с н е н н ы х вод, то при от м еч е н н ы х в ы ш е п о т о к а х т е п л а
он б у д е т п р о г р е в а т ь с я со ско р о ст ью Ф 0/ср/г п р и м е р н о 0,8 К /м е с
и за 3 м е с я ц а к ко н ц у л е т а т е м п е р а т у р а в о д ы п о в ы с и т с я д о 1 °С.
Э то в о б щ е м б л и з к о к ф а к т и ч е с к о м у зн а ч е н и ю Т в средн ей ч асти
океана.
П р и т а к о м ж е п р е д п о л о ж е н и и об отсу тствии п о т о к а солей
в р а с п р е с н е н н ы й сл о й от н и ж е р а с п о л о ж е н н ы х в од из у с л о в и я б а ­
л а н с а сол ей в слое h зи м о й S 3h и л е т о м 5 Л ( h + f i ) с л е д у е т
S JI = 5 3 (l + ^ ) - !.
(4.5)
П р и п о с т у п л е н и и пресной вод ы з а счет о с а д к о в и т а я н и я л ь д а
сл о ем
2 м, со л е н о сть л е т о м д о л ж н а п о н и зи т ь с я в ср едн ем от
34,7 д о 33,4 %0. Ф а к т и ч е с к и о н а н е с к о л ь к о в ы ш е, что с в и д е т е л ь ­
с т в у ет о п о т о к е сол ей к р а с п р е с н е н н о м у слою снизу.
92
П о с к о л ь к у о с е н н е -зи м н я я к о н в е к ц и я р а с п р о с т р а н я е т с я н а всю
т о л щ у п о в е р х н о с т н ы х а н т а р к т и ч е с к и х вод, т. е. до г л у б и н ы 200 —
■ 3 0 0 м, то л е т о м под к в а з и о д н о р о д н ы м п р о г р е т ы м сл о е м о б р а ­
з у е т с я х о л о д н а я п р о м е ж у т о ч н а я п р о с л о й к а (см. рис. 4 .6 ). К осени
о н а о с л а б е в а е т и з-за п р о г р е в а к а к сверху, т а к и снизу. Н о и с ч е з а е т
х о л о д н а я п р о с л о й к а т о л ь к о зи м ой , к о г д а в е рх н и й слой в ы х о л а ж и ­
в а е т с я и к о н в е к ц и я п е р е м е ш и в а е т эт и воды . П р и это м с ол ен ость
воды повыш ается, а температура пониж ается до первоначаль­
н о го зи м н е го зн а ч е н и я .
В п р е д е л а х ш е л ь ф о в о й зо н ы т е м п е р а т у р а п ов ер х н о ст н ы х вод
п о н и ж а е т с я н и ж е —■1,5 ° С з а счет ин тен си вной о т д а ч и т е п л а в а т ­
м о с ф е р у пр и с т о к о в ы х в е т р а х и т е п л о о б м е н а с ш е л ь ф о в ы м и л е д ­
н и к а м и , т е м п е р а т у р а к о т о р ы х — 1 0 .. . — 20 °С от по в е р х н о ст и до
г л у б и н ы 100— 150 м. В с л е д с т в и е н и зко й т е м п е р а т у р ы эти вод ы
п р и н я т о в ы д е л я т ь в особы й тип: ш е л ь ф о в ы е антарктические воды
( Ш А н В ) . П о со л е н о с ти они п р а к т и ч е с к и не о т л и ч а ю т с я от п о в е р х ­
н о с т н ы х вод. П о о с р е д н е н н ы м д а н н ы м их с о л ен ость о к а з ы в а е т с я
п р и м е р н о на 0,2 %0 м ен ьш е, чем п о в ер х н о ст н ы х а н т а р к т и ч е с к и х
вод. И з - з а н и зко й т е м п е р а т у р ы и посто я н н о го со п р и к о с н о в е н и я
с а т м о с ф е р о й эти в о д ы о т л и ч а ю т с я вы с о к и м с о д е р ж а н и е м р а с т в о ­
р е н н о го к и с л о р о д а (7,5— 8,5 м л / л ) . Э т о т п о к а з а т е л ь т а к ж е п р и н и ­
м а е т с я во в н и м а н и е пр и вы д ел е н и и ш е л ь ф о в ы х во д в о со бы й тип.
П р е д л а г а е т с я о к о н т у р и в а т ь а р е а л ш е л ь ф о в ы х а н т а р к т и ч е с к и х вод
н а п ов ер хн о сти о к е а н а и зо т е р м о й — 1,5°С. К м а т е р и к у т е м п е р а ­
т у р а эт и х в о д п о н и ж а е т с я до — 1,9°С в м о р е У э д д е л л а и до
— 1,8°С в м о р е Б е л л и н с г а у з е н а . В о о б щ е т е м п е р а т у р а п о в е р х н о ст ­
н ы х и ш е л ь ф о в ы х во д б о л е е ил и м е н е е п л а в н о п о в ы ш а е т с я от
п е р в о г о м о р я ко втор ом у .
О б р а з у ю щ а я с я в зо н е а н т а р к т и ч е с к о й к о н ве р ге н ц и и п р о м е ж у ­
т о ч н а я в о д н а я м а с с а р а с п р о с т р а н я е т с я не т о л ь к о к северу , но и
к югу. В п о с л е д н е м с л у ч а е о н а п р о я в л я е т с я к а к т е п л а я п р о с л о й к а ,
з а л е г а ю щ а я под п о в е р х н о ст н ы м и а н т а р к т и ч е с к и м и в о д а м и и н а ­
з ы в а е т с я антарктической промежуточной в о д н о й м а с с о й ( А н П В ) .
Я д р о А н П В на сев ерн ой п е р и ф е р и и р е г и о н а р а с п о л а г а е т с я в с р е д ­
нем на г л у б и н е 0 ,6 км и и м е е т т е м п е р а т у р у 2 — 3 ° С и с о л ен ость
о к о л о 3 4 ,5 %о [ 1 6 ] . В зо н е а н т а р к т и ч е с к о й д и в е р г е н ц и и п р о м е ж у ­
то ч н ы е в о д ы п о д п и р а ю т с я г л у б и н н ы м и и п о д н и м а ю т с я б л и ж е к п о ­
в ерх н о сти . Д а л е е к м а т е р и к у п р о и с х о д и т з а г л у б л е н и е я д р а А н П В
д о 7 0 0 м и п остеп ен н о е осолонение. О к о л о м а т е р и к а со л е н о с ть этих
в о д п р е в ы ш а е т 3 4 ,7 %0. П о м е р е п р о д в и ж е н и я к ю гу п р о и с х о д и т их
и н т е н с и в н а я т е п л о в а я т р а н с ф о р м а ц и я з а счет т е п л о о б м е н а к а к
с п о в е р х н о ст н ы м и , т а к и с гл у б и н н ы м и в о д а м и и их т е м п е р а т у р а
постепенн о п о н и ж а е т с я д о 0 ,3 °С в м о р е У э д д е л л а . К во с т о к у от
него т р а н с ф о р м а ц и я п р о м е ж у т о ч н ы х во д м е н е е и н т е н с и в н а я и т е м ­
пература более высокая. Н апример, в море Беллин сгаузена темпе­
р а т у р а в я д р е 2 ,5 °G .
В т е р м и ч е с к о м о тн о ш ен и и р о л ь а н т а р к т и ч е с к о й п р о м е ж у т о ч н о й
в о д ы м о ж н о о т о ж д е с т в и т ь с р о л ь ю а т л а н т и ч е с к и х в од в А р к т и ч е ­
ском б ассейн е. П о м и м о этого, п р о м е ж у т о ч н а я в о д а я в л я е т с я о дним
93
из ко м п о н е н т о в о б р а з у ю щ е й с я в р еги о н е п р и д о н н о й антарктической
в о д ы ( Д А и В ) . П р и ее с м е ш ен и и с х о л о д н о й ш е л ь ф о в о й водой о б ­
р а з у е т с я очень п л о т н а я и х о л о д н а я п р и д о н н а я во д а. А н а л и з д а н ­
ных н а б л ю д е н и й п о к а з ы в а е т , что с м е ш е н и е э т и х в о д п рои схо ди т
пр и м ер н о в р а в н ы х п р о п о р ц и я х . Е с л и у с л о в н а я п л о т н о с т ь ш е л ь ­
ф ов о й и п р о м е ж у т о ч н о й в од с о о т вет с т в е н н о р а в н ы 27,69 и 27,75, то
п л отность т а к о й их см еси 27,88. Э т а п л о т н а я в о д а с п о л з а е т по
м а т е р и к о в о м у с к л о н у под г л у б и н н ы е вод ы и з а п о л н я е т всю о б л а с т ь
м е ж д у г л у б и н н ы м и в о д а м и и дном .
О б р а з о в а н и е п р и д о н н ы х а н т а р к т и ч е с к и х в о д п р о и с х о д и т во всех
п р и б р е ж н ы х р а й о н а х в основн ом в зи м н и й период, но если с о л е ­
ность ш е л ь ф о в ы х в о д о к а з ы в а е т с я б о л ь ш е 34,59 %о, то и при л е тн и х
т е м п е р а т у р а х п л о т н о с т ь смеси о к а з ы в а е т с я б о л ь ш е п л отн о сти
г л у б и н н ы х вод и б у д у т о б р а з о в ы в а т ь с я п р и д о н н ы е воды . В ср едн ем
их со л е н о с ть 34,7 %о, а т е м п е р а т у р а м е н я е т с я от о т р и ц а т е л ь н ы х з н а ­
чений ( п о р я д к а — 0 ,5 ° С ) в м о р е У э д д е л л а до н е б о л ь ш и х п о л о ж и ­
т е л ь н ы х ( ~ 0 , 5 ° С ) в м о р е Б е л л и н с г а у з е н а . Т а к а я за к о н о м е р н о с т ь
в и зм е н ен и и т е м п е р а т у р ы Д А н В о б у с л о в л е н а р а с п р е д е л е н и е м т е м ­
п е р а т у р ы д о н н ы х вод.
Х а р а к т е р н о й о с о бен но стью Д А н В я в л я е т с я п о в ы ш е н и е по с р а в ­
нению с г л у б и н н ы м и в о д а м и с о д е р ж а н и я к и с л о р о д а . В п е р в ы х с о ­
д е р ж а н и е 0 2 о т 4,5 д о 5,9 м л /л , а во в т о р ы х — от 3,5 до
'4 ,5 м л /л .
~
П о п р и б л и ж е н н ы м о ц е н к а м е ж е г о д н о о б р а з у е т с я и п ерен оси тся
на север 2 5 - 1 0 6 к м 3 д о н н ы х вод. Т а к а я б о л ь ш а я м а с с а хо л о дн ой
вод ы о к а з ы в а е т с у щ е с т в е н н о е в л и я н и е на т е п л о в о е со стоя н и е вод
М ирового океана вплоть до экватора.
В с а м о м ю ж н о м п о л я р н о м с у б р е г и о н е п о стоя н н ое в ы х о л а ж и в а ­
ние в од з а счет т е п л о о т д а ч и в а т м о с ф е р у к о м п е н с и р у е т с я п р и т о ­
ком т е п л а с гл у б и н н ы м и в о д а м и (т а б л . 4.4 ).
'Таблица 4.4
Т епловой б а л ан с Ю ж н ого о к еа н а
к Д ж / г о д - 1 0 18
П р и х о д
Положительный тепло­
обмен с атмосферой
Океаническая адвекция
тепла
Выделение тепла при
образовании льда
Всего:
42,7
.
126,3
.5,9
174,9
Р а с х о д
Отрицательный теплооб­
мен с атмосферой
Отток тепла с придон­
ными водами на север
Расход тепла на таяние
льдов
Всего:
к Д ж / г о д - 1 0 18
141,0
21,1
Ч.
5,9
168,0
Н е в я зк а м еж д у приходной и расходной частям и теплового
б а л а н с а в 4 % о б ъ я с н я е т с я п р и б л и ж е н н о с т ь ю о ц е н о к его с о с т а в ­
л я ю щ и х . О ни о п р е д е л я л и с ь не по н е п о ср е д с тв е н н ы м н а б л ю д е н и я м ,
а расчетны ми м етодам и с использованием экстраполяци и и интер­
п о л я ц и и на о б л а с т и , по к о т о р ы м исходной и н ф о р м а ц и и не и м е л о с ь.
94
И з д а н н ы х т а б л и ц ы с л еду ет, что Ю ж н ы й о к е а н т е р я е т о сновн ую
д олю получаемого теп ла в атмосферу. Э та теплоотдача осущ е­
с т в л я е т с я п о с р ед ств о м и с п а р е н и я и т у р б у л е н т н о г о т е п л о о б м е н а ,
поскольку годовые значения радиационного б алан са п олож итель­
ные. В э т о м субреги оне, к а к и в се в е рн о м , основн ой п р и т о к т е п л а
о с у щ е с т в л я е т с я п о с р е д с тв о м о к е а н и ч е с к о й а д ве к ц и и . Б о л ь ш а я
д о л я этого т е п л а з д е с ь п е р е д а е т с я в а тм о с ф е р у .
4 .4. Д И Н А М И К А В О Д
4.4.1.
Северный Ледовитый океан. П р е д с т а в л е н и е о к р у п н о м а с ­
ш т а б н о й ц и р к у л я ц и и в о д С е в е р н о го Л е д о в и т о г о о к е а н а с о с т а в л е н о
в основн ом н а о с н о ва н и и о б о б щ е н и я д а н н ы х н а б л ю д е н и й т е п л о ­
вых, х им и чески х, б и о л о г и ч е с к и х х а р а к т е р и с т и к вод, а не п р я м ы х
и зм е р е н и й с коро сти. Л и ш ь д р е й ф л ь д а и п о в е р х н о с т н ы х в о д о п р е ­
д е л е н по н а б л ю д е н и я м с д р е й ф у ю щ и х ст ан ц и й и судов. Т а к о е
п о л о ж е н и е о б ъ я с н я е т с я т р у д н о ст ь ю п р о в е д е н и я н е п о ср е д с тве н н ы х
н а б л ю д е н и й з а с ко р о с т ь ю т е ч е н и я и ее и зм е н ч и в о с т ь ю д л я п о л у ч е ­
н и я д о с т о в е р н о г о с р е д н е го зн а ч е н и я .
П р о в е д е н и е р а с ч е т о в ц и р к у л я ц и и в о д подо л ь д о м з а т р у д н я е т с я
тем, что л е д п р и н и м а е т н а с е б я ч а с т ь в е т р о в о го н а п р я ж е н и я
и и з-за н е о д н о р о д н о с т и л е д я н о г о п о к р о в а т р у д н о д а т ь точную
о ц е н к у н а п р я ж е н и я т р е н и я , п е р е д а в а е м о г о л ь д о м воде.
Ч и с т о к а ч е с т в е н н о е о п и с ан и е с а м ы х о б щ и х д в и ж у щ и х сил, в ы ­
з ы в а ю щ и х т е ч е н и я в С е в е р н о м Л е д о в и т о м о к е а н е, м о ж н о в и д е т ь по
квазистационарном у уравнению движ ения, записанном у в ко м ­
п л е к с н о й ф о р м е:
v* = {и + iv) =
е
( sin е -qx + 1 - 0§-) X
X ^ a + gPoC + g ^ p d z ^ l — e ~ a { H ~ z)],
(4.6)
где a = ( l + i)-y/f/2k; R 3 — радиус Зем ли;
0 — д о п о л н е н и е до
ш ир оты .
С р е д н е е м н о г о л е тн е е р а с п р е д е л е н и е а т м о с ф е р н о г о д а в л е н и я и н а ­
п р я ж е н и я т р е н и я т а к о в о , что они п р и в о д я т к ф о р м и р о в а н и ю антициклонического круговорота вод в кан адско м секторе А рктики
и у с т а н о в л е н и ю т р а н с п о л я р н о г о в ы н о с а п о в е р х н о с т н ы х в о д ч ер ез
С е в е р н ы й Л е д о в и т ы й о ке ан . Р е ч н о й с т о к и п р е в ы ш е н и е о с а д к о в
н а д и с п ар е н и е м с о з д а ю т в А р к т и ч е с к о м б ас с е й н е п р е в ы ш е н и е
у р о в н я н а д его зн а ч е н и е м в А т л а н т и ч е с к о м оке ан е, что т а к ж е б л а ­
г о п р и я т с т в у е т ст о к у в п о с л е д н и й п о в е р х н о с т н ы х вод. В п о л е п л о т ­
ности воды , н а о б о р о т, о б л а с т ь п о в ы ш е н н ы х зн а ч е н и й н а х о д и т с я
в р а й о н е Н о р в е ж с к о г о и восточной ч ас т и Г р е н л а н д с к о г о м орей,
а п о н и ж е н н ы х — в п р и а л я с к и н с к о й ч а с т и А р к т и ч е с к о г о б ас с е й н а .
Э т а а н о м а л и я п л о т н о с т и с о х р а н я е т с я до г л у б и н б о л е е 1 км (см.
рис. 4 .5). В р е з у л ь т а т е с о з д а е т с я г р а д и е н т пл о тно сти, п р о т и в о п о ­
95
л о ж н ы й по н а п р а в л е н и ю п е р в ы м из п е р еч и с л е н н ы х д е й с т в у ю щ и х
сил. И з у р а в н е н и я (4.6) видно, что в л и я н и е а н о м а л и й п л о тн ос ти
н а ц и р к у л я ц и ю в о д с г л у б и н о й р а с те т . Е с л и в в е р х н и х с л о я х
Арктического бассейна пр ео б л адаю т первые три ф актора, у к а з а н ­
н ы е . в у р а в н е н и и (4 .6 ), то с г л у б и н ы п о р я д к а 100 м п р е о б л а д а е т
р о л ь г р а д и е н т а пл о тно сти. Б а р о к л и н н о й ц и р к у л я ц и е й п е р ен о с и тс я
г о р а з д о б о л ь ш е в оды , чем чисто д р е й ф о в ы м п ерено сом , ко т о р ы й
р а с п р о с т р а н я е т с я на т о л щ и н у э к м а н о в с к о г о с л о я т р е н и я . З н а ч и ­
т е л ь н а я ч а с т ь в ы н о с и м о й в А т л а н т и ч е с к и й о к е а н во д ы я в л я е т с я
с л е д с т в и е м п р и т о к а а т л а н т и ч е с к и х и б е р и н г о в о м о р с к и х вод.
П о т о к б е р и н г о в о м о р с к и х в од на север ч ерез Б е р и н г о в п р о л и в
о б у с л о в л е н в п е р в у ю о ч ер е д ь н а к л о н о м у р о в н я , с о с т а в л я ю щ и м
в с р е д н е м л е т о м 2 - 1 0 ~ 6, т. е. у р о в е н ь с е ве р н о й ч а с т и Б е р и н г о в а
м о р я п р и м е р н о н а 0,5 м в ы ш е, чем в Ч у к о т с к о м м о р е [14].
П роведенны е к н астоящ ем у времени лабо р ато р н ы е и числен­
ные э к с п е р и м е н т ы по изу ч ен и ю ц и р к у л я ц и и С е в е р н о г о Л е д о в и т о г о
о к е а н а п р а в д о п о д о б н о о т о б р а ж а ю т о т д е л ь н ы е ее стороны. О д н а к о
с л о ж н о с т ь р е л ь е ф а д н а , с и л ьн о е в л и я н и е у с л о в и й н а о т к р ы т ы х
г р а н и ц а х б ас с е й н а и н а л и ч и е л ь д о в п о к а е щ е не п о з в о л и л и с м о ­
д е л и р о в а т ь п олную к а р т и н у течений, х о т я бы н а и б о л е е кр у п н ы х ,
изв е с т н ы х по д а н н ы м п р я м ы х и ко с ве н н ы х н а б л ю д е н и й . С о с т а в ­
л е н н а я на их основе к а р т и н а п о к а з ы в а е т , что с и с т е м а п о в е р х н о с т ­
ны х и гл у б и н н ы х течени й в С е в е р о -Е в р о п е й с к о м б а с с ей н е (см.
рис. 4.3), д о в о л ь н о с л о ж н а я . В ней п ом и м о и зв е с т н ы х т е п л о го
А т л а н ти ч е с к о г о и х о л о д н о го В о с т о ч н о -Г р е н л а н д с к о г о течений
и м е е т с я м о щ н о е в о з в р а т н о е А т л а н т и ч е с к о е течение, с о с т о я щ е е из
п р о м е ж у т о ч н ы х а т л а н т и ч е с к и х в од с п о л о ж и т е л ь н о й т е м п е р а т у р о й
и и д у щ е е н а юг п о д п о в е р х н о ст н ы м и а р к т и ч е с к и м и в о д а м и . Н а
рис. 4.3 т а к ж е у к а з а н а г л у б и н н а я ц и р к у л я ц и я , с ф о р м и р о в а н н а я из
п р и д о н н ы х в од Н о р в е ж с к о г о м о р я , р а с п р о с т р а н я ю щ и х с я в А р к т и ­
ческий б ас се й н ч ер е з прол. Ф р а м а и в А т л а н т и ч е с к и й океан.
В с а м о м С е в е р о -Е в р о п е й с к о м б а с с е й н е с у щ е с т в у е т м о щ н а я ц и к л о ­
ническая циркуляция, в которой пр едполагается сущ ествование
п л о т н о с т н ы х н и с х о д я щ и х д в и ж е н и й . П р и р о д а их е щ е не яс н а , но по
т е р м о х а л и н н ы м х а р а к т е р и с т и к а м с ч и та е т с я , что эт и о п у с к а ю щ и е с я
в о д ы о б р а з у ю т п р и д о н н ы е х о л о д н ы е и с о л е н ы е во д ы [ 22 ] , з а н и ­
м а ю щ и е , к а к б ы л о отм еч ено в п р е д ы д у щ е м п а р а г р а ф е , к о т л о в и н ы
Н о р в е ж с к о г о и Г р е н л а н д с к о г о м о р е й с г л у б и н ы 1— 2 км.
К а р т и н а ц и р к у л я ц и и в о д в А р к т и ч е с к о м б ас с е й н е , с<эставленная
по д а н н ы м н а б л ю д е н и й р а з л и ч н ы х г и д р о л о ги ч е с к и х эл е м е н т о в , не
м е н ее с л о ж н а , чем в С е в е р о -Е в р о п е й с к о м б а с с е й н е (рис. 4 .7 ). Н а и ­
б о л е е д о с т о в е р н ы с ве д е н и я о д в и ж е н и и п о ве р х н о ст н ы х вод. С л а б о
и зу ч е н а ц и р к у л я ц и я а т л а н т и ч е с к и х и б е р и н г о в о м о р с к и х в о д й е щ е
с л а б е е при до н н ы х . О с н о в н ы е ч ер т ы п о в ер х н о ст н ы х течен и й п р е д ­
с т а в л е н ы н а рис. 4.7 в в и д е Т р а н с а р к т и ч е с к о г о т е ч е н и я , п е р е с е ­
к а ю щ е г о весь А р к т и ч е с к и й б ас с е й н со скор остью , у в е л и ч и в а ю ­
щ е й с я от 2 см /с в н а ч а л е пути д о 5 с м /с — в конце, и а н т и ц и к л о ни ческого к р у г о в о р о т а н а д К а н а д с к о й к о т л о в и н о й , с к о ро сть
ко т о рого 2— 3 см/с. В э т о т ж е к р у г о в о р о т в о в л е ч е н ы б ер и н го в о м о р 96
ски е вод ы , р а с п р о с т р а н я ю щ и е с я по в с е м у А м е р а з и й с к о м у с у б б а с ­
сейну.
П о с т у п а ю щ и е в А р к т и ч е с к и й „ б ас се й н а т л а н т и ч е с к и е в о д ы
в своем д в и ж е н и и
п р и ж и м аю тся к Е вразий ском у ш ельфу,
описывая ци ркуляцию циклонического н ап равлен и я и проходя з а
2, 3, 4, 5, 6 л е т р а с с т о я н и я п р и м е р н о д о 110, 140, 180° в. д. и 160,
130° з. д., т. е. о к о л о 900 км з а год. А т л а н т и ч е с к и е во д ы п р о с л е ­
ж и в а ю т с я во всем А р к т и ч е с к о м б ассейн е. П о э т о м у м о ж н о п р е д п о ­
л а г а т ь , что, в х о д я в него, они р а с п л а с т ы в а ю т с я в р а щ а ю щ е й с я
о п и с ан н ы м о б р а з о м п л е н к о й т о л щ и н о й 600— 800 м.
Рис. 4.7. Схема циркуляции поверхностных вод Северного Ледовитого океана [22].
1 —
а н т и ц и к л о н и ч е с к и й
к р у г о в о р о т
в о д
А р к т и ч е с к о г о
б а с с е й н а ;
2 — Т р ан с ар к ти ч е ск о е
т е ч е ­
3 — В о с то ч н о -Г р ен л а н д с к о е
т е ч е н и е ;
4 — И с л а н д с к о е
т е ч ен и е;
5 — Н о р в е ж с к о е
теч ен и е;
6 — ц и к л о н и ч е ск и е теч ен и я С ев ер о -Е вр о п ей ск о го б ассей н а; 7 — Н о р д к а п ск о е теч ен и е; 8 — З а -
н и е;
п а д н о -Ш п и д б е р г е н с к о е
теч ен и е.
Ч а с т ь п о т о к а а т л а н т и ч е с к и х в о д в си л ьн о т р а н с ф о р м и р о в а н н о м
виде, но с п о л о ж и т е л ь н о й е щ е т е м п е р а т у р о й о к о л о 0,5 °С в о з в р а ­
щ а е т с я в С е в е р о -Е в р о п е й с к и й б ас с е й н ч ер ез п р о л и в Ф р а м а по д
п о в е р х н о ст н ы м и а р к т и ч е с к и м и в о д ам и .
Ц и р к у л я ц и я п р и д о н н ы х в о д в А р к т и ч е с к о м б а с се й н е и з у ч е н а
очень с л а б о , т а к к а к их п р о с т р а н с т в е н н а я т е р м о х а л и н н а я н е о д н о ­
р о д н о с ть не п о з в о л я е т в ы д е л и т ь стру и течений. С о г л а с н о о д ним
и с с л е д о в а н и я м , п р и д о н н ы е вод ы в об о их с у б б а с с е й н а х м е д л е н н о
д в и ж у т с я по а н т и ц и к л о н и ч ё с к и м к р у г о в о р о т а м [39]. П о д р у ги м —
в Е в р а з и й с к о м с у б б а с с е й н е и м е е т м ес то ц и к л о н и ч е с к о е в р а щ е н и е
п р и д о н н ы х вод, а в А м е р а з и й с к о м — о б а в и д а в р а щ е н и я [ 22 ] .
Н а о п и с ан н у ю к р у п н о м а с ш т а б н у ю ц и р к у л я ц и ю н а к л а д ы в а ю т с я
различны е более м елкие циркуляции, возб уж д аем ы е локальны м и
а н о м а л и я м и п л о т н о с т и во д ы , т о п о г е н н ы м и э ф ф е к т а м и и м е н я ю ­
щ и м и с я а т м о с ф е р н ы м и в о зд е й с т в и я м и .
П р е д с т а в л е н и е об и н те н си в н о сти в о д о о б м е н а в С е в е р н о м Л е д о ­
витом о к е а н е м о ж н о п о л у ч и т ь из д а н н ы х ' п о с о с т а в л я ю щ и м в о д ­
ного б а л а н с а (т а б л . 4.5 ).
7
Заказ № 427
97
Таблица 4.5
П рим ерны е зн ач ен и я со став л яю щ и х водного б а л а н с а бассейнов
С еверного Л ед о в и то го о к еа н а , ты с*км 8/г о д [17, 22]
П р о л и в
Фареро-Шетландский
Фареро-Исландский
Датский
Берингов
Канадские
Фрама
Фрама, донные воды
Нордкап—Зюйдкап
(результирующий)
Пресный баланс
Ледовый баланс .
Всего
П р и т о к
С т о к
Северо-Европейский бассейн
135
45
40
0
30
130
П р и т о к
С то к
Арктический
бассейн
36
6
65
94
43
94
43
112
21
0
0
112
21
35
35
0
5
1
0
0
0
1
343
343
203
203
Зн ачения у казан н ы х в табли ц е п о то ко в ' существенно меняю тся
к а к от г о д а к году, т а к и и с п ы т ы в а ю т м н о г о л е тн и е к о л е б а н и я .
4.4.2.
Южный океан. Н е с м о т р я на п р о д о л ж а ю щ и е с я с 50-х г о ­
д о в е ж е г о д н ы е эк с п е д и ц и о н н ы е и с с л е д о в а н и я к а к С о в е т ск и м
С о ю зом , т а к и д р у г и м и с т р а н а м и А н т а р к т и д ы и о к р у ж а ю щ и х ее
в од, д а н н ы х н а т у р н ы х н а б л ю д е н и й з а т е ч е н и я м и е щ е м а л о д л я
того, чтобы п о л у ч и т ь по ним р е ж и м н у ю к а р т и н у ц и р к у л я ц и и вод.
Р а с ч е т ы течений с п о м о щ ью м а т е м а т и ч е с к и х м о д е л е й ч и с л ен н ы м и
м е т о д а м и п о л у ч а ю т все б о л ь ш е е р а с п р о с т р а н е н и е , х о т я в с т р е ­
ч а ю т с я тр у д н о ст и и з-за о т с у тс т в и я с в еден и й об ин тен си вности т у р ­
б у л е н тн о го п е р е м е ш и в а н и я на ж и д к о й гр а н и ц е , кон в екц и и , и з-за
н еоб хо ди м о сти п р е о д о л е н и я р я д а м а т е м а т и ч е с к и х тру д н о ст е й , с в я ­
з а н н ы х с р а с ч е т о м р е ж и м н ы х х а р а к т е р и с т и к . П о эт о м у .п р и о п и сан и и
ц и р к у л я ц и и в Ю ж н о м , о к е а н е ч а щ е всего и с п о л ь з у е т с я д и н а м и ч е ­
с ки й метод, по ко т о р о м у о п р е д е л я е т с я п л о т н о с т н а я с о с т а в л я ю щ а я
течений.
О с о бе н н ос тью т о п о г р а ф и и у ро вен н ой по ве р х н о ст и о к е а н а,
в ы ч и с л ен н о й д и н а м и ч е с к и м м ето д о м , я в л я е т с я ее п о н и ж е н и е 'о т
с е в е р н о й г р а н и ц ы с у б р е г и о н а к ю ж н о й п р и м ер н о от 190 дин., д м
д о 183— 182 дин. д м (см. рис. 2.6). Э то с в и д е т е л ь с т в у е т о с у щ е ­
с т в о в а н и и г е н е р а л ь н о г о в осточного т е ч ен и я пл о тно стного п р о и с х о ­
ж д е н и я . П о с к о л ь к у д и н а м и ч е с к и е г о р и з о н т а л и с г у щ а ю т с я по м ере
п р и б л и ж е н и я к А н т а р к т и ч е с к о м у ц и р к у м п о л я р н о м у течению , то
с к о р о с т и п е р ен о с а в од в северной п е р и ф е р и и с у б р е г и о н а б ольш е,
чем в ю ж н о й .
• . . .
С гл уби ной н а к л о н к югу д и н а м и ч е с к о й поверх н о сти с о х р а ­
н я е т с я , но уго л его с т а н о в и т с я м еньш е, х о т я г л у б ж е 1 км н а к л о н
д и н а м и ч е с к о й п о в ер хн о сти к ю гу в ср е д н е м с о х р а н я е т с я в п л о т ь
98
до 3 км , т. е. и м е е т м есто о б щ и й в осто чн ы й пер е н о с воды . Н о
с гл у б и н о й м е р и д и о н а л ь н ы е и зг и б ы и зо ги п с р а с т у т и н а г л у б и н е
3 км они п р е в ы ш а ю т 15— 20° ш и р о т ы (в се к т о р е И н д и й с к о г о
океан а).
О с р е д н е н н а я с к о р о с т ь пл о т н о ст н о го т е ч е н и я у б ы в а е т с с е в е р а
на юг и с у в е л и ч е н и е м гл у б и н ы . Н а и б о л ь ш а я о н а в с т р у я х А н т а р ­
к ти ч еского ц и р к у м п о л я р н о г о т е ч е н и я 20— 30 с м /с [32]. Ю ж н е е
этого т е ч е н и я о н а у б ы в а е т до н е с к о л ь к и х см/с.
В ш е л ь ф о в о й зо н е под в о зд е й с т в и е м с т о к о в ы х ве т р о в и ц и р к у ­
ляции воздуха в квази стац и он арн ы х барических образован и ях
по ве р х н о ст н ы е т е ч е н и я и м е ю т п р е о б л а д а ю щ е е з а п а д н о е н а п р а в л е ­
ние. Н о к а к е ди ного п о т о к а п р и б р е ж н о г о т е ч е н и я не с ущ еству ет.
В районах западн ы х периферий квази стац ионарны х циклонов
п р о и с х о д и т пе р е н ос ■в о д к се в е ру , в в ос т о чн ы х — к п о б е р е ж ь ю
м атерика, а в южных, которы е при м ы каю т к м атери ку — к западу.
Э то со вм е с тн о с те че н и ям и , в ы з в а н н ы м и с т о ко вы м в е т р о м , с о з д а е т
в п р и б р е ж н о й п ол осе ш и р и н о й 100— 150 км п р е о б л а д а н и е з а п а д н о г о
п е р е н о с а в од со с к о р о с т я м и 15— 30 см/с.
В связи с циклонической деятельностью и стоковыми ветрам и
в зап адн ы х рай он ах антарктических морей п р еоб ладаю т течения
с с е в е р н ы м и с о с т а в л я ю щ и м и , а в в о сточны х — с ю ж н ы м и . Э то н а ­
к л а д ы в а е т о т п е ч а т о к на д р е й ф л ь д а , о б р а з о в а н и е р а з в о д и й и п р и ­
д о н н ы х вод. В о б л а с т и м е ж д у п р е о б л а д а ю щ и м и з а п а д н ы м и и в о ­
сточны м и т е ч е н и я м и с о з д а е т с я з о н а д и в е р г е н ц и и течений, не п р е д ­
с т а в л я ю щ а я собой с п л о ш н у ю о б л а с т ь п о д н я т и я вод. О т нее до
Антарктического циркум полярного течения п р ео б л адаю т течения
восточного н а п р а в л е н и я со с р е д н и м и с к о р о с т я м и п о р я д к а 5 см /с.
П р и р о д а г л у б и н н о го те ч ен и я, п е р е н о с я щ е г о т е п л ы е в о д ы к м а ­
т е р и к у ,- с ч и т а е т с я ко м п е н с а ц и о н н о й . О но в о с п о л н я е т о т то к от м а ­
т е р и к а п о в е р х н о ст н ы х и п р и д о н н ы х вод. П е р е н о с т е п л ы х в о д
в пределах материкового склона происходит преимущ ественно
с с е в е р о -в о с т о к а н а ю г о - з а п а д со с р е д н е й ско р о с т ью 5 — 20 см /с.
В в и д е о т д е л ь н ы х я з ы к о в эти т е п л ы е в о д ы в х о д я т в п р е д е л ы м а т е ­
р и к о в о й о т м е л и и п о д н и м а ю т с я д о г л у б и н ы 100— 200 м. Т о л щ и н а
и х с л о я р а в н а п р и м е р н о 1 км.
П р и д о н н ы е а н т а р к т и ч е с к и е во д ы от м а т е р и к о в о г о с к л о н а п е р е ­
н о с я т с я в с ев е р н о м н а п р а в л е н и и . И х в е р х н я я г р а н и ц а от го р и зо н т а
1 к м постепенн о к 55— 65° ю. ш. о п у с к а е т с я д о г л у б и н ы 1,5 км. З а
п р е д е л а м и з о н а л ь н о й с и с т е м ы х р е б т о в д в и ж е н и е п р и д о н н ы х вод,
п о-в и ди м ом у , ничем не с д е р ж и в а е т с я и они р а д и а л ь н о р а с х о д я т с я ,
к а к бы р а с п л а с т ы в а я с ь , в р е з у л ь т а т е чего их в е р х н й я г р а н и ц а
в зо н е а н т а р к т и ч е с к о й к о н в е р ге н ц и и о п у с к а е т с я д о г л у б и н ы 3 км .
П р и л и в н ы е я в л е н и я в а н т а р к т и ч е с к и х в о д а х и зу ч ен ы с л а б о к а к
в с л е д с т в и е в е с ь м а м а л о г о ч и с л а пу н кт о в н а б л ю д е н и й , т а к и к о р о т ­
кого р я д а н а б л ю д е н и й . П о э т и м о г р а н и ч е н н ы м д а н н ы м о к а з ы ­
в а е т с я , что п р и л и в н а я в о л н а д в и ж е т с я в о к р у г м а т е р и к а против
ч асо во й с т р е л к и . З а п р е д е л а м и ш е л ь ф а п р е о б л а д а ю т п о л у с у т о ч н ы е
га р м о н и к и , а в б л и з и б е р е г а — суточны е. Т а к и м ж е в с р е д н е м п о л у ­
ч а е т с я н а п р а в л е н и е пол у с у т о ч н о й г а р м о н и к и М 2 по р е з у л ь т а т а м
7*
99
расчетов р я д а исследований. О ни проводились в целом д л я М и р о ­
вого о к е а н а , в к о т о р о м Ю ж н ы й о к е а н р а с с м а т р и в а л с я к а к г р а ­
н и ч н а я о б л а с т ь со зн а ч и т е л ь н о й с х е м а т и з а ц и е й г р а н и ц ы и д н а .
П о э т о м у р е з у л ь т а т ы р а с ч е т о в м о ж н о р а с с м а т р и в а т ь к а к ч исто к а ­
ч еств ен н о е о т о б р а ж е н и е р е а л ь н о г о п р о ц е сс а в э т о й о б л а с т и .
П р и ч и сл ен н ы х р а с ч е т а х п р и л и в н ы х я в л е н и й на о сн о ве у р а в н е ­
ни я (1 .1 1 ) ил и его м о д и ф и к а ц и й в п р е д е л а х 4 0— 60° ю. ш. в ы д е ­
л я ю т с я от одной до т р е х амфидро,мий., (см. рис. 2.7). П р и ч е м их
п о л о ж е н и е у р а з н ы х а в т о р о в м е н я е т с я [20]. Э то с в и д е т е л ь с т в у е т
о н е б о л ь ш о й п о к а точн ости р е з у л ь т а т о в р ас ч е т о в . Т ем не м енее
все р а с ч е т ы п о к а з ы в а ю т , что к а к о й - л и б о ф и к т и в н о й а м ф и д р о м и и
в п р е д е л а х м а т е р и к а А н т а р к т и д ы нет, и о д н о н а п р а в л е н н о г о д в и ­
ж е н и я к о т и д а л е й в о к р у г него не сущ ес т ву е т. И м е е т м есто в р а щ е ­
ние к о т и д а л е й в о к р у г тех ц е н тр о в а м ф и д р о м и й , к о т о р ы е п о л у ­
ч а ю т с я на осн ов е р а с ч е т о в по той и л и иной схеме. В б о л ь ш е й ч асти
с л у ч а е в эти а м ф и д р о м и и п р а в о г о в р а щ е н и я , что п р и в о д и т к д в и ж е ­
нию их к о т и д а л е й о к о л о А н т а р к т и д ы с з а п а д а н а восток. Э то с о­
зд ает каж у щ ееся представление о существовании вращ ения при­
ливной волны вокруг м атерика.
И з м е н е н и е х а р а к т е р а п р и л и в а по м ер е п р и б л и ж е н и я к м а т е ­
р и к у п о к а о б ъ я с н е н и я не пол уч ил о. В о з м о ж н о , что это с в я з а н о
с ш е л ь ф о в ы м и э ф ф е к т а м и . В е л и ч и н а п р и л и в а вне ш е л ь ф о в о й зоны
небольш ая, к ак и в других глубоководны х район ах М ирового
о к е а н а . О н а в о б щ е м не п р е в ы ш а е т 1 м, но по м е р е п р о д в и ж е н и я
п р и л и в н о й в о л н ы по ш е л ь ф у в е л и ч и н а п р и л и в а в о з р а с т а е т . В б о л ь ­
ш инстве п у н кт о в у п о б е р е ж ь я А н т а р к т и д ы она с о с т а в л я е т п р и б л и ­
з и т е л ь н о 1,5 м, но в о т д е л ь н ы х п у н к т а х м о ж е т б ы ть к а к меньш е,
т а к и б ольш е.
П о с к о л ь к у о сн о вн ы м и ф а к т о р а м и , в л и я ю щ и м и н а в о л н ы м а л о й
д л и н ы и п е р и о д а , т. е. в е т р о в ы е , я в л я ю т с я ве т ер со с к о р о с т ь ю U,
его р а зг о н Х . и г л у б и н а Я , то х а р а к т е р н ы е особен ности с у б р е г и о н а
б л а г о п р и я т с т в у ю т .р а з в и т и ю зд е с ь ин тен си вного в о л н е н и я . Г л у б и н а
о к е а н а , з а и с к л ю ч е н и е м п р и б р е ж н ы х ра й он ов , н а с т о л ь к о б о л ь ш а я ,
что у д о в л е т в о р я е т с я у с л о в и е Я Д з > 1 и д но не о к а з ы в а е т в л и я н и я
н а х а р а к т е р и с т и к и волн, т. е. они р а з в и в а ю т с я на гл у б о к о й воде.
П о э т о м у о п р е д е л я ю щ и е с р е д н и е в ы с о ту /гв с о о т н о ш е н и я д л я у с т а ­
н о в и в ш е г о с я с о с т о я н и я (1 .1 6 ) и (1.1 7) з а п и с ы в а ю т с я в в и д е
h B = ( C i U V g ) ( g X / U 2) 4 -
тв = ( C 2U l g ) ( g X / U ) bl\
(4.7)
где Ci = 0,0042; С2= 1 8 ,7 .
П о о с о б е н н о ст ям в е т р о в о го р е ж и м а и. д л и н а м р а з г о н о в в с у б ­
ре ги о н е в ы д е л я ю т с я три о б л а с т и . П е р в а я з а н и м а е т ш ир о т н о е
к о л ь ц о от его сев е р н о й п е р и ф е р и и до по л осы д и в е р г е н ц и и , в т о р а я
р а с п о л о ж е н а в ш и р о т н о й зон е д и в е р ге н ц и и , и т р е т ь я з а н и м а е т
о б л а с т ь п р е о б л а д а н и я в осто чны х ветров.
П е р в а я зо н а з а п а д н ы х ве т р о в х а р а к т е р и з у е т с я их с л а б о й
изм ен чи в остью . В с р е д н е м зд е с ь р а з г о н в е т р а X 1000— 1500 км.
Н а э т о м р а с с т о я н и и в о л н ы вп о л н е д о с т и г а ю т сво их п р е д е л ь н ы х
ил и б л и з к и х к ним зн а ч е н и й по в ы соте й периоду. И з - з а б о л ь ш о й
100
п о в т о р я е м о с т и ск о р о с т и в е т р а 10— 15 м /с о б есп еченн ость вы сот
в о л н 1,5— 2,5 м п р е в ы ш а е т 50 %. И х п е р и о д т а к о й ж е о б е с п е ч е н ­
ности о к о л о 6 с.
В этой ш и р о т н о й зо н е в о л н е н и е н а и б о л е е сил ьно в р а й о н а х п р о ­
х о ж д е н и я ц и кл о н о в. Т а к и е ш т о р м о в ы е о б л а с т и р а с п о л о ж е н ы
в и н д и й с к о м с е к т о р е к ю гу от о. К е р г е л е н , в Т и хо м о к е а н е ю ж н е е
Н о в о й З е л а н д и и , и в с е к т о р е м е ж д у 100 и 140° з. д. в р а й о н а х
I прол. Д р е й к а и С а н д в и ч е в ы х остр ово в. В э т и х з о н а х с р е д н я я вы1с о т а вол н 50 % -и о й о б есп еченн о сти в о з р а с т а е т п р и м ер н о н а 0,5 м.
Х а р а к т е р н ы м д л я зо н ы з а п а д н ы х в е т р о в я в л я е т с я сво б о д н о е
р а с п р о с т р а н е н и е зы б и . З о н а п р е о б л а д а н и я во с т о ч н ы х ве т р о в х а ­
р а к т е р и з у е т с я тем , что п р и с у щ и е ей б а р и ч е с к и е о б р а з о в а н и я
и м ею т с р а в н и т е л ь н о н е б о л ь ш и е р а з м е р ы , в с л е д с т в и е чего р а зг о н ы
н е б о л ь ш и е , ч ас т о п о р я д к а 200 км. К а к ц и кл о н и ч е ски е , т а к и с т о ­
ко в ы е в е т р ы п о в т о р я ю т с я не р е г у л я р н о и на о г р а н и ч е н н ы х у ч а ­
с т к а х зоны . П о э т о м у о б л а с т и ин тен си вного в о л н е н и я и ш т и л е в ы е
во в р е м е н и и п р о с т р а н с т в е п е р е м е ж а ю т с я . В л и я н и е б е р е г а т а к ж е
о г р а н и ч и в а е т р а з в и т и е в о л н е н и я.
Е щ е н ео д н о р о д н е е во в р е м е н и и в п р о с т р а н с т в е в о л н е н и е в зо н е
п е р е х о д а от з а п а д н ы х к восто чны м в е т р а м , к у д а з а х о д я т б а р и ч е ­
с к и е о б р а з о в а н и я к а к с с е в е р а , т а к и с ю га. Н о в ц е л о м п о в т о р я е ­
м о с ть с и л ь н ы х в е т р о в з д е с ь м ен ьш е, п о э то м у и в ы с о т а в о л н той
ж е обесп еченн ости , к а к в б о л е е с е в е р н о м р а й о н е, м еньш е.
Е ст ес т в ен н о , что о т м еч е н н ы е з а к о н о м е р н о с т и с п р а в е д л и в ы д л я
л е т н е г о в р е м е н и , к о г д а л ь д ы о тсутствую т.
4.5. Л Е Д Я Н О Й П О К Р О В
Л е д я н о й п о к р о в о б р а з у е т с я в т ех р а й о н а х М и р о в о г о о к е а н а , где
|в результате теплообм ена с атмосф ерой тем п ература поверхност­
ного с л о я в о д ы п о н и ж а е т с я до т е м п е р а т у р ы з а м е р з а н и я 0 . Э то
у с л о в и е о п р е д е л я е т с я не т о л ь к о п о т о к а м и т е п л а на г р а н и ц а х п о ­
в е р х н о с т н о го с л оя , но и з а п а с о м т е п л а в нем, а с л е д о в а т е л ь н о ,
I его то лщ и н о й . Л и ш ь по с л е д о с т и ж е н и я т е м п е р а т у р ы з а м е р з а н и я
| условие о б разован и я л ьда определяется уравнением теплового б а ­
л а н с а по в е р х н о ст и о к е а н а , к о т о р о е д о л ж н о и м еть вид
I
Б -j- Ф а -|- Ф и < Ф 0.
(4.8)
З д е с ь п р и т о к т е п л а в о к е а н с ч и т а е т с я п о л о ж и т е л ь н ы м , а о т то к —
отрицательным.
Е с л и не п р и н и м а т ь во в н и м а н и е э н т а л ь п и ю л ь д а , то д е ф и ц и т
т е п л а к о м п е н с и р у е т с я те п л о то й к р и с т а л л и з а ц и и в оды , в ы д е л я е м о й
п р и о б р а з о в а н и и л ь д а , т. е.
^кРл d h / d t = — ( Б -)- ф а
Ф и — Ф 0).
(4.9)
З н а к м инус и с п о л ь з у е т с я л и ш ь д л я у д о б с т в а , ч то б ы т о л щ и н а л ь д а
не б ы л а о т р и ц а т е л ь н о й .
101
П р и р а с с м о т р е н и и ср е д н и х з а год ил и с у м м а р н ы х з а год з н а ­
чений с о с т а в л я ю щ и х т е п л о в о го б а л а н с а по в ер х н о ст и о к е а н а м о ж н о
и с п о л ь з о в ат ь у р а в н е н и е (4.8) д л я о п р е д е л е н и я о б л а с т и р а с п р о ­
с т р а н е н и я л ь д а , т а к к а к пр и т а к о м о с р е д н ен и и э н т а л ь п и я п о в е р х ­
ностного с л о я о к е а н а и его т е м п е р а т у р а не м е н я ю т с я . Т а м , г д е
в ы п о л н я е т с я с о о т н о ш е н и е (4 .8 ), л ь д ы с у щ е с т в у ю т к р у г л ы й год.
Э то о б л а с т ь с у щ е с т в о в а н и я м н о г о л е тн и х л ьдо в.
У р а в н е н и е (4.9) п о з в о л я е т о п р е д е л и т ь и зм е н ен и е т о л щ и н ы л ь д а
к а к при его н а р а с т а н и и в с л у ч а е о т р и ц а т е л ь н о г о з н а ч е н и я в ы р а ж е ­
ния в с к о б к а х , т а к и пр и т а я н и и пр и п о л о ж и т е л ь н о м зн а ч е н и и
су м м ы п ото ко в т е п л а . И н т е г р и р о в а н и е его по в р е м е н и д а е т в о з ­
м о ж н о с т ь в ы ч и с л и ть т о л щ и н у н а р о с ш е г о ил и с т а я в ш е г о л ь д а з а
п ери о д и н т е г р и р о в а н и я .
Е с л и п о л а г а т ь , что э н т а л ь п и я л ь д а м а л а и п о т о к т е п л а в а т м о ­
с ф е р у р а в е н о т то к у т е п л а от н и ж н е й по в е р х н о ст и л ь д а , то у р а в ­
нение (4.9) п р и о б р е т а е т и зв е с т н у ю ф о р м у (1.22 ).
О бласть максим ального распространения ледяного покрова,
о б у с л о в л е н н а я т е р м и ч е с к и м и ф а к т о р а м и , м о ж е т о п р е д е л я т ь с я по
границе области пониж ения тем п ературы воды в холодный период
года д о т е м п е р а т у р ы з а м е р з а н и я .
Х арактерны м д ля полярного региона является сущ ествование
а р е а л а , в к о т о р о м л е д з а т е п л ы й п е р и о д го д а не у с п е в а е т п о л ­
ностью р а с т а я т ь . В р е з у л ь т а т е о б р а з у ю т с я м н о г о л е тн и е л ьд ы . О ни
м о гут п е р е н о с и ть с я т е ч е н и я м и з а п р е д е л ы о б л а с т и их ф о р м и р о в а ­
ния, и чтоб ы в ы я в и т ь истин ны й а р е а л их о б р а з о в а н и я н у ж н о
учесть т о л ь к о т е п л о в ы е п р оц ессы . Д л я этого м о ж н о в о с п о л ь з о ­
в а т ь с я у р а в н е н и е м (4.9 ), и н т е г р и р о в а н и е к о т о ро го по в р е м е н и з а
весь год п о з в о л я е т у с т а н о в и т ь к а к п р и рост, т а к и с т а и в а н и е л ь д а .
Н а и б о л е е н и зк и е ш и р о т ы , в к о т о р ы х л е д н е у с п е в а е т з а л е т о р а с ­
т а я т ь , и я в л я ю т с я г р а н и ц е й р а с п р о с т р а н е н и я м н о г о л е тн е го л ь д а .
Н а рис. 4.8 п р и в е д е н ы р е з у л ь т а т ы т а к и х р а с ч е т о в д л я в р е м е н и
н а и б о л ь ш е г о и н а и м е н ь ш е г о р а с п р о с т р а н е н и я л ь д а в се ве р н о м п о ­
луш арии. И з сопоставления расчетного и ф актического полож ен ия
к р о м о к л ь д а с л е д у е т з а к л ю ч е н и е о том, что о сновн ое в л и я н и е н а
р а с п р о с т р а н е н и е л ь д а о к а з ы в а ю т пото ки т е п л а . Т е ч ен и е и в е т ер
не с и л ьн о и з м е н я ю т о б щ е е п о л о ж е н и е л е д я н о г о п о к р о в а .
Л е д в ю ж н о м с у б р е г и о н е о б р а з у е т с я в б о л е е н и зк и х ш и р о т а х ,
чем в се в е рн о м , но, не и м е я ог р а н и ч е н и й с се в е р а , з а н и м а е т в х о ­
л о д н ы й п е р и о д г о д а б о л ь ш у ю а к в а т о р и ю в А т л а н т и ч е с к о м сект о р е,
п р о с т и р а я с ь в ср е д н е м д о 54° ю. ш., а в о с т а л ь н ы х — ю ж н е е
(рис. 4 .9 ). В п е р и о д м а к с и м а л ь н о г о р а з в и т и я п л о щ а д ь л е д я н о г о
п о к р о в а о ц е н и в а е т с я в 18— 20 м лн. к м 2. М н о г о л е т н и е л ь д ы з д е с ь
в с т р е ч а ю т с я ю ж н е е 70° ю. ш. в м о р я х У э д д е л л а , Б е л л и н с г а у з е н а
и А м у н д с е н а . И з - з а о т с у тс т в и я м о щ н ы х м е р и д и о н а л ь н о г о н а п р а в ­
л е н и я п ерено со в о к е а н и ч е с к о го т е п л а в п о в е р х н о ст н ы х с л о я х
о к е а н а п р о с т р а н с т в е н н о е р а с п р е д е л е н и е л ь д а в э т о м су б р е ги о н е
в х о л о д н ы й п е р и о д г о д а б о л е е о д н о ро дн о, чем в с е в е р н о м . В т е п ­
л ы й ж е п е р и о д н е о д н о р о д н о с т ь р а с п р е д е л е н и я л ь д а з а в и с и т от
п р е о б л а д а ю щ и х течений.
102
И з - з а и зм е н ч и в о с т и п о т о к о в т е п л а и в л и я н и я в е т р а и течений,
о б ъ е м и п л о щ а д ь р а с п р о с т р а н е н и я л ь д о в м огу т м е н я т ь с я в д о ­
в о л ь н о зн а ч и т е л ь н ы х п р е д е л а х . Н а п р и м е р , а м п л и т у д а м е ж г о д о в ы х
колебаний полож ения кромки л ьд а в водах А нтарктики составляет
• з и м о й и л е т о м о к о л о 200 км. В С е в е р н о м Л е д о в и т о м о к е а н е и з-за
о г р а н и ч е н и я а р е а л а л ь д о в с ю га б е р е г а м и т а к и х б о л ь ш и х к о л е б а ­
н ий их п л о щ а д и не б ы в а е т . Л и ш ь в С е в е р о -Е в р о п е й с к о м б ас с е й н е
в о т д е л ь н ы е годы к р о м к а л ь д а на о т д е л ь н ы х у ч а с т к а х с м е щ а е т с я
н а сотни к и л о м е т р о в от своего с ре дн е го п о л о ж е н и я .
В с л е д с т в и е б о л ь ш о й р а с п р е с н е н н о с ти по ве р х н о ст н о го с л о я
С еверного Л едовитого океана, более суровых клим атических усло­
вий, с в я з а н н ы х с б о л е е в ы с о к и м ш и р о т н ы м п о л о ж е н и е м , и м а л о г о
к о л и ч е с т в а о с а д к о в зи м о й а р к т и ч е с к и й л е д им ее т к о н ж е л я ц и о н н у ю
п р и р о д у . И з м е н е н и е его т о л щ и н ы в п о л н е у д о в л е т в о р и т е л ь н о оп и ­
с ы в а е т с я у р а в н е н и я м и (1.22) и (4.9 ). В р а й о н а х с м и н и м а л ь н ы м
п р и т о к о м о к е а н и ч е с к о го т е п л а з а год о б р а з у е т с я л е д , т о л щ и н о й
д о 2,5 м. В основном т а к о й рост л ь д а о т м е ч а е т с я в в о д а х К а н а д ­
ского Арктического архипелага.
В ц е н т р а л ь н ы х р а й о н а х А р к т и к и е ж е г о д н ы й п р и р о ст л ь д а и з-за
в л и я н и я о к е а н и ч е с к о го т е п л а м ен ьш е, но и с т а и в а н и е в сл е д с т в и е
м а л о г о п р и т о к а л уч и с то й эн ер ги и обы чно не п р е в ы ш а е т 0,5— 1 м.
П о э т о м у л е д по л н о с т ью не т а е т и п о степенн о ф о р м и р у ю т с я м н о г о ­
л е т н и е л ьд ы , п р е д е л ь н а я т о л щ и н а к о т о р ы х за в и с и т от потоков
т е п л а и т о л щ и н ы сн е га на л ьду. О н а в ы р а ж а е т с я у р а в н е н и е м
( 1.22 ) д л я б ес с н еж н о г о л ь д а , е сл и в нем л е в у ю ч а с т ь п р и н я ть
р а в н о й нулю. П р и н а л и ч и и на л ь д у с л о я снега т о л щ и н о й Нс
и теплопроводностью А с предельная толщ ина л ьда уменьш ается.
В ы р а ж е н и е д л я ее о п р е д е л е н и я п о л у ч а е т с я при у с л о в и и н е п р е р ы в ­
н о с т и п о т о к а т е п л а н а г р а н и ц е л е д — снег и л ин ей н о с т и и зм е н ен и я
т е м п е р а т у р ы по т о л щ и н е л ь д а и снега, что у д о в л е т в о р я е т у сл о в и ю
с т а ц и о н а р н о с т и , т. е.
А л (0 — T ) j h — А С(Т — Т 0)/&с-
(4.Ю)
О т с ю д а т е м п е р а т у р а Т н а г р а н и ц е снег— л е д в ы р а ж а е т с я ч ерез
т е м п е р а т у р у Г 0 на по в е р х н о ст и снега
I
T = (T0 + BA„hc/ A ch ) / { \ + А лп с/ Л сь).
(4.11)
j
П о д с т а н о в к а пол у ч е н н о го в ы р а ж е н и я в у р а в н е н и е ( 1.2 2 ) при
I, н у л е в о й л е в о й ее ч асти и л и н ей н о м п р о ф и л е т е м п е р а т у р ы п р и в о д и т
к ф орм уле д ля определения предельной толщ ины льда
&п = л л ( е - т 0)/Ф0 (1 + А л&с/ л сй ).
(4 Л 2 )
Е с л и бы л е тн е го т а я н и я не б ы ло, то в ы ч и с л е н н а я по это й ф о р ­
м у л е п р е д е л ь н а я т о л щ и н а л ь д а в цен тр ал ьной - ч ас т и С евер ного
Л е д о в и т о г о о к е а н а с о с т а в и л а бы 8— 10 м. Т а я н и е с у щ еств ен н о
ум еньш ает м аксим альн о возм ож ную толщ ину льда, та к к а к при
н е к о т о р ы х б о л ь ш и х з н а ч е н и я х Й у м е н ь ш а ю щ и й с я зи м н и й п р и рост
л ь д а к о м п е н с и р у е т с я л е т н и м с т а и в а н и е м . Д л я о б о з н а ч е н и я та к о г о /г
в в о д и т с я п о н я т и е р а в н о в е с н о й т о л щ и н ы л ь д а Йр. Н а и б о л ь ш е е ее
103
з н а ч е н и е в С е в е р н о м Л е д о в и т о м о к е а н е о к о л о 5— 6 м и д о с т и ­
г а е т с я з а н е с к о л ь к о д е с я т к о в лет. Э то м о ж е т и м е ть м есто т о л ь к о
в антициклоническом круговороте аляскинского сектора А рктики,
где л ь д ы м огут д е с я т и л е т и я м и н а х о д и т ь с я в о д н и х и тех ж е к л и 90
Рис. 4.9. Граница распространения морских льдов и схема движения их и айсбер­
гов [3].
1 —
г р а н и ц а
ч и с л е н н а я
7 —
2 ,0 — 3 ,0 ;
д р е й ф
м а к с и м а л ь н о г о ,
с к о р о с т ь
8 —
а й с б е р г а
д р е й ф а
> 3 ,0 ;
с
17
л ь д а ;
2 — к р о м к а ш ел ь ф о в о го л ьд а ; 5—
3 — д о 0 ,5 ; 4 ~ 0 , 5 — 1 ,0; 5 — 1 ,0 — 1,5; 6 ~
10— н а б л ю д е н н а я
с к о р о с т ь ;
И — н аб л ю
н о я б р я
1953 г.;
12 — н а п р а в л е н и е п о в е р х н
р а с п р о с т р а н е н и я
5 —
в ы ­
л ь д а
(м и л я /с у т ):
1 ,5 — 2 ,0 ;
9 — д р е й ф
а й с б е р г о в ;
д е н н ы й
я н в а р я
1951
г.
п о
27
о с т н о г о
т е ч е н и я .
матических условиях. Л ьды , д виж у щ иеся в трансполярном потоке
и п р о х о д я щ и е ч ер е з весь С е в е р н ы й Л е д о в и т ы й о к е а н з а 4— 5 л е т ,
не у с п е в а ю т д о ст и ч ь р а в н о в е с н о й т о л щ и н ы , и т о л щ и н а м н о г о л е т ­
них л ь д о в п о э то м у не п р е в ы ш а е т 4— 5 м.
В п р и б р е ж н о й зо н е А н т а р к т и д ы т о л щ и н а о д н о л е т н е го л ь д а
к о н ж е л я ц и о н н о г о п р о и с х о ж д е н и я 1,5— 2 м. В с л е д с т в и е о с о б е н н о ­
стей д р е й ф а л ь д ы в А н т а р к т и к е р е д к о б ы в а ю т м н о г о л е тн и м и и н е
106
д о с т и г а ю т р а в н о в е с н о й т о л щ и н ы , В о сновн ом они о б р а з у ю т с я из
м н о г о л е т н е го п р и п а я , который- в г л у б о к и х з а л и в а х м о ж е т не в з л а ­
м ы в а т ь с я в те ч е н и е н е с к о л ь к и х лет. Т о л щ и н а т а к о г о п р и п а я 10 м.
Х а р а к т е р н о й о с обе н н о с тью Ю ж н о г о о к е а н а я в л я е т с я с у щ е с т в о ­
в а н и е ш е л ь ф о в ы х л ь д о в , п л о щ а д ь ю б о л е е 1,5 м лн. к м 2 и о б ъ е м о м
<370 тыс. км 3 [3]. Э то л е д о с а д о ч н о г о п р о и с х о ж д е н и я , м а т е р и к о в ы й
к р а й к о т о рого я в л я е т с я п р о д о л ж е н и е м л е д н и к о в о г о п о к р о в а суши.
О н п ол н остью л е ж и т на грунте. Н е к о т о р а я его ч а с т ь н а х о д и т с я
н а плаву, опираясь на грунт только в район ах мелководий
и остро во в (рис. 4 .1 0 ). С р е д н я я т о л щ и н а ш ел ь ф о в о г о л ь д а 430 м,
а в ы с о т а н а д у р о в н е м м о р я к о л е б л е т с я от 10 до 50 м. В м ор исто й
Рис. 4.10. Профиль шельфового льда Лазарева [3].
ч а с т и т о л щ и н а ш е л ь ф о в о г о л ь д а в р е з у л ь т а т е т а я н и я постепенно
у м е н ь ш а е т с я д о 150— 250 м.
О сновн ая часть ш ельфового л ьда р асп о л о ж ен а в пределах
а т л а н т и к о - т и х о о к е а н с к о г о с е к т о р а А н т а р к т и д ы , з а н и м а я 60 %
д л и н ы б ер его в о й полосы . З д е с ь в м о р я х У э д д е л л а и Р о с с а он з а н и ­
м а е т о г р о м н ы е п л о щ а д и , п р о с т и р а я с ь по м е р и д и а н у н а сотни
к и л о м е т р о в . В м о р е Р о с с а н а и б о л ь ш а я его п р о т я ж е н н о с т ь с юга
н а север 830 км. В основн ом ж е ш е л ь ф о в ы й л е д п р о с т и р а е т с я .о т
■берега н а р а с с т о я н и е в н е с к о л ь к о д е с я т к о в к и л о м ет р о в .
М о р и с т а я о к р а и н а ш е л ь ф о в о г о л ь д а п о д д ей с тви е м в о сновном
д ли нны х волн постоянно о блам ы вается, приводя к образован ию
айс б е р го в . П о с л е д н и е о б р а з у ю т с я т а к ж е в р е з у л ь т а т е о т к а л ы в а ­
н и я ч ас т е й м а т е р и к о в ы х л е д н и к о в , с п у с к а ю щ и х с я к о кеан у . Р а з ­
м е р ы а й с б е р го в в а р ь и р у ю т в б о л ь ш и х п р е д е л а х : от о б л о м к о в , д л и ­
ной в сотни м етр ов , д о г и г а н т с к и х , д л и н о й б о л е е 100 км. Н а б л ю ­
д а л с я , н а п р и м е р , а й с б е р г п л о щ а д ь ю о к о л о 7000 к м 2, но п р и м ер н о
80 % н а б л ю д а в ш и х с я а й с б е р го в и м е л и д л и н у н е с к о л ь к о б о л ь ш е
300 м [3].
Ч и с л о а й с б ер го в н а е д и н и ц у п л о щ а д и б ы ст р о у б ы в а е т по м ер е
у д а л е н и я от б ер е г а . Е с л и в к в а д р а т е с р а с с т о я н и е м по ш и р о т е
в 1° и по д о л г о т е в 1,5° у б е р е г а м о ж е т в с т р е т и т ь с я з а 10 л е т до
400 а й с б е р го в , то на 60° ю. ш. на т а к у ю ж е п л о щ а д ь в ср ед н е м
п р и х о д и т с я о к о л о 10 айсб ерго в.
Р а с п р е д е л е н и е а й с б ер го в по а к в а т о р и и р е г и о н а з а в и с и т в п е р ­
в у ю о ч ер е д ь от о б л а с т и их ф о р м и р о в а н и я , з а т е м от особен ностей
д р е й ф а и, н а к о н е ц , от их р а з м е р о в . О с н о в н а я м а с с а а й с б е р го в т а е т
в те ч ен и е 3— 5 лет. П о э т о м у они не з а х о д я т с е в е р н е е 40е ю. ш. Н о
107
в о т д е л ь н ы х с л у ч а я х очен ь кр у п н ы е а й с б е р ги м о гут з а й т и в т р о ­
пи чески е ш ироты .
В се в е р н о м п о л я р н о м суб р е ги о н е м а т е р и к о в ы е л ь д ы в в и д е
а й с б е р го в в с т р е ч а ю т с я г о р а з д о р е ж е .
О с н о в н ы е ф а к т о р ы , в ы з ы в а ю щ и е д р е й ф л ь д а в северн о м
и ю ж н о м п о л я р н ы х су б р е г и о н а х , в пр и н ц и п е одни и те ж е. Этов етер и течение. Н а д в и ж е н и е спл о ч ен ного л ь д а д о п о л н и т е л ь н о
влияет передача импульса м еж д у льдинам и и практически полное
о тсу тств ие их с ж и м а е м о с т и . Н о р м а л ь н ы е н а п р я ж е н и я во л ь д у ч ас т о
учиты ваю тся введением в уравнение дви ж ен и я гради ента д а в л е ­
н ия Р сж, у м н о ж е н н о г о н а х-ф ун кц и ю , р а в н у ю 1 при с ж а т и и л ь д а
и 0 во всех о с т а л ь н ы х с л у ч а я х . Э то у с л о в и е о г р а н и ч и в а е т м а с с у
л ь д а на е ди ниц у п л о щ а д и при кон в ер ген ц и и , что сильно в л и я е т
н а с к ор ость и н а п р а в л е н и е д в и ж е н и я л ь д а . В у ч е б н и к е « Д и н а м и к а
о к е а н а » п о л у ч е н ы в ы р а ж е н и я с о с т а в л я ю щ и х скоростей д р е й ф а
л ь д а мл и ил в се в е р н о м п о л у ш а р и и в с л у ч а е п о с т о я н н ы х по в е р т и ­
к а л и к о э ф ф и ц и е н т о в т у р б у л е н т н о г о о б м е н а и м п у л ь с о м в в о зд у х е k a
и в во д е k. Д о п о л н и т е л ь н ы й уч ет г р а д и е н т а у р о в н я о к е а н а £
и э ф ф е к т а с ж а т и я Р Ст в в о д и т в них д в а н о в ы х ч л е н а. В р е з у л ь т а т е
уравнение движ ени я льда, записанное ради краткости в ком плекс­
ной ф орм е, им ее т вид
' VkS j +
k 6V 2v K — (a l + b2) |~v K — ■g
+ iL(^
l ^
+
- S
^
v"f4 = 0'
(4ЛЗ)
где P a — а т м о с ф е р н о е д а в л е н и е ;
vK= ил+
iv*,
Vk =
д/дх
+
i dj dy\
& l.= P a V ® z & a /(P ^);
&2.= (Рлй)- , (р^®г£а + рУс»г£); a = 2coz+
b2.
В з а и м о с в я з ь м е ж д у к о н ц е н т р а ц и ей л ь д а N и д р е й ф о м о п р е ­
деляется уравнением
dNfdt = - d i v ( N v J -
(1 -
N ) Ф р/(L Kp ^ ) ,
(4.14)
где Ф р — п о то к т е п л а , п о с т у п а ю щ и й на е ди ниц у п л о щ а д и р а з в о д ь я . .
В с л у ч а е с п л о ш н ого л ь д а ( N = 1 ) и ко н в е р ге н ц и и р е з к о в о з р а с ­
т а е т в к л а д членов, в к о т о р ы е в х о д я т Р ст и ke. К о э ф ф и ц и е н т k§
у в е л и ч и в а е т с я с р о стом N. П о э т о м у н а д р е й ф спл о ч ен но го л ь д а
в л и я ю т б о к о в ы е г р а н и ч н ы е у с л о ви я .
В С е в е р н о м Л е д о в и т о м о к е а н е л ь д ы в п е р и о д их н а и б о л ь ш е г о
развития получают возмож ность выноситься лиш ь в Атлантический
оке ан . Э т о м у б л а г о п р и я т с т в у е т г р а д и е н т н о е те ч е н и е п о в е р х н о ст н ы х
вод, в ы р а ж е н н о е в у р а в н е н и и (4.13) н а к л о н о м у р о в н я . О ц е н к и
п о к а з ы в а ю т , что в к л а д течен и й в ср е д н и й з а год д р е й ф л ь д а п р е ­
в ы ш а е т 50 %.
108
Д в и ж е н и е в о з д у х а в сто р о н у А т л а н т и ч е с к о г о о к е а н а в д о л ь с е ­
в е р о -з а п а д н о й п е р и ф е р и и л о ж б и н ы и с л а н д с к о г о м и н и м у м а т а к ж е
с пос о б с тву е т вы н о с у л ь д о в из С е ве р н о г о Л е д о в и т о г о о к е а н а .
Антициклонический круговорот льдов в районе К анадской котло­
вины т а к ж е о б у с л о в л е н сов м е с тн ы м в л и я н и е м ц и р к у л я ц и и п о в е р х ­
но стны х в о д и в етром . Н е со м н е н н о , з д е с ь п р о я в л я е т с я в л и я н и е
гр а н и ч н о г о у с л о в и я в в и д е Г р е н л а н д и и и К а н а д с к о г о А р к т и ч е с к о г о
а р х и п е л а г а , п р е п я т с т в у ю щ и х стоку л ь д о в и с о з д а ю щ е г о д о п о л н и ­
т е л ь н ы й их п о д т о к в а н т и ц и к л о н и ч е с к и й к р у г о в о р о т (см. рис. 4.8 ).
П о т о к л ь д о в ч ер е з Б е р и н г о в п р о л и в в с л е д с т в и е его узо с т и н е ­
зн а ч и т е л ь н ы й .
О со бен н о сти д р е й ф а л ь д а п р и в о д я т к п о в ы ш е н и ю их с п л о ч е н ­
ности в о п р е д е л е н н ы х р а й о н а х о к е а н а . П р и это м у м е н ь ш а е т с я
б о к о в о е с т а и в а н и е , что в и д н о из у р а в н е н и я (4.1 4), и о б щ е е и з м е ­
нение N . В р е з у л ь т а т е в р а й о н а х ко н в е р ге н ц и и л ь д ы т а ю т м е д л е н ­
нее и зоны их п о вы ш ен н о й с п л о ч ен н ости н а з ы в а ю т с я л е д я н ы м и
массивами.
О собен н ости ц и р к у л я ц и и л ь д о в и б о л е е с у р о в ы е к л и м а т и ч е ­
ские у с л о в и я п р и в о д я т к том у , что а б с о л ю т н ы й м а к с и м у м м н о г о ­
л е тн и х л ь д о в н а х о д и т с я не у по л ю с а, а в р ай о н е, при легаю щ ем *
к К а н а д с к о м у А р к т и ч е с к о м у а р х и п е л а г у и м о р ю Б о ф о р т а . Э то
р а й о н К а н а д с к о г о о к е а н и ч е с к о го л е д я н о г о м а с с и в а . В ы д е л я ю т с я
т а к ж е П р и а т л а н т и ч е с к и й о к е а н и ч е с к и й л е д я н о й м ас с и в, в к о тор ом
пр о ц е н т с о д е р ж а н и я м н о г о л е тн и х л ь д о в и их т о л щ и н а н е с к о л ь к о
м еньш е, чем в п ерв ом . Р а з д е л м е ж д у эт и м и м а с с и в а м и п р о х о д и т
н а д х р е б т о м Л о м о н о с о в а . В с л е д с т в и е д и в е р г е н ц и и д р е й ф а зд е с ь
зим о й ф о р м и р у е т с я зо н а п о в ы ш е н н о й т р е щ и н о в а т о с т и л е д я н о г о
п о к р о в а , а л е т о м — зо н а о б ш и р н ы х р а зв о д и й .
О т р о ги П р и а т л а н т и ч е с к о г о м а с с и в а л ь д а в ы д е л я ю т с я в с а м о ­
стоятельны е массивы: Ш пицбергенский, К арски й и Таймы рский,
а о т р о г а м и К а н а д с к о г о я в л я ю т с я А йо н ский и Ч у к о т с к и й л е д я н ы е
м а с с и в ы (см. рис. 4 .8 ).
О с н о в н а я м а с с а м о р с ко го а н т а р к т и ч е с к о г о л ь д а , к а к и а р к т и ­
ческого, д р е й ф у е т . В н е п о ср ед ств е н н о й б л и зо с ти от м а т е р и к а
он д в и ж е т с я под д а в л е н и е м стоко вого в е т р а п р е и м у щ е с т в е н н о на
з а п а д , о т к л о н я я с ь к с е в е р у у в ы с ту п о в б ер е го во й ч ерты . П о э т о м у
д л я при бреж ны х районов в теплый период года х ар актер н о сущ е­
с т в о в ан и е зо н ы чистой в о д ы ил и р а з р е ж е н н ы х л ьд о в, з а ко т о р ы м и
с л е д у е т п о л о с а б о л е е спл о ч ен н ы х л ьд о в. Х а р а к т е р д р е й ф а л ь д а
в п р и б р е ж н о й п о л о с е п р и в о д и т к том у , что м о р я п е р е д « н а в е т р е н ­
н ы м и » в ы с т у п а м и б ер е го во й п о л о с ы з а п о л н я ю т с я д р е й ф у ю щ и м и
л ь д а м и . Х а р а к т е р н ы м и в это м о тнош ен ии я в л я ю т с я м о р я У э д д е л л а
и Р о с с а . П е р в о е з а б и в а е т с я л ь д о м , а вто рое, н а о б о р о т, о ч и щ а е т с я
от него. У « п о д в е тр е н н ы х » б ер е гов и у ч а с т к о в ш е л ь ф о в о г о л ь д а
с у щ е с т в у ю т с т а ц и о н а р н ы е п о л ы ньи. И з - з а у сто й чи во сти ст о к о в о г о
в е т р а эт о т тип д р е й ф а о к а з ы в а е т с я у ст о й ч и в ы м с б о л ь ш и м и с к о ­
р о ст ям и , д о х о д я щ и м и в А т л а н т и ч е с к о м с е к т о р е о к е а н а до 7—
8 км /сут. З и м о й и з-за у в е л и ч е н и я с п л оч ен н о сти л ь д а с к о ро сть его
д в и ж е н и я с и л ьн о у м е н ь ш а е т с я .
109
С е в е р н е е п р и б р е ж н о й по л о с ы п р е о б л а д а ю щ и м с т а н о в и т с я д в и ­
ж е н и е л ь д о в в восточно м н а п р а в л е н и и , к у д а они п е р е н о с я т с я т е ч е ­
н и е м . З д е с ь они д в и ж у т с я со с к о р о ст ью п о в е р х н о ст н ы х слоев во д ы
1— 2 км /сут. Х а р а к т е р н ы м - д л я д р е й ф а л ь д а зд е сь я в л я е т с я о т с у т ­
ств и е т в е р д ы х г р а н и ц с с е в е р а , к о т о р ы е бы п р е п я т с т в о в а л и у ходу
л ь д а в у м е р е н н ы е ш и ро т ы . П о э т о м у в ц е л о м сп л о ч ен н о с т ь а н т а р ­
к т и ч е с к и х л ь д о в о к а з ы в а е т с я м ен ьш е, чем а р кт и ч ес ки х . О ни т а к ж е
м е н е е вс т ор ош е н н ы е.
О т д р е й ф о в а в ш и е на север л ь д ы ч ас т о не м огут в е р н у т ь с я
в б о л е е ю ж н ы е р а й о н ы , т а к к а к у ч а с т к и о т кр ы т о й во д ы о к а з ы ­
в а ю т с я з а т я н у т ы м и м о л о д ы м л ьд о м . П о э т о м у з а п р е д е л а м и п р и ­
б р е ж н о й зоны , где Может о б р а з о в ы в а т ь с я в од но-снего вой л ед,
с р е д н я я т о л щ и н а л ь д а о к а з ы в а е т с я п о н и ж ен н ой .
Н а г р а н и ц е з а п а д н о г о и восто чного п ер еносо в л ь д а в о з н и к а ю т
л о к а л ь н ы е ц и р к у л я ц и и с з о н а м и сгущ ен и й и р а з р е ж е н и й л ь д а .
В о о б щ е х а р а к т е р н о й о собен н остью с о с то я н и я л ь д а в этом регионе
я в л я е т с я н а л и ч и е в нем б о л ь ш о г о ко л и ч е с т в а полы ней, д а ж е в х о ­
л о д н ы й п е р и о д года. Н е к о т о р ы е из них б ы в а ю т п л о щ а д ь ю бо лее
100 тыс. к м 2. Н а п р и м е р , по д а н н ы м н а б л ю д е н и й со с п у т н и к а о б щ а я
п л о щ а д ь п о л ы н е й в н о я б р е 1969 г. с о с т а в и л а о к о л о 1 м лн. к м 2.
Н а л и ч и е у ч а с т к о в о т кр ы т о й в о д ы с п о со б ству ет б ы с т р о м у т а я ­
ни ю л ь д а в т е п л ы й п е р и о д го да . П р е о б л а д а ю щ а я д и в е р г е н ц и я
л ь д о в и и н те н си вн ое т а я н и е и з-за б о л е е ю ж н о г о п о л о ж е н и я п р и ­
в о д я т к то м у, что в ю ж н о м п о л я р н о м су б р еги о н е м ен ьш е, чем
в северном , ско п ле н и й л ь д а , о тн о с и м ы х к к а т е г о р и и м ассивов.
Здесь вы деляю тся три стационарны х л едяны х массива: А тлан ти­
ч еский в м о р е У э д д е л л а , Т и х о о к е а н с к и й — в ц е н т р а л ь н о й ч асти
эт о го с е к т о р а и Б а л л е н и й с к и й .
Д в и ж е н и е а й с б е р го в в о сновном о п р е д е л я е т с я теч е н и е м и з-за
б о л ь ш о й т о л щ и н ы п од во дн ой ч асти, д о с т и г а ю щ е й 100— 200 м. П о ­
э т о м у они м огу т д в и г а т ь с я со ско ро стью , о т л и ч а ю щ е й с я от с к о р о ­
сти д р е й ф а м о р с к и х л ь д о в к а к по в е л ич ине, т а к и по н а п р а в л е н и ю .
В а н т а р к т и ч е с к и х в о д а х ай с б е р ги под в л и я н и е м п р и б р е ж н о г о т е ч е ­
н и я п е р в о н а ч а л ь н о п е р е м е щ а ю т с я на з а п а д , о т к л о н я я с ь постепенно
к северу. З а т е м они п е р е с е к а ю т а н т а р к т и ч е с к у ю д и в е р г е н ц и ю
и д в и ж е н и е их с т а н о в и т с я северо -в осточ н ы м . О ни в ы н о с я т с я в у м е ­
р е н н ы е ш и р о т ы и таю т.
ШЕЛЬФОВЫЙ РЕГИОН
5.1. Р А С П Р О С Т Р А Н Е Н И Е И Х А Р А К Т Е Р И С Т И К А Ш Е Л Ь Ф А
Х а р а к т е р н о й ос об е н н о ст ью ш е л ь ф а д н а М и р о в о г о о к е а н а
я в л я е т с я н а л и ч и е о к а й м л я ю щ е й ко н ти н е н т ы м е л к о в о д н о й м а т е р и ­
ковой о т м ел и б о л ь ш е й и л и м е н ь ш е й ш и ри н ы . З а ней н а ч и н а е т с я
м а т е р и к о в ы й склон, в ы д е л я ю щ и й с я х о р о ш о з а м е т н ы м у к л о н о м ,
с о с т а в л я ю щ и м в с р е д н е м 4°. П е р в о н а ч а л ь н о сч и та л о с ь, что мате­
р и к о в а я отмель п р е д с т а в л я е т собой п л о с к у ю с л а б о н а к л о н е н н у ю
r стор ону от б е р е г а р а в н и н у , что и п о с л у ж и л о о с н о в а н и е м д л я н а ­
звания «ш ельф» (полк а).
И н т е н с и в н ы е и з ы с к а н и я р е су р с о в о к е а н а в ш е л ь ф о в о й зо н е
и с в я з а н н ы е с э т и м о к е а н о л о г и ч е с к и е и с с л е д о в а н и я п о зв о л и л и
то чн ее о п р е д е л и т ь ее р е л ь е ф , г р а н и ц ы и х а р а к т е р н ы е д л я нее
о к е а н о л о г и ч е с к и е процессы!
В н а с т о я щ е е в р е м я у с т а н о в л ен о , что м а т е р и к о в ы е о т м е л ь
и с к л о н и м е ю т чисто м а т е р и к о в ы й тип зе м н о й к о р ы и ч ас т ь ю
о к е а н а с ч и т а ю т с я л и ш ь потом у, что п о к р ы т ы водой. Г е о л о г и ч ес к о е
с т р о ен и е ш е л ь ф а о к а з а л о с ь т а к и м ж е , к а к и п р и л е г а ю щ и х
к океану материков. Д а и сами ф ормы р ел ьеф а оказал и сь сход­
ными. Г е о л о г и ч е с к и е и с с л е д о в а н и я п о к а з а л и , что в п е р и о д о л е д е ­
н ен ия и п о н и ж е н и я у р о в н я о к е а н а о б ш и р н ы е п р о с т р а н с т в а ш е л ь ф а
не б ы ли п о к р ы ты водой.
П о эт о м у , н е с м о т р я на н и в е л и р у ю щ е е д е й с т в и е в о д ы и д о н н ы х
ос а д к о в , п р е д с т а в л е н и е о р е л ь е ф е ш е л ь ф а м о ж н о п о л у ч и т ь по
р е л ь е ф у п р и м о р с к и х р а й о н о в суши. Р е л ь е ф ш е л ь ф а с у щ ес т в е н н о
н е од н о род ен , но т е м не м енее д о б ровки, о т д е л я ю щ е й его от м а ­
т е р и к о в о г о с к л о н а , в нем б о л е е и л и м е н ее о т ч е т л и в о п р о с л е ж и ­
в а ю т с я о б щ и е ч ер т ы (рис. 5.1). К р а й ш е л ь ф а , т. е. б р о в к а ,
х а р а к т е р и з у е т с я у в е л и ч е н и е м . у к л о н о в д н а , к о т о р о е и м е е т место
на р а з н ы х г л у б и н а х от н е с к о л ь к и х сотен м е т р о в до к и л о м е т р а .
Н апри м ер, ш ельф у А тлантического побереж ья К ан ад ы прости­
р а е т с я д о гл у б и н ы б о л е е 0,5 км -, а в О х о т с к о м м о р е — до е щ е б о л ь ­
ш и х глуби н, п о э то м у не в с е г д а т е р м и н « м а т е р и к о в а я о т м ел ь »
у д обен д л я и с п о л ь з о в а н и я . П р е д п о ч т е н и е с л е д у е т о т д а т ь т е р м и н у
« ш ел ь ф » .
Р а з л и ч и я в ш и р и н е ш е л ь ф а д о б р о в к и пр и б о л ь ш и х з а п а с а х
в этой -зоне р а з н ы х р е с ур с ов з а с т а в и л и г о с у д а р с т в а на у р о в н е
111
О О Н б о л е е ф о р м а л ь н о о п р е д е л и т ь г р а н и ц у ш е л ь ф а . П р и н я т о ее
проводить' по и з о б а т е 200 м. П р и т а к о м о п р е д е л е н и и ш и р и н а
ш е л ь ф а м е н я е т с я п р а к т и ч е с к и от н у л я д о 1,5 тыс. км, с о с т а в л я я
в с р е д н е м 78 км. О н з а н и м а е т 7,5 % о б щ е й п л о щ а д и М и р о в о г о
океана.
Н аи более обширны ш ельф ы в Северном Л едовитом океане
у берегов А зии и в К а н а д с к о м А р к т и ч е с к о м а р х и п е л а г е , в А т л а н ­
т и ч е с к о м о к е а н е у б ере го в Е в р о п ы и в Т и хом о к е а н е в р а й о н е И н д о ­
н е зи й с к и х о стровов. З д е с ь о ни п р о с т и р а ю т с я б о л е е чем н а 1000 км
(см. рис. 2 . 1 ).
Рис. 5.1. Схематическое поло­
жение шельфа.
П о г е о л о ги ч е ск о м у стр оен и ю в се к о н т и н е н т а л ь н ы е ш е л ь ф ы д е ­
л я т с я на с л о ж е н н ы е о с а д о ч н ы м и п о р о д а м и ил и с ф о р м и р о в а н н ы е
из о с н о вн ы х к о н т и н е н т а л ь н ы х и м а г м а т и ч е с к и х пород. В з а в и с и м о ­
сти от пр оц ессо в, к о т о р ы м п о д в е р г а л с я ш е л ь ф , с ф о р м и р о в а л с я его
р е л ь е ф , в л и я ю щ и й н а м ногие о к е а н о л о г и ч е с к и е ч ер ты региона.
Ч а с т о о т л о ж е н и ю н ан о сов в ш е л ь ф о в о й зо н е сп о с о б с тв у е т п о д ­
н я т и е в р а й о н е м а т е р и к о в о г о с к л о н а т е кто н и ч еской , р и ф о в о й или
д р у г о й п р и р о д ы . В д а л ь н е й ш е м о с а д о ч н ы е п о р о д ы м о г у т б ы ть
д е ф о р м и р о в а н ы л е д н и к а м и ил и во л н е н и е м . Х а р а к т е р и с т и к а о с н о в ­
ны х типов ш е л ь ф о в п р и в е д е н а в О к е а н о г р а ф и ч е с к о й э н ц и к л о п е ­
д и и [ 2 6 ] .. Е с л и ш е л ь ф о г р а н и ч е н с м ори с т о го к р а я те к т о н и ч е ск и м
п о д н я т и е м в в и д е с к а л и с т ы х б ан о к, то, он м о ж е т б ы ть у зк и м .
Б а н к и и г р а ю т р о л ь п л оти н ы , п р е п я т с т в у ю щ е й вы н о с у о с а д к о в
з а ее п р е д е л ы . Н а м о р и стом к р а е т а к о г о ш е л ь ф а м огут б ы ть сбросы
и о ползн и. Г е о ф и зи ч е с к и е и с с л е д о в а н и я п о к а з а л и , что т а к о й тип
ш е л ь ф а в о з н и к в р е з у л ь т а т е п о д в и ж е к зе м н о й кор ы . Н а и б о л е е
р а с п р о с т р а н е н э т о т тип ш е л ь ф а на з а п а д н о м п о б е р е ж ь е А м ерик и.
В тропических м орях встречаю тся мелководья с многочислен­
ными коралловы м и рифами, т а к ж е зад ер ж и ваю щ и м и осадки. Х а ­
р а к т е р н ы м п р и м ер о м т а к о г о т и п а м о ж е т с л у ж и т ь ш е л ь ф в п р е д е ­
л а х б а р ь е р н о г о р и ф а у б ере гов А в с т р а л и и . Р и ф ы м о г у т б ы ть и н е ­
о р г а н и ч е с к о г о п р о и с х о ж д е н и я , но их в л и я н и е н а д в и ж е н и е о с а д к о в
такое же, к а к и коралловы х.
В С е в е р н о м Л е д о в и т о м о к е а н е у б ер е гов С и б и р и и А л я с к и
н а х о д я т с я очень о б ш и р н ы е и с а м ы е р о в н ы е ш е л ь ф ы . Л е д н и к в п е ­
ри о д о л е д ен ен и й в э т у ч а с т ь о к е а н а не р а с п р о с т р а н я л с я , по э то м у
д н о не п е р е п а х а н о и нет м о р е н н ы х о т л о ж е н и й . М о ж н о п о л а г а т ь ,
что д л и т е л ь н о е р а в н о м е р н о е по п л о щ а д и в ы п а д е н и е о с а д к о в и с л а ­
112
бое т ечени е с п о с о б с т в о в а л и ф о р м и р о в а н и ю од н о р о д н о го р е л ь е ф а .
Э то т тип ш е л ь ф а р а с п р о с т р а н е н д о в о л ь н о ш и р о к о в А т л а н т и ч е ­
с ко м о к е а н е у в о ст о ч н ы х б ере гов Ю ж н о й А м ер и к и , в И н д и й с к о м
о к е а н е и у а з и а т с к о г о б е р е г а Т и х о го о к е а н а .
Специфический х ар актер ш ельф а отмечается у А нтарктиды.
Т а м в с в я зи с н а г р у з к о й м а т е р и к о в о г о л ь д а и м е е т м есто н а к л о н
д н а не к б р о в к е , а н а о б о р о т, к м а т е р и к у . У к л о н н е б о л ь ш о й ,
об ы чн о не п р е в ы ш а ю щ и й 1°.
'
Больш ое влияние на рельеф щ ельф а о казал и ледники в пе­
р и о д ы о л еден ен и й . Д в и г а я с ь , они м е с т а м и в с п а х и в а л и дно, о с т а в ­
л я я п р о п а х а н н ы е т р о ги и г л у б о к о в о д н ы е в п а д и н ы , а при о т с т у п л е ­
нии о с т а в л я л и м орены . П о э т о м у р е л ь е ф э т и х ш е л ь ф о в о л е д е н ен и й
в е с ьм а п ересечен н ы й . Н а и б о л е е о б ш и р н ы ш е л ь ф ы этого т и п а
в районе К анадского А рктического архи п елага и у северных бере­
гов Е в р о п ы в А т л а н т и ч е с к о м и С ев е р н о м Л е д о в и т о м о к е а н а х .
Н а х ар актер рельеф а ш ел ьф а о казы ваю т влияние сильные тече­
ния, а в м е л к о в о д н ы х ч а с т я х и в ол ны . Т е ч е н и я п е р е р а с п р е д е л я ю т
о с а д к и и на н е к о т о р ы х у ч а с т к а х д н а не п о з в о л я ю т им а к к у м у л и ­
р о в а т ь с я . Н а д н е м о ж е т о б р а з о в ы в а т ь с я с п е ц и ф и ч е с к а я р я б ь,
ин о гд а б о л ь ш и х р а з м е р о в , у к а з ы в а ю щ а я на с и л ь н ы е п р и д о н н ы е
течени я. Т а к о г о х а р а к т е р а ш е л ь ф в с т р е ч а е т с я во м но гих п р и б р е ж ­
ны х р а й о н а х М и р о в о г о о к е а н а .
Д о г л у б и н ы 10— 20 м на р а з м е р ч а с т и ц о с а д к о в в л и я е т в о л н е ­
ние, у м е н ь ш а я их по м е р е у д а л е н и я - от п о б е р е ж ь я . Д а л е е
к а к о й -л и б о пр осто й з а к о н о м е р н о с т и в р а с п р е д е л е н и и о с а д к о в по
р а з м е р а м не н а б л ю д а е т с я . В е р х н и е сл о и г р у н т а б о л ь ш и н с т в а
ш е л ь ф о в с о с т о я т из к р у п н о зе р н и с т ы х песков, с о д е р ж а щ и х биты е
ракови ны м оллю сков, которые обитали на м ал ы х глубинах. Более
т о н к о з е р н и с т ы е о с а д к и т и п а гл ин ч а щ е п е р е н о с я т с я ч ер е з ш е л ь ф
и оседаю т в более глубоких и спокойных в динам ическом отнош е­
нии р а й о н а х .
5.2. О С О Б Е Н Н О С Т И Ц И Р К У Л Я Ц И И В О Д
С у щ е с т в о в а н и е п р е п я т с т в и я д в и ж е н и ю во д ы в в и д е б е р е г а
и п о степ ен н ое у м е н ь ш е н и е г л у б и н ы по н а п р а в л е н и ю к н е м у с у щ е ­
с твен но и з м е н я ю т з а к о н о м е р н о с т и ц и р к у л я ц и и вод ы , к о т о р ы е х а ­
р а к т е р н ы д л я о т кр ы т о г о о к е а н а . З а д а ч и п р а к т и к у с в я з а н н ы е
с судо х о д с т в о м , с т р о и т е л ь с т в о м р а з л и ч н ы х с о о р у ж е н и й в п р и б р е ж ­
ной зо н е о к е а н а п р и в л е к л и д а в н о в н и м а н и е к о с о б е н н о с т ям т е ч е ­
ний на ш ел ь ф е . С с а м о г о з а р о ж д е н и я т е о р и и в е т р о в ы х течени й
в н а ч а л е XX в. Э к м а н п р е д п р и н я л п о п ы тк у о б ъ я с н и т ь в л и я н и е н а
них б ер е га . О но п р е ж д е всего п р о я в л я е т с я в и зм е н ен и и у р о в н я
о к е а н а £ в р е з у л ь т а т е сго н н о -н а го н н ы х проц ессов. В р е з у л ь т а т е
в о з н и к а е т г о р и з о н т а л ь н ы й г р а д и е н т д а в л е н и я Р г, в л и я ю щ и й на
н а п р а в л е н и е и с к о р о с т ь течени я.
В н а и б о л е е п р о ст о м в и д е о сновн о е в л и я н и е б е р е г а н а т е ч е н и я
рассмотрено Э км аном на б азе стационарного одномерного у р а в ­
8
Заказ № 427
ЦЗ
нен ия д в и ж е н и я д л я м о р я глубиной. Я , р е ш е н и е кот о р о го в к о м ­
п а к тн о м к о м п л е к с н о м в и д е при п о ст о я н н о м к о э ф ф и ц и е н т е в е р ­
т и к а л ь н о й т у р б у л е н т н о с т и k и м е е т вид в ы р а ж е н и я (3 .11).
Е с л и бы б ы л и зв естен н а к л о н у р о в н я , то' з н а я н а п р я ж е н и е т р е ­
ния, с о з д а в а е м о е в е т р о м , м о ж н о б ы л о бы о п р е д е л и т ь с о с т а в л я ю ­
щ ие ск о р о с т и течения.
Э к м а н п р о в е л к а ч е с тв е н н ы й а н а л и з п р и б р е ж н о г о т е ч е н и я без
ко л и ч е с т в ен н ы х оценок, с ч и та я , что при н а г о н е у р о в е н ь м о р я
п л а в н о п о в ы ш а е т с я по н а п р а в л е н и ю к берегу, а при сгоне — п о н и ­
жается.
П е р в о е с л а г а е м о е в ы р а ж е н и я (3 .11 ) о п р е д е л я е т , к а к известно,
д р е й ф о в у ю с о с т а в л я ю щ у ю т ечени я, а вт о р о е — гр а д и ен т н у ю . З а
п р е д е л а м и в е р хн е го э к м а н о в с к о г о с л о я т о л щ и н о й h в к л а д д р е й ­
ф ового течен и я в с у м м а р н о е о к а з ы в а е т с я м а л ы м , и п о с л е д н е е
о п р е д е л я е т с я в о сновн ом вт о р ы м с л а г а е м ы м в ы р а ж е н и я (3.11),
т. е. г р а д и е н т н о й с о с т а в л я ю щ е й . Н а по в е р х н о ст и о н а д о с т и г а е т
н а и б о л ь ш е г о з н а ч е н и я и с гл уби н ой у б ы в а е т до н у л я на дне.
В п р и гл у б о й ш е л ь ф о в о й зо н е ( Я > / г ) г р а д и е н т н о е те ч е н и е у п о ­
в ерхно сти о к е а н а н а п р а в л е н о по н о р м а л и к г р а д и е н т у н а к л о н а
у р о вн я , о т к л о н я я с ь от него в се в е р н о м п о л у ш а р и и в п р а в о , т. е.
при л ю б о м и зм ен ен ии у р о в н я во д ы у б е р е г а к а к в р е з у л ь т а т е н а ­
гона, т а к и сгона ф о р м и р у е т с я в д о л ь б е р е г о в о е г р а д и е н т н о е т е ч е ­
ние, о т к л о н я ю щ е е с я в п р а в о от г р а д и е н т а н а к л о н а у р о в н я . В п р и ­
д о н н ы х с л о я х ш е л ь ф а с т о л щ и н о й п р и д о н н о го с л о я т р е н и я h H
т а к ж е ф орм ируется зк м а н о в с к а я спираль, в ы р а ж а е м а я вторым
с л а г а е м ы м ф о р м у л ы (3.11).
Е с л и р а с с м а т р и в а т ь г р а д и е н т н о е течени е в ы ш е пр и дон ного
э к м а н о в с к о г о с л о я (z < H — h H) , то су щ е с т ве н н ого и зм е н е н и я с к о р о ­
сти т е ч е н и я не п р о и с х о д и т и о н а б л и з к а к з н а ч е н и я м р а с с м о т р е н ­
ного в д о л ь б е р е г о в о г о течени я. В п р е д е л а х п р и д о н н о го п о г р а н и ч ­
ного с л о я по м е р е п р и б л и ж е н и я ко д н у п р о и с х о д и т у м е н ь ш е н и е
и п о в о р о т в л е в о гр а д и е н т н о г о те ч е н и я, т. е. в п р о т и в о п о л о ж н у ю
сторону, по с р а в н е н и ю с п о в е р х н о ст н ы м э к м а н о в с к и м слоем
(рис. 5.2). Е с л и п о л а г а т ь , что б ер е г р а с п о л о ж е н в н а п р а в л е н и и
п о л о ж и т е л ь н ы х зн а ч е н и й л; п а р а л л е л ь н о оси у, то при 'tx = 0 и % > ( )
д р е й ф о в о е течение, к а к это в и д н о из р и с у н к а , в ы з ы в а е т наго н воды.
О б ы чн о это с о п р о в о ж д а е т с я п о в ы ш е н и е м у ро вня.
В у с т а н о в и в ш е м с я состоянии, к о г д а д е н и в е л я ц и я у р о в н я вод ы
не з а в и с и т от вре м е н и , м е ж д у д р е й ф о в ы м и г р а д и е н т н ы м п о т о к а м и
им еет-м есто в з а и м о с в я з ь , в ы я в л е н н а я В. В. Ш у л е й к и н ы м . О н а о п р е ­
д е л е н а из у с л о в и я р а в е н с т в а н о р м а л ь н ы х к б ер е гу с о с т а в л я ю щ и х
д р е й ф о в о г о п о л н ого по т о к а М л и гр а д и е н т н о г о п ол н о го п о т о к а М т.
М д + М г = 0.
. (5.1)
Е с л и ось х н а п р а в и т ь по н о р м а л и к берегу, то в р а с с м а т р и в а е ­
мой ш е л ь ф о в о й зо н е из перв ого с л а г а е м о г о в ы р а ж е н и я (3.11)
следует
н
M z x — [ u A d z = r yl f 9 .
О
114
(5.2)
Н о р м а л ь н а я к б е р е г у с о с т а в л я ю щ а я г р а д и е н т н о г о п о т о к а при
отсутствии перекоса уровня вдоль берега ( d t , / d y = 0 ) находится
по с л е и н т е г р и р о в а н и я вто ро го с л а г а е м о г о в ы р а ж е н и я (5.1 )
gh
ц
■ J“r ^
dx
sh (2Я//г) ~ sin {2H/h)
ch 2 (H/h) — sin 2 (H/h)
'
(5.3)
П о д с т а н о в к а в ы р а ж е н и й УИД и М т в ф о р м у л у (5.1) п о з в о л я е т
H /D =0 ,25
Рис. 5.2. Эпюры дрейфового (1)
и градиентного (2) течений для
различных соотношений глу­
бины и толщины слоя трения.
П о
о с и
х 2 p k u Tl x y h - < , f / g ) { d t , l d x ) - l u 2',
по
о с и
y 2 p k v v!x y h \
[1 1 е )[д Ц д х
п о л у ч и т ь за в и с и м о с т ь н а к л о н а у р о в н я от с о с т а в л я ю щ е й ск о р о с т и
ветра
3£
dx
____
2%у j
gp v
2f ch2 (H/h) — sin 2 (H/h)
k sh (2 H/h) — sin (2 H/h)
(Я 4^
И з этого в ы р а ж е н и я видно, что при л ю б о м н а п р а в л е н и и в д ольб ер е г о в о г о н а п р я ж е н и я т р е н и я ху в о з н и к а е т того ж е з н а к а н а к л о н
у ро в ня, п р и в о д я щ и й к с о о т в ет с т в у ю щ е м у в д о л ь б е р е г о в о м у г р а д и ­
е н т н о м у течению .
П р и п р и б л и ж е н и и к б ер е гу и у м е н ь ш е н и и г л у б и н ы к а к д р е й ­
фовое, т а к и г р а д и е н т н о е те ч е н и е по н а п р а в л е н и ю п р и б л и ж а ю т с я
к н а п р а в л е н и ю в ы н у ж д а ю щ е й силы. В п е р в о м с л у ч а е это н а п р я ж е ­
ние т р е н и я в е т р а , а во в т о р о м — д а в л е н и е , о б у с л о в л е н н о е н а к л о ­
ном у р о вн я . М о д у л ь ск о р о с т и об оих типов течени й н а ч и н а е т у м е н ь ­
ш а т ь с я т о л ь к о при г л у б и н а х м е н е е 0,5 D * . В р е з у л ь т а т е п р о ф и л ь
с у м м а р н о г о т е ч е н и я в ш е л ь ф о в о й зон е о к а з ы в а е т с я с л о ж н ы м . Е с л и
г л у б и н а H > 2 D , то в п р е д е л а х ве р х н е го с л о я т р е н и я т о л щ и н о й D
ф о р м и р у е т с я с у м м а р н о е течение, с о с т о я щ е е из г е о стр оф и ч еского,
о б у сл о в л е н н о го с г о н н о -н а го н н ы м п е р е к о со м у р о в н я , и д рей ф ов ого ,
м е н я ю щ е г о с я с гл у би ной. В п р е д е л а х н и ж н е г о п о гр а н и ч н о го с л о я
т р е н и я т о л щ и н о й D H с к о р о ст ь г р а д и е н т н о г о т е ч ен и я с гл у б и н о й
* D=nh.
115
м е н я е т с я по з а к о н у , о п и с а н н о м у вт о р ы м с л а г а е м ы м в ы р а ж е ­
ния (3.11). М е ж д у эт и м и с л о я м и и м е е т м есто чисто гео стр оф ич еский поток. П р и гл у б и н е H < 2 D д р е й ф о в о е т ечени е п р о н и к а е т
в н и ж н и й п о г р а н и ч н ы й слой, а э к м а н о в с к а я с п и р а л ь ск о р о с т и т е ­
чения н и ж н е г о с л о я т р е н и я р а с п р о с т р а н я е т с я в в е рх н и й с л о й т р е ­
ния и чисто ге о с тр о ф и ч ес к о го т е ч е н и я в эт и х у с л о в и я х не б ы в ае т .
И з рис. 5.2 видно, к а к сильно м е н я е т с я п р о ф и л ь с кор ости т е ч е ­
н ия при изм е н ен и и гл у би ны . П о э т о м у в ш е л ь ф о в о й зо н е с м е н я ю ­
щ ей ся гл у би н ой в о з н и к а ю т л о к а л ь н ы е ц и р к у л я ц и и , с о п р о в о ж д а ю ­
щ и еся д е н и в е л я ц и е й у р о в н я , з н а ч е н и е к о т ор ого у с т а н а в л и в а е т с я
о д н о в р е м ен н о с течен и ем и не м о ж е т б ы ть о п р е д е л е н о в т а к и х
одномерных моделях.
П р и и зу ч ени и за к о н о м е р н о с т е й ц и р к у л я ц и и в од в ш е л ь ф о в о й
зон е с л е д у е т им еть в виду, что н а к л о н у р о в н я , п р и н и м а в ш и й с я
при р а с с м о т р е н и и п р о ф и л я течени й по ст о я н н ы м , на с а м о м д е л е м е ­
н я е т с я по м ере у д а л е н и я от б ер ег а . В р е з у л ь т а т е в д о л ь б е р е г о в о е
т ечени е не им е е т о д и н а к о в о й ин тен си вности, а м е н я е т с я по м е р е
у д а л е н и я от б ер ега. В свою о ч ер е д ь н е о д н о р о д н о с т ь г о р и з о н т а л ь ­
ных течений в ы з ы в а е т с о о т в ет с т в у ю щ и е в е р т и к а л ь н ы е п е р е м е щ е ­
ния воды , к о т о р ы е к о м п е н с и р у ю т о т то к поверх н остны х, в од при их
д и в е р г е н ц и и ил и л и к в и д и р у ю т и з б ы т о к вод при их ко н верген ц и и .
В о с х о д я щ и й п оток в од в ш е л ь ф о в о й зон е п р и н я т о н а з ы в а т ь
ш е л ь ф о в ы м или п р и б р е ж н ы м а п в е л л и н г о м , а н и с х о д я щ и й —
д а у н е е л л и т о м.
В н а и б о л е е о т ч е т л и в о м ви д е п р о я в л я е т с я за в и с и м о с т ь в е р ­
т и к а л ь н ы х д в и ж е н и й вод ы от н а п р а в л е н и я в е т р а , с о з д а ю щ е г о к о н ­
в ерген ц и ю или д и в е р г е н ц и ю г о р и з о н т а л ь н ы х потоков в о д ы у б е ­
рега. Х а р а к т е р т а к о й ц и р к у л я ц и и в ы я в л я е т с я д а ж е при р а с с м о т ­
рении т о л ь к о п р и б р е ж н о г о п о г р а н и ч н о го слоя. П р и б л и ж е н н о
с т а ц и о н а р н ы е т е ч е н и я в нем, е с л и 'б е р е г п р я м о л и н е й н ы й и ось у
н а п р а в л е н а в д о л ь него, м о гут б ы ть о п и с ан ы у р а в н е н и е м
k d2v K/ d z 2 + К d2v Kj d x 2 = i f v K,
(5.5)
где v K= ( и + ш ) ; К — к о э ф ф и ц и е н т г о р и з о н т а л ь н о й т у р б у л е н т н о с т и .
П р и т а к о й ф о р м у л и р о в к е з а д а ч и счи та е т ся , -что н а м о р с к о й
г р а н и ц е п о гр а н и ч н о го с л о я т ечени е з а п р е д е л а м и по ве р х н о ст н о го
э к м а н о в с к о г о с л о я п е р е х о д и т в геостр о ф и ч е с ко е , а на б ер е гу
( х = 0 ) им еет м есто у с л о в и е н е п р о т е к а н и я , т. е. v K= 0 . П о с к о л ь к у
р а с с м а т р и в а е т с я в л и я н и е в е т р а н а т ечени я, то н а п о в ерх н ости
моря вы полняется условие
k d v j d z — — Ск/р.
(5.6)
З а п ределам и экм ановского слоя происходит затухан и е д р ей ф о ­
вой скорости.
Е сл и , р а д и у п р о щ е н и я р е ш е н и я з а д а ч и , п р и б р е ж н ы й п о г р а н и ч -'
ный слой с ч и та т ь п р и г л у б ы м и п р о и н т е г р и р о в а т ь у р а в н е н и е (5.5)
по в е р т и к а л и , п е р е й д я к п о л н о м у по т о ку М к, то п о л у ч а е т с я
К д 2Мк/дх2 — ifM K= — т к/р.
116
(5 .7 )
Р е ш е н и е этого у р а в н е н и я
им е е т вид
при у п о м я н у т ы х граничных- у с л о в и я х
М к = (1 — ехр [ — (1 + г) х/Х~\} гтк//р,
где
...
(5.8>
.
X = V 2 K/f-
И з у р а в н е н и я н е р а з р ы в н о с т и при беско неч но д л и н н о м п р и б р е ж ­
ном п о гр а н и ч н о м сл о е с л е д у е т
со
w°=
! ~Й~ d z ■
(5 -9)!
П р а в а я ч ас т ь этой ф о р м у л ы н а х о д и т с я из р е ш е н и я (5 .8 ), е с л и
в нем в ы д е л и т ь н о р м а л ь н у ю к б ер е г у с о с т а в л я ю щ у ю п ол н ого п о ­
то к а М х и п р о д и ф ф е р е н ц и р о в а т ь ее по х. Т о г д а при н е и зм е н н ы х
по п р о с т р а н с т в у т* и х у п о л у ч а е т с я
= ----- 6ХР
\?« ( cos ~ Т + s in ~7г) + Хх ( cos J T ~ sin ~ т ) J '
(5.10>
В д а н н о й с и с т ем е к о о р д и н а т , пр и к о тор ой б ер е г н а х о д и т с я с л е ­
вой сто ро ны и ось х н а п р а в л е н а от него в сто р о н у м о р я , ветер
от б е р е г а (тгу > 0 , т ж> 0 ) п р и в о д и т к сгону воды , в р е з у л ь т а т е чеговозникает апвеллинг
(ш 0< 0 ) . С к о р о ст ь в о с х о д я щ е г о п о т о к а
у м е н ь ш а е т с я с р а с с т о я н и е м от б е р е г а по эк сп о н ен те. П р и о б р а т ­
ном н а п р а в л е н и и в е т р а о б р а з у е т с я н и с х о д я щ е е д в и ж е н и е воды ,
ск о р о с т ь ко т о р о го у м е н ь ш а е т с я с р а с с т о я н и е м от б е р е г а (рис. 5.3)..
Е с л и б ер е г н а х о д и т с я с п р а в о й стороны от м о р я , то пр и с о х р а н и в ­
ш их ся н а п р а в л е н и я х х х и х у к а р т и н а в е р т и к а л ь н ы х д в и ж е н и й м е ­
н я е т с я на о б р а т н у ю , к а к и з н а к п р а в о й ч а с т и ф о р м у л ы (5 .1 0).
В и зл о ж е н н о й схем е, п р и б р е ж н о й ц и р к у л я ц и и не р а с с м а т р и в а ­
л о сь в л и я н и е у к л о н а д н а . В п ри н ц и п е оно т а к о е ж е , к а к и д л я
о т кр ы т о г о о к е а н а . И з - з а у м е н ь ш е н и я гл у б и н ы р о л ь м о р ф о м е т р ш г
ш е л ь ф а б о льш е, но о б щ и й х а р а к т е р ц и р к у л я ц и и в ш е л ь ф о в о й зоне
она не м еняет.
У м е н ь ш е н и е г л у б и н ы в ш е л ь ф о в о м регионе, в л и я н и е б е р е г а ,
у с и л е н и е в л и я н и я т о п о г р а ф и и д н а , с т р а т и ф и к а ц и и вод, и н те н си в ­
ности т р е н и я , а т а к ж е н е л и н е й н ы х а д в е к т и в н ы х э ф ф е к т о в на ц и р ­
к у л я ц и ю в о д п р и в о д и т к то м у , что со в о ку п н о е д ей с тв и е всех эт и х 4
ф а к т о р о в м о ж е т б ы ть у ч тен о т о л ь к о в д о в о л ь н о с л о ж н о й м а т е м а ­
тич еск о й м о д е л и , в к о т о р у ю в х о д я т п о л н ы е у р а в н е н и я д в и ж е н и я ,
у р а в н е н и я б а л а н с а эн ер ги и т у р б у л е н т н о с т и , а т а к ж е у р а в н е н и я ,
х а р а к т е р и з у ю щ и е и зм е н ен и я пл о тно сти. П о к а т а к и е м а т е м а т и ч е ­
с к и е м о д е л и р е а л и з у ю т с я на Э В М ч и с л ен н о п р и м е н и т е л ь н о к к а ­
ж д о м у к о н к р е т н о м у у ч а с т к у р егио на.
Е стествен н о , что в з а и м о д е й с т в и е п е р е ч и с л е н н ы х ф а к т о р о в ,
а т а к ж е в л и я н и е п р оц ессо в в п р и л е г а ю щ и х р а й о н а х М и р о в о г о
о к е а н а м о ж е т с у щ е с т в е н н о о с л о ж н и т ь к а р т и н у ц и р к у л я ц и и вод,.
117
В р е з у л ь т а т е не все ее р а с с м о т р е н н ы е за к о н о м е р н о с т и м о гут п р о ­
я в л я т ь с я о д и н а к о в о в р а з л и ч н ы х у ч а с т к а х ш е л ь ф о в о й зоны . Н а ­
п р и м ер , в д о л ь б е р е г о в о е те ч е н и е в р а й о н е п ер у а н с к о г о ш е л ь ф а
в ы з ы в а е т с я в о сновн ом э к в а т о р и а л ь н ы м и к р у п н о м а с ш т а б н ы м и
в н у т р е н н и м и в о л н а м и , а не м естн ы м ветро м.
Н а характер циркуляции в пределах ш ельф а оказы ваю т влия­
ние и б а р о к л и н н ы е э ф ф е к т ы . И х у ч ет т р е б у е т и с п о л ь з о в а н и я п о л ­
ной систем ы у р а в н е н и й , р е ш е н и е ко т о р ы х у д а е т с я п р ов од и т ь
т о л ь к о численно..
Н е с м о т р я на ш и р о к о е р а с п р о с т р а н е н и е в д о л ь б е р е г о в ы х т е ч е ­
ний, м о щ н ы е п е р е н о с ы вод ы в о к е а н а х в д о л ь к он ти нентов и м ею т
д р у г у ю п ри ро ду. Э ти т е ч е н и я п р е д с т а в л я ю т собой з в е н ь я об щ ей
ц и р к у л я ц и и о к е а н а и о б у с л о в л е н ы не с т о л ьк о н а п р я ж е н и е м п р е ­
о б л а д а ю щ е г о в е т р а, с к о л ь к о б а р о к л и н н ы м и э ф ф е к т а м и . И х ш и ­
р и н а су щ е с т ве н н о б ольш е, чем с о о т в ет с т в у ю щ е го ш е л ь ф а , и в ы ­
з в а н н ы е им и у п о р я д о ч е н н ы е в е р т и к а л ь н ы е п е р е м е щ е н и я м а с с вод ы
р а с п о л а г а ю т с я ч ас т о не с т о л ьк о в п р е д е л а х ш е л ь ф а , с к о л ь к о з а
ним. Т а к , н а п р и м е р , а п в е л л и в г и в р а й о н а х К а л и ф о р н и й с к о г о
и П е р у а н с к о г о течени й р а с п р о с т р а н я ю т с я д а л е к о з а п р е д е л ы у зк и х
ш е л ь ф о в . Т а к ж е о б ш и р н ы а п в е л л и н г о в ы е о б л а с т и , с о зд а н н ы е
К а н а р с к и м , Г в и н е й с ки м и Б е н г е л ь с к и м т е ч е н и я м и у з а п а д н ы х б е р е ­
гов А ф р и ки , где ш е л ь ф у зк и й и г л у б и н ы з а ним б о льш и е. В И н д и й - ч
ском о к е а н е о т н о с и т е л ьн о н е б о л ь ш а я о б л а с т ь усто йчи во го п р и ­
б реж ного апвеллинга находится в районе Западно-А встрали йского
течени я.
В с е п е р е ч и с л ен н ы е о б ш и р н ы е о б л а с т и а п в е л л и н г а р а с п о л о ж е н ы
у з а п а д н ы х п о б е р е ж и й м а т е р и к о в , где п р е о б л а д а е т д и в е р г е н ц и я
118
течени й. В з а п а д н о й п е р и ф е р и и о к е а н о в п р о и с х о д и т г л о б а л ь н о е
к о н в е р г и р о в а н и е течений, о б ъ я с н я е м о е p -э ф ф е к т о м . П о -в и д и м о м у ,
в ш е л ь ф о в о й зо н е э т и х ч ас т е й о к е а н о в м о ж н о о ж и д а т ь п р е о б л а д а ­
ни я н и с х о д я щ и х в е р т и к а л ь н ы х д в и ж е н и й .
В к а ч е с т в е п р и м е р а а п в е л л и н г а , с в я з а н н о г о с ве т р о м , с л е д у е т
о т м е т и т ь се зо н н ы й п о д ъ ем во д в р а й о н е С о м а л и й с к о г о т е ч е н и я
и в А р а в и й с к о м море, п р о и с х о д я щ и й при р а з в и т о м ю г о - з а п а д н о м
муссоне. Т а к и е ж е я в л е н и я и м е ю т м есто в а з и а т с к и х м о р я х Т и х о го
ок е а н а .
5.3. В Л И Я Н И Е Ш Е Л Ь Ф А
НА П Р И Л И В Ы
И ДРУГИЕ ДЛИН НЫ Е
ВОЛНЫ
В гл. 1 о т м е ч а л о с ь , что х а р а к т е р и с т и к и п р и л и в а очень с и л ь н о
з а в и с я т от р е г и о н а л ь н ы х особен н остей б а с с е й н а и в п е р в у ю о ч е ­
р е д ь от его г л у б и н ы и р а з м е р о в . В ш е л ь ф о в о й зо н е и з - з а ее о т н о ­
с и т е л ь н о н е б о л ь ш и х р а з м е р о в и г л у б и н по с р а в н е н и ю с о к е а н о м
на п о в е д е н и е п р и л и в н о й в о л н ы п р и л и в о о б р а з у ю щ а я с и л а в л и я е т
с л а б е е , чем м о р ф о м е т р и я . П о э т о м у об ы чно п р и л и в о о б р а з у ю щ и е
сил ы в это м р еги о н е во в н и м а н и е не п р и н и м а ю т с я и п р и л и в н ы е
я в л е н и я з а в и с я т от х а р а к т е р а п р и х о д я щ е й со сто р о н ы о к е а н а п р и ­
л и в н о й в ол н ы и м о р ф о м е т р и ч е с к и х особен ностей , в ы з ы в а ю щ и х ее
т р а н с ф о р м а ц и ю , т. е. п р и л и в в ш е л ь ф о в о м р е ги о н е по своей п р и ­
роде является инду цирова нным.
В т о р г ш и е с я в р а й о н ш е л ь ф а д л и н н ы е в о л н ы у ж е на б р о в к е
и с п ы т ы в а ю т ч ас т и ч н ое о т р а ж е н и е , и н те н си в н о с т ь к о т ор ого з а в и с и т
от с ре дн е го п е р е п а д а г л у б и н и т о п о г р а ф и и с к л о н а ш е л ь ф а . П р о ­
ш е д ш а я в о л н а т а к ж е и с п ы т ы в а е т о т р а ж е н и е от б е р е г а и н е р о в н о ­
стей д н а ш е л ь ф а . Н е о д н о р о д н о с т ь о ч е р т а н и й б е р е г а и т о п о г р а ф и и
д н а м огу т п р и в о д и ть к д и ф р а к ц и и волн. С л о ж е н и е о т р а ж е н н ы х
во л н с п р о ш е д ш е й в регион п р и в о д и т к с л о ж н о м у с у м м а р н о м у
д в и ж е н и ю в о д ы и к о л е б а н и я м у р о в н я , очень сильно з а в и с я щ и х
от м о р ф о м е т р и ч е с к и х о со б е н н о с т ей ш е л ь ф о в о й зоны . В с е м н о г о ­
о б р а з и е л о к а л ь н ы х особ ен н о с т ей п р и л и в н ы х я в л е н и й о п и с ат ь
в д а н н о м с л у ч а е не п р е д с т а в л я е т с я в о з м о ж н ы м , п о э то м у б у д у т
д а н ы л и ш ь о с н о в н ы е ч ер ты п ри ли в ов .
П о с т у п а ю щ а я со с тор оны о к е а н а п р и л и в н а я в о л н а в с т р е ч а е т
у ш е л ь ф а п р е п я т с т в и е в ви д е п о д н я т и я д н а на м а т е р и к о в о м
скл оне. В за в и с и м о с т и от п е р е п а д а глуби н, у г л а н а к л о н а с к л о н а
и у г л а п о д х о д а в о л н ы к не м у она м о ж е т ч ас т и ч н о о т р а з и т ь с я от
склона, а о стал ьн ая часть волны в у ж е несколько тр ан сф о р м и р о ­
в а н н о м в и д е в х о д и т в ш е л ь ф о в у ю зону. Р е з у л ь т а т т а к о й т р а н с ­
ф о р м а ц и и в о л н ы ч ас т о п р и н я т о х а р а к т е р и з о в а т ь а м п л и т у д н ы м и
к о э ф ф и ц и е н т а м и о т р а ж е н и я го = а 0/ а п и п р о х о ж д е н и я гп = а / а пг
где ап, а 0 и а — а м п л и т у д ы п о с т у п а ю щ е й , о т р а ж е н н о й и п р о ш е д ­
шей. в ш е л ь ф о в у ю зо н у в о л н со отв етств енно. Э ти к о э ф ф и ц и е н т ы
м огу т б ы ть в ы р а ж е н ы и ч ер е з в о л н о в о е с о п р о т и в л е н и е р, о б р а т н о е
с к о р о с т и р а с п р о с т р а н е н и я в о л н ы с [2 3]. В д а н н о м с л у ч а е
Го = (р — ртдКр + Рп) = (Сп — с)/(сп + с); г л = 2 р/(р + р п) =
= 2сп/(сп + с).
(5.11)
119
В с в я зи с тем, что Скорость р а с п р о с т р а н е н и я д л и н н ы х во л н
с в я з а н а с гл уби но й, то к о э ф ф и ц и е н т о т р а ж е н и я м о ж е т б ы ть п р е д ­
ставлен формулой
Го = Ы Щ ~ ^ Н ) / Ы Н ~ о + л / Щ
(5.12)
тд е Н 0 и Я — глубины океанической и ш ельфовой границ м атер и ­
ко вого с к л о н а .
Ф ормулы
(5.11) и (5.12) д а ю т п р и б л и ж е н н о е
п р е д с т а в л е н и е об
о т р а ж е н и и в о л н ы от м а т е р и к о в о г о с к л о н а , т а к к а к он не им е ет
в ид сту пеньки, а з а н и м а е т по л о с у ш и р и н о й 20— 100 км со с р е д н и м
укл он ом 4°. Т о п о г р а ф и я его т а к ж е н е о д н о р о д н а , и от эт ого м о ж е т
п рои сходить, м н о г о к р а т н о е ил и в о о б щ е н е п р е р ы в н о е о т р а ж е н и е .
-П ринято тип отражения х а р а к т е р и з о в а т ь от н о ш ен и е м д л и н ы о т р а ­
ж а ю щ е г о у ч а с т к а X, в д а н н о м с л у ч а е м а т е р и к о в о г о с к л о н а ,
к д ли н е волны
т. е. к = Х / Хв.
Д л и н а в ол ны , к а к известно, м о ж е т б ы ть о п р е д е л е н а ф о р м у л о й
=
(5.13)
Д а ж е д л я п о л усуточн ой в о л н ы (тв= 1 2 ч 25 м ин ) о н а о к а з ы ­
в а е т с я много б о л ь ш е ш и р и н ы ш е л ь ф а (т а б л . 5.1).
Я м ....
Яв км . . .
с м/с . . .
10
443
9,9
50
990
22
100
200
1400
31
1980
44,2
Таблица 5.1
500
1000
3129
4440
70
99
И с х о д я из э т и х о ц е н о к о к а з ы в а е т с я , что и ~ 1 0 -2, т. е. о т р а ж е ­
н и е к л а с с и ф и ц и р у е т с я к а к с и л ь н о е [23]. О но м а л о о т л и ч а е т с я от
сосредоточен но го о т р а ж е н и я в о л ны , в ы з ы в а е м о г о в е р т и к а л ь н ы м ,
уступом . П о э т о м у д л я его оцен ки п р и м е н и м ы ф о р м у л ы (5.11 )
и (5.12), а они п о к а з ы в а ю т , что п р о ш е д ш а я ч ере з скл о н в о л н а
и м е е т ам п л и т у д у , б о льш е, чем п о с т у п и в ш а я . У м е н ь ш а е т с я ее д л и н а
в с оо тветс тви и с ф о р м у л о й (5.13).
Во м ногих с л у ч а я х д л я о п р е д е л е н и я и зм е н е н и я а м п л и т у д ы , о б у ­
с л о в л ен н о й п е р е м е н н о й гл уби ной, и с п о л ь з у е т с я ф о р м у л а ЭриГрина
а / а П= у ^ Я о / Я .
(5.14)
О д н а к о в д а н н о м с л у ч а е о н а не в е з д е п р и м е н и м а и з - з а о г р а н и ­
чений, у к а з а н н ы х е щ е Ш у л е й к и н ы м . Э т а ф о р м у л а с п р а в е д л и в а
в те х с л у ч а я х , ко г д а д е ф о р м а ц и я в о л н ы пр о и с х о д и т н а у ч а с т к е д л и ­
ной в н е с к о л ь к о %в. И н а ч е н е л ь з я п р и м е н я т ь эн е р г е т и ч е с к и е с о о т ­
н о ш е н и я , к о т о р ы е и с п о л ь з о в а л и с ь при ее в ы воде.
К а к ш ирина материкового склона, т а к и ш ирина ш ел ьф а о к а ­
з ы в а ю т с я м еньш е, чем д л и н а п р и л и вн о й в о л ны . П о э т о м у д л я и с ­
с л е д о в а н и я т р а н с ф о р м а ц и и п о с л е д н е й нео б х о д и м о п о л ь з о в а т ь с я
у р а в н е н и я м и п р и л и в н о й в ол ны . Н о д а ж е б ез у ч е т а п р и л и в о о б р а ­
120
з у ю щ е й с ил ы в л и я н и е у с к о р е н и я К о р и о л и с а , т р е н и я и адв ек ти в ны х ;
с л а г а е м ы х су щ е с т в е н н о о с л о ж н я ю т к а к п о л у ч е н и е итогового в ы р а ­
ж е н и я п а р а м е т р о в в о л н ы , т а к и а н а л и з их за в и с и м о с т и , в данном:
с л у ч а е от и зм е н ен и й гл у б и н ы . В с в я з и с эт и м о с н о в н ы е ч ер ты
т а к о й т р а н с ф о р м а ц и и в о л н ы п р и н я т о в п ер в о м п р и б л и ж е н и и и с с л е ­
д о в а т ь на б а з е пр осто й прогрессивной, в ол ны , о п и с ы в а е м о й у р а в ­
н ен ием
dujdt — — g dtjdx,
( 5 .15)>
в ко т о р о м ск о р о с т ь U с ч и т а е т с я не м е н я ю щ е й с я с глуби ной.
У р а в н е н и е н е р а з р ы в н о с т и д л я т а к о г о д в и ж е н и я и перем енной,
глубины имеет вид
d y d t + d U H / d x = 0.
(5.16)
И с к л ю ч е н и е из эт и х у р а в н е н и й ск о р о с т и и п р и в о д и т к в о л н о ­
в о м у у р а в н е н и ю при м е н я ю щ е й с я г л у б и н е
<5Л7)
Д л я л и н е й н о у м е н ь ш а ю щ е й с я г л у б и н ы Л а м б п о л у ч и л решениеэтого у р а в н е н и я в п р е д п о л о ж е н и и , что у р о в е н ь м о р я о п и с ы в а е т с я
про стой ф у н к ц и ей
£ = a co s at.
(5.18)>
О к а з а л о с ь , что
■£ = i n {/0 (4л V lxj%u) l [ h (4я//Яп)]} cos at,
'
(5.19)
г де / о ( £ ) — б е с с е л е в а ф у н к ц и я н у л е во го п о р я д к а ; £п и Хп — в о з в ы ­
ш ен и е и д л и н а в о л н ы в к о н ц е м а т е р и к о в о г о с к л о н а ; х — р а с с т о я ­
ние от б ер е га.
Ф о р м у л а (5 .19) х а р а к т е р и з у е т у в е л и ч е н и е к о л е б а н и й уровня,,
в ы з ы в а е м ы х в о л н о й на ш е л ь ф е , но н е с к о л ь к о о т л и ч н о е о т тех^
к о т о р ы е д а ю т с я ф о р м у л о й (5.14).
Х а р а к т е р в о з р а с т а н и я к о л е б а н и й у р о в н я по м е р е п р и б л и ж е н и я :
в о л н ы к берегу, о п и с ы в а е м ы й у р а в н е н и е м (5 .1 7 ), з а в и с и т т о л ь к о
от и зм е н е н и я г л у б и н ы . В есте ств е н н ы х у с л о в и я х , к а к у ж е о т м е ч а ­
лось, н а т р а н с ф о р м а ц и ю в о л н ы в л и я ю т м н о ги е д р у г и е ф а к т о р ы .
О д н а к о в л и я н и е т р е н и я и д и с с и п а ц и и эн е р г и и в о б щ е м о к а з ы ­
в а е т с я н е б о л ь ш и м ' и у м е н ь ш а ю т вы с о ту в о л н ы н а 10— 1 5 % ..
Гораздо сущ ественнее вли яет на колебания уровня интерф еренция
ш е л ь ф о в о й в о л н ы с о т р а ж е н н ы м и от б ер е га .
О т р а ж е н и е в о л н от б е р е г а п р о и с х о д и т по тем ж е з а к о н а м , чтои от с к л о н а ш е л ь ф а , но п р о х о д я щ е й в о л н ы в д а н н о м с л у ч а е е с т е ­
ств ен но не б ы в а е т . К о э ф ф и ц и е н т о т р а ж е н и я пр и э т о м з а в и с и т отм о р ф о м е т р и ч е с к и х о собен н остей б ер е го в о й пол осы : ее и зр е за н н о с т и „
н а л и ч и я п р и б р е ж н ы х о т м ел е й и остр ово в, х а р а к т е р а г р у н т а и т. д .
121
В с е это в а н а л и т и ч е с к о м ви д е уч есть т р удн о, по э то м у г 0 о п р е д е ­
л я е т с я э к с п е р и м е н т а л ь н о по с о отн о ш ен и ю э л е м е н т о в п а д а ю щ е й
и о т р а ж е н н о й волн. И з - з а п р и б р е ж н о й д и с с и п а ц и и э н ер ги и в о л н ы
в с е г д а r0 < 1, т. е. о т р а ж е н и е я в л я е т с я ч астич ны м .
О б ы ч н о е в п р и б р е ж н ы х р а й о н а х у м е н ь ш е н и е г л у б и н ы .и у с и л е ­
ние топографических эф ф ектов приводит к суммарному непреры в­
ному отраж ению . В следствие уменьш ения длины волны на м елко­
в о д ье в о з р а с т а е т к р и т е р и й к = / Д в и тип о т р а ж е н и я м о ж е т с т а т ь
п ро м ежу то ч ным ( 0 , 0 5 ^ х ^ 1 ) или д а ж е с л а б ы м ( х > 1 ) . Т а к о е
■отражение м о ж е т и м е ть м есто на о б ш и р н ы х м е л к о в о д н ы х ш е л ь ф а х
т и п а а р кт и ч е с ки х . О но изучено в основном на э л е к т р и ч е с к и х а н а ­
л о г а х , и х а р а к т е р н ы м д л я эти х типов о т р а ж е н и я я в л я е т с я сдвиг
ф а з ы о т р а ж е н н о й во л н ы по отн ош ен и ю к п а д а ю щ е й , у в е л и ч и в а ю ­
щ и й с я с р о стом %.
Х а р а к т е р о т р а ж е н и я п р и л и в н ы х вол н от м а т е р и к о в о г о с к л о н а
и б е р е г а о с л о ж н я е т с я е щ е и тем, что в о л н ы к эт и м п р е п я т с т в и я м
м о г у т по д х о д и ть под л ю б ы м и у г л а м и , что п р и в о д и т к т а к н а з ы ­
в а е м о м у « косом у» о т р а ж е н и ю [23]. О т р а ж а е т с я в о л н а под тем ж е
у г л о м а, что и п а д а е т . П р о х о д и т ж е в о л н а ч ер е з м а т е р и к о в ы й
с к л о н п о д д р у г и м у гл о м п р е л о м л е н и я |3, с в я з а н н ы м с п е р в ы м и з в е ­
ст н ы м з а к о н о м С н е л л и у с а
sin a /s in р = сП/с = д / Я 0/ Я = у.
(5.20)
П о с к о л ь к у в зо н е м а т е р и к о в о г о о с к л о н а Y > 1 , то п р о х о д я щ а я
н а ш е л ь ф в о л н а и зм е н я е т н а п р а в л е н и е своего д в и ж е н и я на б о л е е
н о р м а л ь н о е к г р а н и ц е ш е л ь ф а , т. е. о т к л о н я е т с я в с т о р о н у м е н ь ­
ш и х глубин. П р и о б р а т н о м д в и ж е н и и о т р а ж е н н о й от б ер е г а в о л н ы
в с торону м а т е р и к о в о г о с к л о н а в его зо н е м о ж е т п р о и зо й т и п ол н ое
о т р а ж е н и е в о л н ы , в р е з у л ь т а т е чего ее э н е р г и я не в ы х о д и т з а п р е ­
д е л ы ш е л ь ф а . Э то я в л е н и е о п р е д е л я е т с я к а к « з а х в а т » п р и л и в н о й
э н е р г и и в зон е ш е л ь ф а [2 3 ].
К о э ф ф и ц и е н т ы о т р а ж е н и я и п р о х о ж д е н и я при ко со м п о д х о д е
в о л н ы к п р е п я т с т в и ю в ы р а ж а ю т с я ф о р м у л а м и (5.11), но с к о р о с т ь
п о с т у п а ю щ е й в ол н ы д о л ж н а б ы ть у м н о ж е н а на cos а, а п р о ш е д ­
ш е й — на cos |3.
И з рис. 5.4 видно, что и н т е р ф е р е н ц и я п о с т у п а ю щ и х и о т р а ж е н ­
н ы х д л и н н ы х во л н п р и в о д и т к я ч е й к о в о м у типу к о л е б а н и й . И з - з а
н е р а в е н с т в а а м п л и т у д в о л н ч еткой п е р е м е ж а е м о с т и у ч а с т к о в
п о д ъ е м а и в п а д и н нет. Они с л и в а ю т с я в с в о е о б р а з н ы е полосы ,
б л и зк и е по н а п р а в л е н и ю к п о д х о д я щ е й к б ер е г у п р и л и в н о й в ол ны ,
но к а к бы с о с т о я щ и е из д в у м е р н ы х волн.
О ч ен ь с л о ж н о й о к а з ы в а е т с я к а р т и н а п р и л и в н ы х течени й в р е ­
зу л ьтате интерференции поступаю щей и отраж енной приливных
в олн.
С к о р о ст ь с у м м а р н о г о т ечени я, к а к и к о л е б а н и й у р о в н я , о п р е д е ­
л я е т с я п ро с ты м с у м м и р о в а н и е м с л а г а е м ы х . В с в я зи с. тем, что
вектор г р а д и е н т а д а в л е н и я и з-за с п е ц и ф и к и к о л е б а т е л ь н о г о п р о ­
ц е с с а при и н те р ф е р е н ц и и в о л н п о в о р а ч и в а е т с я , это п р и в о д и т
к в р а щ е н и ю в е к т о р а с кор ости п р и л и в н о г о т ечен и я.
■ • '
122
Рис. 5.4. Схема колеба­
ний уровня (а), течений
(б) и приливная карта
(в) при сложении волн
разной высоты для ап =
= 10, а =30°, t = 0, л=0,6
[23].
К о т и д а л ь н ы е л ини и в р е з у л ь т а т е и н т е р ф е р е н ц и и в о л н и с к р и в ­
л е н ы , и з н а к к р и в и з н ы з а в и с и т к а к от у г л а п о д х о д а п р и ли в н о й
в о л н ы к берегу, т а к и от р а с с т о я н и я от б ер е га .
В с я с и с т е м а к о л е б а н и й не о с т а е т с я н е п о д в и ж н о й , а п е р е м е ­
щ а е т с я в д о л ь б е р е г а (в д о л ь оси у ) .
П редставленн ая принципиальная картин а колебаний уровня
и п р и л и в н ы х течени й в ш е л ь ф о в о м ре ги о н е о с л о ж н я е т с я в л и я н и е м
и з м е н я ю щ е й с я гл у би ны . В р е з у л ь т а т е у и д у щ е й к б ер е г у в ол н ы
в ы с о т а р а с те т , а у о т р а ж е н н о й — у м е н ь ш а е т с я , п р и м е р н о по з а ­
к о н у (5.17). В о л н о в о е число о к а з ы в а е т с я пр и э т о м не посто я н н ы м ,
.а р а с т у щ и м по м е р е п р и б л и ж е н и я к берегу. В р е з у л ь т а т е п р е д ­
с т а в л е н н а я на рис. 5.4 к а р т и н а ещ е б о л ь ш е т е р я е т свою р е г у л я р ­
ность. О н а с т а н о в и т с я к а к бы б о л ее с ж а т о й в п р и б р е ж н о м р а й ­
он е и р а с т я г и в а е т с я в м о ристо й зо н е ш е л ь ф а . Д о б а в о ч н о е и с к а ж е ­
н и е в н о с и т у с к о р е н и е К о р и о л и с а , п р и в о д я к р о сту в е л и ч и н ы
п р и л и в а у п р а в о г о по н а п р а в л е н и ю т е ч е н и я б е р е г а в се ве р н о м
п о л у ш а р и и и у л е в о го — в ю ж н о м . Э то в свою о ч е р е д ь о т р а з и т с я
д а с о о т в е т с т в у ю щ е м ус и л е н и и течений.
, Н е р о в н о с т и б ер е го в о й черты , м е н ьш и е по р а з м е р а м , чем д л и н а
л р и л и в н о й в о л н ы , в ы з ы в а ю т ее д и ф р а к ц и ю , с о п р о в о ж д а е м у ю п о я в ­
л е н и е м у п р е п я т с т в и я р а с х о д я щ и х с я в е е р о о б р а з н ы х -волн, и с к а ­
ж а ю щ и х о сно вн у ю п р и л и в н у ю к а р т и н у . М о г у т п р о и с х о д и т ь в т о р и ч ­
н ы е о т р а ж е н и я волн. У с и л е н и е т р е н и я в п р и б р е ж н о й полосе
си л ьн е е о с л а б л я е т з н а ч и т е л ь н ы е к о л е б а н и я у р о в н я в о д ы и с и л ь ­
ные течени я, сп о с о б с тв у я их н и в е л и р о в а н и ю .
О чень б о л ь ш о е в л и я н и е на х а р а к т е р п р и л и в о в в ш е л ь ф о в о м
р е г и о н е о к а з ы в а е т р е з о н а н с с ни м и с о б с т в е н н ы х к о л е б а н и й воды,
х о т я в б о л ь ш и н с т в е своем ш и р и н а ш ел ьф а , м е н ьш е Хв/4 и в ц ел ом
регион не я в л я е т с я р е зо н а н с н ы м . Т о л ь к о на т а к и х о б ш и р н ы х ш е л ь ­
ф а х , к а к в м о р я х С е ве р н о г о Л е д о в и т о г о о к е а н а , в н е к о т о р ы х а з и а т ­
с к и х м о р я х Тихого о к е а н а , н а с е в е р о а в с т р а л и й с к о м ш е л ь ф е и н е ­
к о т о р ы х д р у г и х и м ею тс я у с л о в и я д л я в о зн и к н о в е н и я р е з о н а н с а .
В б о л ь ш и н с т в е ж е н а ш е л ь ф е р е з о н а н с м о ж е т б ы ть т о л ь к о л о к а л ь ­
н ы м , в о з н и к а ю щ и м на его м о р ф о м е т р и ч е с к и о б о со б л е н н ы х у ч а с т ­
ках , на ко т о р ы х п е р и о д с о бс тв е н н ы х к о л е б а н и й в о д ы б л и з о к к тгв
п р и л и в н о й в ол ны . М о г у т т а к ж е на м а т е р и к о в о м с к л о н е с о з д а в а т ь с я
-условия д л я ф о р м и р о в а н и я со б с т в е н н ы х в о л н о в ы х мод. П р и с о в п а ­
д ен ии- эти х м о д с п р и л и в н ы м и , в о з н и к а е т л о к а л ь н о е р е зо н а н с н о е
ус и л е н и е к о л е б а н и й у р о в н я м о ря.
Все п е р е ч и с л е н н ы е о собен н ости п р и л и в н о й к а р т и н ы , о б у с л о в л е н ­
ны е к о н к р е т н ы м и м о р ф о м е т р и ч е с к и м и ч е р т а м и ш е л ь ф а , хо тя и мо:гут б ы ть очень с у щ е с т в е н н ы м и , но в е с ь м а р а з н о о б р а з н ы и о п р е д е ­
л я ю т с я только применительно к конкретным условиям.
Е с л и р а с с м а т р и в а т ь т о л ь к о в е л и ч и н у п р и л и в а , то четко
п р о с л е ж и в а е т с я ее за в и с и м о с т ь от р а з м е р о в ш е л ь ф а .
В А т л а н т и ч е с к о м о к е а н е п р е о б л а д а ю т по л у с у т о ч н ы е п р и л и вы ,
но их в е л и ч и н а м е н я е т с я в ш и р о к о м д и а п а з о н е . Н а и б о л ь ш и х з н а ­
ний о н а д о с т и г а е т н а о б ш и р н ы х ш е л ь ф а х З а п а д н о й Е в р о п ы
и К а н а д ы . З д е с ь у б ер е г о в Ф р а н ц и и , А н гл и и и Г р е н л а н д и и наи124
б о л ь ш и е в е л и ч и н ы п р и л и в а с о с т а в л я ю т 4 — 6 м. Н а м но гих у ч а с т ­
ках прибреж ной зоны Д евисова и Гудзонова проливов величина
п р и л и в а п р е в ы ш а е т 5 м. И х н а и б о л ь ш и е в о з м о ж н ы е з н а ч е н и я
в с у ж а ю щ и х с я з а л и в а х э т и х у ч а с т к о в ш е л ь ф а д о с т и г а ю т 15 м
(Б р и с т о л ь с к и й з а л и в , з а л . С е н - М а л о во Ф р а н ц и и , з а л . Ф р о б и ш е р а
на Зем ле Б аф ф и н а).
Н а ш ельф е А ргентины величина наи больш их приливов т а к ж е
! п р е в ы ш а е т 5 — 6 м, при чем в ю ж н о й ч ас т и п о б е р е ж ь я о н а б о л ее
10 м. П о -в и д и м о м у , на т а к о й р о с т в е л и ч и н ы п р и л и в а в л и я ю т не
т о л ь к о у м е н ь ш е н и е г л у б и н ы на ш е л ь ф е и осо бен ности м о р ф о м е т рии б ер е го в о й ч ерты , но и в е л и ч и н а п р и л и в а в о т к р ы т о м оке а н е.
В гл. 2 п о к а з а н о , что в се в е р н о й и ю ж н о й ч а с т я х А т л а н т и ч е с к о г о
о к е а н а о н а р а в н а п р и м ер н о 1 м. Е стествен н о , что на ш е л ь ф е т а к а я
б ольш ая приливная волна приводит к больш им колебаниям уровня
океана.
У зки й А ф р и к а н с к и й ш е л ь ф , с о с е д с т в у ю щ и й с б о л ь ш и м и г л у б и ­
н а м и о к е а н а , к а к и у з к а я ю ж н а я ч ас т ь Б р а з и л ь с к о г о ш е л ь ф а , не
сп о с о б с тв у ю т б о л ь ш о м у р о с т у п р и ли в ов . Э ти у ч а с т к и в к а к о й -т о
степ ени м о ж н о о т о ж д е с т в и т ь со стенкой, не с о з д а ю щ е й о т р а ж е н н о й
в о л н ы , к о т о р а я бы в су м м е с п о с т у п а ю щ е й п р и в о д и л а к у в е л и ч ен и ю
п р и л и в а . Н а эт и х ш е л ь ф а х м а к с и м а л ь н а я его в е л и ч и н а в б о л ь ш и н ­
ств е сл у ч а е в не п р е в о с х о д и т 2 м.
В Т ихом о к е а н е н а и б о л ь ш е й в е л и ч и н о й о т л и ч а ю т с я п р и л и вы
в районах Ц ентральной А мерики и в зал. А ляска. Здесь она в си­
зи г и ю п р е в ы ш а е т '4 — 5 м, а в з а л . К у к а н а и б о л ь ш а я в е л и ч и н а
п р и л и в а 12 м. Ш е л ь ф в д о л ь всего т и х о о к е а н с к о г о п о б е р е ж ь я
А м е р и к и у зк и й , и т а к о й ро ст п р и л и в о в м о ж е т б ы ть о б у с л о в ­
л е н , в е р о я тн о , м о р ф о м е т р и ч е с к о й в о г н у т о с ть ю в сто р о н у м а т е ­
р и к а ш е л ь ф о в ы х у ч ас т к о в . А н о м а л ь н о б о л ь ш а я в е л и ч и н а п р и ­
л и в а в з а л и в е К у к а о б у с л о в л е н а его м о р ф о м е т р и ч е с к и м и о с о ­
б ен н о с т ям и .
А зи а т с к и й ш е л ь ф о т д е л е н от Т ихого о к е а н а о с т р о в ам и . В е л и ­
ч и н а п р и л и в о в у их п о б е р е ж ь я со ст о р о н ы о к е а н а п о р я д к а 2 м.
Н а самом ш ельф е приливы индуцируются волнами, проходя­
щ и м и ч ер е з п р о л и в ы , и з а в и с я т от их сечения. О ни н а и б о л ь ш и е
в таких хорош о сообщ аю щ ихся с океаном м орях с ш ироким ш ел ь­
ф о м , к а к В о с т о ч н о -К и та й с к о е , Ж е л т о е и О х о т с к о е м о р я , где у п о ­
б е р е ж ь я м а т е р и к а в е л и ч и н а н а и б о л ь ш и х с и зи ги й н ы х п р и л и в о в
пр-евыш ает 4 м. В о т д е л ь н ы х ж е постепенн о с у ж а ю щ и х с я з а л и в а х
о н а м о ж е т п р е в ы ш а т ь 10 м.
В И н д и й с к о м о к е а н е н а и б о л ь ш и е п р и л и в ы и м ею т м есто в п р е ­
д е л а х п р и б р е ж н о й п о л о с ы о б ш и р н о г о м е л к о в о д н о г о С евероА встралийского ш ельфа. Здесь в Тиморском и А раф урском м орях
с и з и г и й н ы е п р и л и в ы д о с т и г а ю т 5— 7 м, а в з а л . К о л ь е р п р е в ы ш а ю т
10 м. Н е с к о л ь к о м е н ь ш е они на ш е л ь ф е Б е н г а л ь с к о г о з а л и в а , с о ­
с т а в л я я в его сев ерн ой и восто чной ч а с т я х 4— 5 м, и л и ш ь
в з а л . у Р а н г у н а и з - з а м о р ф о м е т р и и в е л и ч и н а с изи ги йного п р и л и в а
м о ж е т б ы ть б о л е е 7 м. Б о л ь ш и е п р и л и в ы о т м е ч а ю т с я в северов о с т о ч н о й ч ас т и А р а в и й с к о г о м о р я , г д е ш и р и н а ш е л ь ф а п р е в ы ш а е т
125
J 00 км. К т о м у ж е зд е с ь п р о и с х о д и т с у ж е н и е м о р я . В с е э т о п р и ­
в од и т к р осту в ел и ч и н н а и б о л ь ш и х п р и л и в о в до 3— 5 м.
Н а узком А ф риканском ш ельф е, сопри касаю щ им ся с глубоко­
в одной ч ас т ью о к е а н а , п р и л и в ы не п р е в ы ш а ю т в с р е д н е м 3 м..
Т о л ь к о на п о б е р е ж ь е М о з а м б и к а они у в е л и ч и в а ю т с я в с и з и г и ю
до 5 м, что м о ж е т б ы ть о б ъ я с н е н о д е ф о р м а ц и е й п р и л и в н о й волны:
в М о з а м б и к с к о м п р ол иве.
5.4. О С О Б Е Н Н О С Т И Ф О Р М И Р О В А Н И Я П О Л Е Й Т Е М П Е Р А Т У Р Ы
И СОЛЕНОСТИ
П р и л е г а ю щ и й к м а т е р и к а м ш е л ь ф о в ы й регион о к е а н о в н а х о ­
д и т ся под с и л ь н ы м т е п л о в ы м в о зд е й с т в и е м к а к п е р вы х, т а к и в т о ­
рых. П о с т у п а ю щ и й н а о к е а н с суш и в о зд у х в п р е д е л а х ш е л ь ф а
ещ е не у с п е в а е т п р и о б р е с т и с в о й с т в а м о р с ко го и интенсивно*
о б м е н и в а е т с я с п о д с т и л а ю щ и м и в о д а м и т е п л ом , в р е з у л ь т а т е чего
и зм е н я е т с я т е м п е р а т у р а к а к в о зд у х а , т а к и воды. Е стествен н о , ч т о
это в л и я н и е н а и б о л е е з а м е т н ы м о б р а з о м п р о я в л я е т с я в п о г р а н и ч ­
ных с л о я х э т и х сред. Ц и р к у л я ц и я вод ы в ш е л ь ф о в о м регионе,,
с о п р о в о ж д а ю щ а я с я зн а ч и т е л ь н ы м и в е р т и к а л ь н ы м и д ви ж е н и я м и ,,
вы носит к п ов ер хн ости при а п в е л л и н г е х о л о д н ы е в оды , с ф о р м и р о ­
вавш иеся в больш инстве случаев за п ределам и ш ельф а. Н а о б о ­
рот, при н и с х о д я щ и х в е р т и к а л ь н ы х т о к а х п о в е р х н о ст н ы е в о д ы п е р е ­
носят л о к а л ь н ы е с ф о р м и р о в а в ш и е с я в ш е л ь ф о в о й зо н е св о й ств а
в г л у б о к и е сл о и и з а ее пр е д е л ы .
И з-за теплового и опресняю щ его влияния м атери ка в ш ельф о­
вом р егионе и м ею т место б о л е е зн а ч и т е л ь н ы е , чем в о т к р ы т о м
о к е а н е г о р и з о н т а л ь н ы е к о н т р а с т ы т е м п е р а т у р ы и солености . П о ­
эт о м у зд е с ь г о р и з о н т а л ь н а я а д в е к ц и я т а к ж е з а м е т н ы м о б р а з о м
в л и я е т на и зм е н ен и е т е м п е р а т у р ы и солености.
З а в и с и м о с т ь т е м п е р а т у р ы и с о л ен ости от всех потоко в т е п л а
и сол ей в ы р а ж е н а у р а в н е н и я м и т е п л о п р о в о д н о с т и и д и ф ф у з и и
солей, р а с с м о т р е н н ы х в ку р с е « Ф и з и к а о к е а н а » . Л о к а л ь н ы е о с о б е н ­
ности р е г и о н а п р о я в л я ю т с я в к о н к р е т н о й о б у с л о в л е н н о с ти с л а г а е ­
мы х эт и х у р а в н е н и й р е г и о н а л ь н ы м и ф а к т о р а м и . Т а к , н а п р и м е р ,
при р а с с м о т р е н и и т е п л о во го р е ж и м а о к е а н о в п о к а з а н о , что его
т у р б у л е н т н ы й т е п л о о б м е н с а т м о с ф е р о й с о с т а в л я е т п р и м ер н о 10 %
от р а д и а ц и о н н о г о б а л а н с а . В ш ел ь ф о в о м р егио не э т о т т у р б у л е н т ­
ный п о ток в о з р а с т а е т в н е с к о л ь к о раз.
В н а и б о л е е я в н о м вид е в л и я н и е р а з л и ч н ы х потоко в т е п л а на
т е м п е р а т у р у в е р хн его с л о я т о л щ и н о й h в ы р а ж а е т с я у р а в н е н и е м
т е п л о в о го б а л а н с а этого с л о я
и
\ с р ^ г с 1 г = Б + Ф а + Ф и— ср (wT - k d T / d z ) h h .
c9 l y r - ( T v - K V r T ) d z ,
о
где Vr — з н а к г р а д и е н т а в г о р и з о н т а л ь н о й п л о скости .
-
126
(5.21)
А н а л о г и ч н ы й в и д и м е е т у р а в н е н и е б а л а н с а солей, п о л у ч ен н ое
и н т е г р и р о в а н и е м в п р е д е л а х эт ого ж е с л о я h у р а в н е н и я д и ф ф у з и и
со л е й
h
Г dS ,
с дМж
dS\
J p dt d z ~
0 dt
P(
d z Jh
fl
.
— P J v r • (S v — K V r S ) d z ,
о
(5.22)
где M m — п р и т о к ил и о т ток м а с с ы п р есной в о д ы з а счет о с а д к о в ,
с т о к а р е к или и с п ар е н и я .
П е р в ы е т р и с л а г а е м ы х п р а в о й ч аст и у р а в н е н и я (5.21) х а р а к ­
т е р и з у ю т п о г л о щ ен н у ю во д о й л у ч и сту ю эн ер ги ю , т у р б у л е н т н ы й
п о т о к т е п л а и з а т р а т ы т е п л а на и с п ар е н и е . С л е д у ю щ е е с л а г а е м о е
о б о з н а ч а е т т е п л о о б м е н м е ж д у в ы д е л е н н ы м сл о е м и п о д с т и л а ю ­
щ ими водам и в р езу л ьтате упорядоченного вертикального и ту р ­
булентного- п е р е н о с а т е п л а . П о с л е д н е е с л а г а е м о е в ы р а ж а е т г о р и ­
з о н т а л ь н ы й т е п л о о б м е н з а счет а д в е к ц и и т е п л а т е ч е н и я м и и т у р б у ­
лентного перемеш ивания.
В у р а в н е н и и б а л а н с а сол ей (5.2 2) п е р в о е с л а г а е м о е п р а в о й
ч ас т и х а р а к т е р и з у е т п р и т о к солей и л и р а с п р е с н е н и е в о д ы в сл о е h
з а счет пресного б а л а н с а н а 'п о в е р х н о с т и о к е а н а , в т о р о е с л а г а е м о е
о п и с ы в а е т об м ен с о л я м и ч ер ез г р а н и ц у н а г л у б и н е h и т р е ти й —
г о р и з о н т а л ь н ы е а д в е к ц и ю и т у р б у л е н т н ы й пе р е н ос солей.
В ш е л ь ф о в о м р е ги о н е и зм е н ч и в о с т ь т о л ь к о р а д и а ц и о н н о г о б а ­
л а н с а с л а б е е о с т а л ь н ы х п отоков. В ы ш е б ы л а п о к а з а н а с п е ц и ф и к а
г о р и з о н т а л ь н о й и в е р т и к а л ь н о й ц и р к у л я ц и и в это м регионе. П р и
больш их скоростях вертикальны х движ ений, достигаю щ их в р а й ­
о н а х а п в е л л и н г а до 10~2 см/с, в е р т и к а л ь н ы й п о т о к т е п л а , п е р е н о ­
с и м ы й ими, д о х о д и т до 102 В т /м 2. Э т а в е л и ч и н а т а к о г о ж е п о р я д к а
и л и д а ж е с у щ е с т в е н н о п р е в ы ш а е т зн а ч е н и е р а д и а ц и о н н о г о б а ­
ланса.
Е с л и в б о л ь ш и н с т в е р а й о н о в М и р о в о г о о к е а н а при о пр е д е л ен и и
т е м п е р а т у р ы вод ы , осо бен но в его в е р х н и х сл о ях, в е р т и к а л ь н у ю
а д в е к ц и ю т е п л а м о ж н о не п р и н и м а т ь во в н и м ан и е , т а к к а к она
и г р а е т не очень б о л ь ш у ю р ол ь, то в ш е л ь ф о в о м р егионе это один
и з о с н о вн ы х ко м п о н е н т о в т е п л о в о г о б а л а н с а .
Т а к о в ж е п о р я д о к в е л и ч и н ы п о т о к а т е п л а , п е ре н о с и м о го
т е ч е н и я м и , и з -з а их б о л ь ш и х ско р о с т е й и и з - з а об ы чно б о л ь ш и х г о ­
р и з о н т а л ь н ы х г р а д и е н т о в т е м п е р а т у р ы в о д ы в э т о м регионе.
П р и о ц е н к е т у р б у л е н т н ы х п о токов т е п л а в в о д е с л е д у е т им еть
в виду, что у по в е р х н о ст и о к е а н а он з а м е н е н с у м м а р н ы м по то ком
т е п л а с а т м о с ф е р о й , в ы р а ж е н н ы м ч ер е з (£ + Ф а + Ф и )■ В е р т и к а л ь ­
н ы й т у р б у л е н т н ы й .поток н а г л у б и н е h, е сл и о н а с о в п а д а е т
с термоклином, становится м алы м вследствие повышенной плотно­
стной у стойчи вости , у м е н ь ш а ю щ е й к о э ф ф и ц и е н т теп л о п р о во д н о с ти .
П о э т о м у при р а с с м о т р е н и и и зм е н ен и й ^ т е м п е р а т у р ы в о д ы з а
п е р и о д в н е с к о л ь к о су т о к его м о ж н о не п р и н и м а т ь во в н и м ан и е.
127
О д н а к о д л я п р о м е ж у т к о в в р е м е н и сезо н н ого м а с ш т а б а в к л а д
эт ого п о т о к а т е п л а в' и зм е н ен и е т е м п е р а т у р ы во д ы о к а з ы в а е т с я
за м е т н ы м , т а к к а к его н а п р а в л е н и е л и б о о с т а е т с я п о с т о я н н ы м
(в э к в а т о р и а л ь н ы х и б л и зк и х к ним р а й о н а х ) , л и б о м е н я е т с я п р и ­
м ер н о с п о л у г о д о в ы м пери одом .
Г о р и з о н т а л ь н а я т у р б у л е н т н а я д и ф ф у з и я в ш е л ь ф о м регио не
т а к ж е о к а з ы в а е т с я су щ ествен н о й . П о . сути, в ней ф о р м и р у е т с я
п р и б р е ж н ы й п о г р ан и ч н ы й слой, и в нем д о л ж н а у ч и т ы в а т ь с я к а к
т у р б у л е н т н а я вя зк о с т ь , т а к и т у р б у л е н т н ы й п оток т е п л а .
В л и я н и е л о к а л ь н ы х о собен н остей пр есного б а л а н с а ч р е з в ы ­
ч ай н о си л ьн о п р о я в л я е т с я в и з м е н е н и я х сол ен о сти вод ы в е р хн е го
сл о я ш е л ь ф о в о г о р ег и о н а . Э то особенно з а м е т н о в р а й о н а х р а с п р о ­
с т р а н е н и я речного стока. Н а у ч а с т к а х ш е л ь ф а , где речн ой сток
н е зн а ч и т е л ь н ы й , п о л е со л ен ости б о л е е о д н ор одн о , чем п о л е т е м п е ­
р а т у р ы . П о э т о м у з д е сь о т н о с и т е л ьн ы й в к л а д п р и т о к а со л е й ч ер ез
г а л о к л и н и г о р и з о н т а л ь н о г о п о т о к а солей в и зм е н е н и е сол ености
меньш е, чем а н а л о г и ч н ы х пото ков т е п л а в и зм е н ен и е т е м п е р а т у р ы .В р е з у л ь т а т е н а ш е л ь ф е з а п р е д е л а м и р а с п р о с т р а н е н и я речн ого
с т о к а б о л е е з а м е т н а н е о д н о р о д н о с т ь п о л я т е м п е р а т у р ы . П о ней,
в ч астности, в ы д е л я ю т с я о б л а с т и а п в е л л и н г а , и г р а ю щ и е б о л ь ш у ю
р о л ь в и н т е н с и ф и к а ц и и б и о л о ги ч е с к и х проц ессов, а по т о м у п р и в л е ­
к а ю щ и е в н и м а н и е о к е а н о л о г о в и г и д р оби о ло гов .
З о н а п о д ъ е м а во д в п р и б р е ж н о й ц и р к у л я ц и и б ы в а е т д о в о л ьн о
у зк о й и с в я з а н н о е с ней п о н и ж е н и е т е м п е р а т у р ы х а р а к т е р и з у е т п о ­
ве р х н о с т н у ю ч ас т ь ф р о н т а . Н а п р и м е р е п р и в е д е н н ы х в р а б о т е [40]
прибреж н ы х апвеллинговы х областей м ож но видеть характерны е
к о н т р а с т ы т е м п е р а т у р ы и с ол ен о сти м е ж д у о б л а с т ь ю а п в е л л и н г а
и о к р у ж а ю щ и м и в о д а м и , к о т о р ы е п о з в о л я ю т су ди ть о р о л и в е р ­
т и к а л ь н ы х пото ков т е п л а и со л ей ( т аб л . 5.2).
Таблица 5.2
Характерные контрасты температуры и солености в районах апвеллингов
А п в е л л и н г
Орегонский
Южно-Африкан­
ский
Бразильский
|ДГ |
°с
1 A S
|
°/оо
dT ( dx
° С /к м
dS/dx
°/о о /к м
8
8—10
4,5
1,5
1, 0—4,0
0,5—1,0
0,7—2,0
0 , 1—0,2
6—10
1,0
0,5
0,05—0,08
З н а к
+
—
+
Канарский
1,0
5
0,05—0,5
0 , 01—0,1
+
со
то
5—7
О
—
Перуанский
0 , 1—0,2
0 , 01—0,02
к о р р е л я ц и и
Весной
В остальные
сезоны
Зима, весна
Лето, осень
+
И з т а б л . 5.2 видно, что н а и б о л е е р е з к о в ы р а ж е н О р е го н с ки й
апвеллинг, протянувш ийся вдоль Тихоокеанского побереж ья С е­
в е р н о й А м е р и к и , где К а л и ф о р н и й с к о е те че н и е о т х о д и т от м а т е ­
р и к а , в ы з ы в а я и н те н си в н ы й п о д ъ е м вод. С а м ф ро н т, п р о т я н у в ­
ш и й ся в д о л ь п о б е р е ж ь я н а р а с с т о я н и и п р и м ер н о 100 км от б ер е га ,
128
со сто и т из о т д е л ь н ы х у ч а с т к о в д л и н о й от 40 д о 500 км , ч а с т ь из
к о т о р ы х в ы т я н у т а по н о р м а л и к бер егу. В зо н е а п в е л л и н г а з а счет
подъема вод происходит понижение тем п ературы и повышение
солености , т. е. м е ж д у н и м и и м е е т м е сто о т р и ц а т е л ь н а я к о р ­
реляция.
Ю ж н о - А ф р и к а н с к и й а п в е л л и н г по п р и р о д е я в л я е т с я а н а л о г о м
О р е г о н с к о г о и его п р о д о л ж е н и я К а л и ф о р н и й с к о г о а п в е л л и н г а .
О д н а к о т е м п е р а т у р а и с о л е н о с ть з д е с ь с гл у б и н о й у б ы в а е т , п о ­
эт ом у в зо н е а п в е л л и н г а о т м е ч а ю т с я п о н и ж е н н ы е з н а ч е н и я к а к
т е м п е р а т у р ы , т а к и с ол ености , что и о т м еч е н о в т а б л . 5.2.. В ре-
4X4 Чч
?°зо’
ч
' ч\
\ \
1 \
1 V
\
7°40' 19,5
ъ
' ' •(
\ \
16,5_ \
>8;.5 N8,0
^ —
\
Ч \
5
79°55’
\
79°35'
Рис. 5.5. Распределение температуры поверхностного слоя воды в районе Перу­
анского апвеллинга по съемке 1974 г., °С [40].
з у л ь т а т е р а з л и ч и я в п л о т н о с т и в о д э т и х зо н с о к р у ж а ю щ и м и в о ­
д а м и м е н ьш е , чем в р а й о н е О р е г о н с к о г о а п в е л л и н г а .
М е н я ю щ а я с я по с е з о н а м в е р т и к а л ь н а я т е р м о х а л и н н а я с т р а т и ­
ф и кац и я в рай он ах Бразильского и К анарского апвеллингов приво­
дит к переменной ко р реляц и и м еж д у ан о м ал и ям и тем п ературы
и солености . Н а З а п а д н о - А ф р и к а н с к о м ш е л ь ф е н а и б о л е е з а м е т н ы е
вы хо д ы х о л о д н ы х в о д о т м е ч а ю т с я в р а й о н е б р о в к и ш е л ь ф а н а р а с ­
с т о ян и и д о 100 км от б ер е г а , но з н а ч е н и я г р а д и е н т о в т е м п е р а т у р ы
и со л е н о с ти з д е с ь неб о л ьш и е .
В ы х о д х о л о д н ы х в о д н а п о в е р х н о ст ь в р а й о н е П е р у а н с к о г о
ш е л ь ф а н а ч и н а е т с я почти н е п о ср е д с тв е н н о от б е р е г а и п р о и с х о д и т
в ш и р о к о й полосе, п р о с т и р а ю щ е й с я з а п р е д е л ы ш е л ь ф а . В его
п р е д е л а х х о р о ш о п р о с л е ж и в а е т с я п остеп ен н о е п о н и ж е н и е т е м п е р а ­
туры в о д ы по м е р е п р и б л и ж е н и я к б ер е г у (рис. 5 .5 ). В е р т и к а л ь н а я
го м о х а л и н н о с т ь п р и в о д и т к том у , что а н о м а л и и со л е н о с ти в о б л а ­
сти а п в е л л и н г а о б у сл о в л е н ы , п о -в и д и м о м у , в л и я н и е м м а т е р и к о в о г о
стока. П о э т о м у п о н и ж е н и е т е м п е р а т у р ы с о п р о в о ж д а е т с я п о н и ж е ­
нием сол е н о с ти и к о р р е л я ц и я м е ж д у ни м и п о л о ж и т е л ь н а я .
П о л о ж е н и е ш е л ь ф о в о к о л о м а т е р и к о в и п е р ен о с ы с них в о з ­
д у х а с с о о т в е т с т в у ю щ и м и х а р а к т е р и с т и к а м и в ы з ы в а е т его и н т е н ­
9 Заказ № 427
129
сивную т р а н с ф о р м а ц и ю н а д водной п ов ер хн остью , при к о т о р о й
м е н я ю т с я т у р б у л е н т н ы е п о токи т е п л а и во д ян о г о п а р а , п р и б л и ­
ж е н н о о п и с ан н ы е ф о р м у л а м и ( 1. 10 ).
В с л е д с т в и е т е п л о о б м е н а и з м е н я е т с я т е м п е р а т у р а к а к во зд у х а ,
т а к и воды. П р и это м и зм е н ен и е т е м п е р а т у р ы по в е р х н о ст и о к е а н а
очень си л ьн о з а в и с и т от т о л щ и н ы в е рх н е го к в а з и о д н о р о д н о г о слоя.
Ч е м он то л щ е , тем м е д л е н н е е по с р а в н е н и ю с в о зд у х о м м е н я е т с я
его т е м п е р а т у р а . Т е о р и я в з а и м н о г о п р и с п о с о б л е н и я п о г р а н и ч н ы х
слоев а т м о с ф е р ы и о к е а н а д а н а в к н и г а х [ 10, 11].
/ —
/1 = 5
м ,
Х =
6Го/< 3
с у т;
2 — h = 10 w ,
% = = Т °0 ,
% =
6 T 0/ Q
S — h = 5
сут;
м ,
х
3 —
=
h = b
,9 2 м
M ,% =
b b 2 K !Q
су т;
4 — h = 5
м ,
°С.
О ц е н и т ь и зм е н ен и е т е м п е р а т у р ы с о п р и к а с а ю щ и х с я с р е д и п о т о ­
ков т е п л а л е гч е всего, р а с с м а т р и в а я у с т а н о в и в ш е е с я д в и ж е н и е
в о з д у х а н а д ш е л ь ф о в ы м р егионом , и м е ю щ и м г о м оген н ы й слой
т о л щ и н о й h. П р и т а к о й о ц е н к е и з -з а м а л о й ск о р о с т и д в и ж е н и я
воды по с р а в н е н и ю с во зд у х о м ее м о ж н о с ч и т а т ь н е п о д в и ж н о й .
И з рис. 5.6 видно, что т о л ь к о с п у стя
5 сут р а з н о с т ь т е м п е р а т у р
воды и в о з д у х а с т а н о в и т с я м а л о м е н я ю щ е й с я . Э то с в и д е т е л ь с т в у е т
о с т а ц и о н и р о в а н и и т у р б у л е н т н о г о п о т о к а т е п л а , ко т о р ы й п р о п о р ­
ционален разности температур. Н а более ранних о тр езках времени
и л и м е н ь ш и х р а с с т о я н и я х , и м е я в виду, что x = U t , т у р б у л е н т н ы й
п о ток т е п л а и т е м п е р а т у р а об оих с р е д м е н я е т с я сильно. С л е д о в а ­
тельн о, при в ы ч и с л е н и я х т е м п е р а т у р ы вод ы в ш е л ь ф о в о м ре ги о н е
н у ж н о у ч и т ы в а т ь и зм е н ч и в о с т ь и с п а р е н и я и т у р б у л е н т н о г о т е п л о ­
обмена с атмосферой, обусловленную трасф орм ац и ей воздуха над
130
водной п ов ер хн о стью . Н а это м ж е р и с у н к е п о к а з а н о , что и сто чн ик и
т е п л а б а т м о с ф е р е в п е р в ы е н е с к о л ь к о суток, т. е. пр и пер е с е ч е н и и
в о зд у х о м ш е л ь ф о в о г о р е г и о н а , п р а к т и ч е с к и не и з м е н я ю т т е м п е р а ­
т у р у в о д ы и з а м е т н о в л и я ю т т о л ь к о н а т е м п е р а т у р у в о зд у х а .
Н аи более ярким примером такой термической трансф орм ац ии
я в л я е т с я и зм е н ен и е т е м п е р а т у р ы в о з д у х а и пове р х н о ст н о го с л о я
вод ы в д а л ь н е в о с т о ч н ы х м о р я х С С С Р в п е р и о д зи м н е го м у ссо на,
сопровож даем ого устойчивым переносом холодного воздуха с м а ­
т е р и к а . Е с т ес т в е н н о , что и д р у г и е ис т о ч н и к и т е п л а в л и я ю т н а т е м ­
п е р а т у р у в п о г р а н и ч н ы х с л о я х этого ре ги он а , но н а ч а л ь н ы й
перепад тем ператур воды и воздуха здесь больш ой и в к л а д тепло­
о б м е н а м е ж д у н и м и в и зм е н е н и е т е м п е р а т у р ы с у щ еств ен , что
хо р о ш о в и д н о н а рис. 5.6.
С о л е н о с т ь в ш е л ь ф о в о й зо н е с у щ е с т в е н н о м е н я е т с я п о д в о з д е й ­
ствием р ечн ого ст о ка .
УСТЬЕВОЙ РЕГИОН
6
6.1. О П Р Е Д Е Л Е Н И Е И Г Р А Н И Ц Ы
С пецифическими регионами М ирового океан а являю тся
об­
л а с ти , в п р е д е л а х к о т о р ы х с к а з ы в а е т с я в л и я н и е к р у п н ы х р ек. П о ­
с т у п а ю щ а я в о к е а н ы и м о р я р е ч н а я в о д а , и м е ю щ а я м е н ьш у ю
плотность, р а с т е к а е т с я по по в е р х н о ст и в о д о е м а ст р у ей р а з л и ч н о й
к о н ф и г у р а ц и и в з а в и с и м о с т и от в е т р а и течений, постепенн о
т р а н с ф о р м и р у я с ь з а счет с м е щ е н и я с м о рс кой водой. С л о й осолон я ю щ е й с я р ечн ой во д ы о к а з ы в а е т очень си л ьн о е в л и я н и е на м ногие
черты ги д р о л о ги ч е с к о г о р е ж и м а р егио на, где о н а р а с п р о с т р а н я ­
ется. В о-первы х, р е ч н ы е в о д ы и з-за п о в ы ш е н и я у стой чи во сти п л о т ­
нос тн о й , с т р а т и ф и к а ц и и о с л а б л я ю т об м е н в с ем и
субстанциями
п о д с т и л а ю щ и х их в о д с а т м о с ф е р о й . П о э т о м у в р е м е н н а я ' и з м е н ­
чивость р а з л и ч н ы х х а р а к т е р и с т и к л о к а л и з и р у е т с я в в е р х н е м распр е сн е н н ом слое. В о-в то ры х, речной ст о к о б р а з у е т с т о к о в о е т е ч е ­
ние, р а с п р о с т р а н я ю щ е е с я на
н е к о то р о е
расстояние
от устья.
В -третьи х, р е к а в ы н о с и т б о л ь ш о е ко л и ч е с т в о нан осов, в л и я ю щ и х
н а р е л ь е ф д н а . В м е л к о в о д н ы х р а й о н а х это м о ж е т в л и я т ь на с у ­
д о ходство . Н а к о н е ц , р е ч н ы е в о д ы к а к с а м и в ы н о с я т
органиче­
с к и е в е щ е с т в а , т а к и, с м е ш и в а я с ь с м ор с ки м и , сп о со б ств у ю т о б ­
р а з о в а н и ю п и т а т е л ь н ы х солей. Э то б л а г о п р и я т с т в у е т
развитию
р а с т и т е л ь н ы х и ж и в о т н ы х о р г а н и зм о в .
Т а к и м о б р а з о м , з о н а с м е ш е н и я р е чн ы х и м о р с к и х вод, устьевая
область, х а р а к т е р и з у е т с я с п е ц и ф и ч е с к и м и ч е р т а м и р е ж и м а .
В с в я з и с тем, что о б л а с т ь в л и я н и я ре ч н ы х в о д з а в и с и т от и н ­
тен с и вн ос т и с т о к а , в р а з л и ч н ы е с е зо н ы г о д а он а си л ьн о м е н я е тс я .
Н аи б о л ее д ал е к о речные воды распространяю тся в период п оло­
в о д ья, к о г д а р ечн ой ст о к м а к с и м а л е н . П р е д л а г а е т с я м о р с к о й г р а ­
ни цей у с т ь е в о й о б л а с т и с ч и т а т ь с р ед н е е м н о г о л е тн е е п о л о ж е н и е
гидрофронта м еж д у морскими и распресненны ми водам и в период
н а и б о л ь ш и х р а с х о д о в речн ого стока. О т к р у п н ы х р е к э т а г р а н и ц а
н а х о д и т с я н а р а с с т о я н и и сотен к и л о м е т р о в и у с т ь е в а я
область
д о с т а т о ч н о четко в ы д е л я е т с я по к а р т а м с ол ен ости п о в ер хн остн о го
с л о я вод. В к а ч е с т в е х а р а к т е р н о г о п р и м е р а м о ж е т б ы ть п р е д с т а в ­
л е н а с р е д н я я к а р т и н а р а с п р о с т р а н е н и я р е чн ы х в о д в а р к т и ч е с к и х
м о р я х (рис. 6.1). С о в о к у п н о с т ь в с ех у с т ь е в ы х о б л а с т е й , о б л а д а ю ­
щ и х о б щ и м и ч е р т а м и р е ж и м а , м о ж н о счи тать, одним у с т ь е в ы м
регионом .
132
X
к
«=С
40
80
о
кЯ
S
<L>
РЗ
аь
о
о
Он
50
И
G
S
Он
В п р е д е л а х у стьев о й о б л а с т и в ы д е л я е т с я устьевое в з м ор ь е .
О но п р о с т и р а е т с я от у с т ь я р е к и д о с в а л а гл у би н, л и б о о к а н ч и в а ­
ется на м о р с к о м с к л о н е б а р а . И с п о л ь з о в а н и е м о р ф о м е т р и ч е с к и х
п р и з н а к о в д л я в ы д е л е н и я эт ого р а й о н а о б ъ я с н я е т с я
тем ,
что
в нем п р о и с х о д и т н а и б о л е е и н тен си в н ое р а с п л а с т ы в а н и е стр;уи
речной в о д ы с у м е н ь ш е н и е м ск о р о с т и т е ч е н и я и о с а ж д е н и е м в л е ­
к о м ы х п о т о к о м в зв е се й й нан осов. Э то п р и в о д и т к о б р а з о в а н и ю
с п е ц и ф и ч е ск и х ф о р м п о д в о д н о г о р е л ь е ф а , в свою о ч ер ед ь в л и я ю ­
щ его н а х а р а к т е р струй р ечн о й воды . Е с л и р е к а з а к а н ч и в а е т с я
э с т у а р и е м в ф о р м е губы ,
н а п р и м е р , то о н а в к л ю ­
чается
в эту
область
(рис. 6 .2).
Ч а с т ь реки,
в ко т о р о й
ощ ущ ается
влияние
моря,
такж е
вклю чается
в у с т ье в у ю
область
и
назы вается
устьевым участком р е к и ,
ко т о р ы й н а ч и н а е т с я в м е ­
сте р а з в е т в л е н и я р у с л а
на рукава
д е л ь т ы ил и
расширения
при п е р е ­
ходе в эстуарий. Выш е
Рис. 6.2. Схема устьевой обла­
сти реки.
по течени ю г и д р о л о г а м и в ы д е л я е т с я п р и л и в н о й участок р е ки ,
в п р е д е л а х к о т о р о г о п р о с л е ж и в а ю т с я п р и л и в н ы е и н е п ер и о д и ч е ­
ские колеб ани я уровня моря. Ч асто этот участок реки простира­
е т ся н а б о л ь ш о е р а с с т о я н и е . Н а п р и м е р в А м а з о н к е п р и л и в ы з а ­
м е тн ы н а р а с с т о я н и и б о л е е 850 км от у с т ь я . В о к е а н о л о г и ч е с к и х
з а д а ч а х ц е л е с о о б р а з н о о г р а н и ч и в а т ь с я у с т ь е в ы м у ч а с т к о м реки,
в к о т о р о м п р о с л е ж и в а е т с я п р о н и к н о в е н и е м о р с к и х вод. Н а этом
у ч а с т к е п р о я в л я е т с я не т о л ь к о д и н а м и ч е с к о е в л и я н и е о к е а н и ч е ­
с к и х и л и м о р с к и х про ц ессо в, но т а к ж е т е р м о х а л и н н о е и б и о л о г и ­
ческое.
Т а к и м о б р а з о м , со ст о р о н ы р е к и у ст ь е в о й реги о н б у д е т о г р а ­
н и ч и в а т ь с я д е л ь т о й ил и э с т у а р и е м , а со сто р о н ы м о р я — гр а н и ц е й
с р е д н е го м н о г о л е тн е го р а с п р о с т р а н е н и я р е ч н ы х в о д в се зо н ы н а и ­
б о л ь ш е г о стока.
134
6.2. Р А С П Р О С Т Р А Н Е Н И Е И Т Р А Н С Ф О Р М А Ц И Я Р Е Ч Н Ы Х В О Д
В М О РЕ
У к л о н у р о в н я д%/дх н а у с т ь е в о м у ч а с т к е р е к и в д о л ь ее оси
и м е е т п о р я д о к 10~4 — 10~5, и по с л е в ы х о д а стру и р ечн ой в о д ы из
у с т ь я н а в з м о р ь е и з - з а о т с у т с т в и я б ер его в, с д е р ж и в а ю щ и х ее р а с ­
т е к а н и е, п р о и с х о д и т б ы ст р о е р а с п л а с т ы в а н и е р еч н ы х вод. О б ы ч н о
р а с п р о с т р а н е н и е в и д и м о й речн ой с т р у и в м о р е п р о с л е ж и в а е т с я
в п р е д е л а х н е с к о л ь к и х к и л о м е т р о в . Э т а с т р у я п р е д с т а в л я е т собой
п р я м о л и н е й н ы й ил и с л е г к а и зв и л и с т ы й
п остепенн о р а с ш и р я ю ­
щ и й с я поток. В э т и х п р е д е л а х р а с п р е д е л е н и е с кор ости в ст р у е и
х а р а к т е р ее т р а н с ф о р м а ц и и м о гут б ы ть о п и с ан ы у р а в н е н и я м и и
ф о р м у л а м и , к о т о р ы е п р и м е н я ю т с я в г и д р о д и н а м и к е при и зу ч ени и
п о в е д е н и я п о в е р х н о с т н о й стр уи ж и д к о с т и , в т е к а ю щ е й в бассейн .
П о э к с п е р и м е н т а м п р о д о л ь н а я с к о р о с т ь струи и у б ы в а е т от ее
оси, г д е о н а р а в н а ыо, к п е р и ф е р и и (у = Ь), а т а к ж е с гл у б и н о й
д о ее н и ж н е й г р а н и ц ы h. П р и б л и ж е н н о в л и н е а р и з о в а н н о й ф о р м е
это т х а р а к т е р и з м е н е н и я и п р е д с т а в л я ю т ф о р м у л о й
u = u 0f i ( y / b ) f 2(z/h).
(6 . 1)
П о м е р е п р о д в и ж е н и я стру и в нее п р о и с х о д и т в о в л е ч е н и е м о р ­
ской в о д ы с б о к у и с н и зу со с к о р о с т я м и
vb = a bu 0f 2 (z/h)-,
Wh — a/tMofi (y/b),
(6 .2 )
где а ь и а д — ко э ф ф и ц и е н т ы б о ко в о го и в е р т и к а л ь н о г о в о вл е ч е н и я .
У чет в о в л е ч е н и я м е н я е т о б ъ е м струи, д л я о п р е д е л е н и я которо го
используется уравнение
неразры вности, проинтегрированное по
г л у б и н е и ш и р и н е стр уи
b h
Учет п р и и н т е г р и р о в а н и и за в и с и м о с т е й (6.1) и (6 .2 ), а т а к ж е
е с т е с т в е н н ы х у с л о в и й р а в е н с т в а н у л ю в е р т и к а л ь н о й ск о р о с т и н а
п о в е р х н о с т и м о р я и с о с т а в л я ю щ е й v на оси стру и (у = 0 ) п р и ­
водит к выраж ению
I J 2 д (u ab h) /dx - f а bu 0b h l 2
а ни ф и = 0, (6.4)
гд е
1
h = \ h ШЬ) d (y/b),
о
1
I2^ \ h
о
( Ф ) d (;г/ h ).
В п р е о б р а з о в а н н о м у р а в н е н и и н е р а з р ы в н о с т и т р и н еи зв естн ы х :
щ , Ь и h. Д л я их н а х о ж д е н и я д о п о л н и т е л ь н о и с п о л ь з у ю т с я д в а
у р авн ен и я движ ени я. О д н ако из-за больш ого р азл и ч и я плотностей
речной и м о р ск о й в о д ы в о д о о б м е н ч е р е з г а л о к л и н з а м е д л е н н ы й и
г л у б и н а h у с т а н а в л и в а е т с я о б ы ч н о п о д в о з д е й с т в и е м в е т р о в о го
п е р е м е ш и в а н и я . Х а р а к т е р э т о й за в и с и м о с т и р а с с м а т р и в а л с я в ы ш е
135
и в д а н н о м с л у ч а е г л у б и н а б уд е т с ч и т а т ь с я и зве с т н о й и н е и з м е н ­
ной в д о л ь оси струи.
И з т е о р и и стр уй и звестн о , что ск о р о с т ь ее с т р е ж н я у б ы в а е т
п р и м ер н о по э к с п о н е н ц и а л ь н о м у з а к о н у от н а ч а л ь н о г о з н а ч е н и я
Ын, т. е.
щ — и н exp (— yx /h ) .
(6.5)
П оэтом у д л я получения пространственной картины расш и р е­
ни я стру и не б у д е т н а х о д и т ь с я б о л е е точн ое зн а ч е н и е с кор ости
те ч е н и я из у р а в н е н и я д в и ж е н и я , т е м б олее, что х а р а к т е р и с т и к и
турбулентного взаим одействия струи с морской водой
изу ч ен ы
слабо.
П о д с т а н о в к а ф о р м у л ы (6.5) в у р а в н е н и е (6.4) п р и в о д и т его
к выражению
d b j d x — [yjh — a hj ( h l 2)] b = — а 6/ / , .
(6 .6 )
Е го р е ш е н и е и м ее т в и д
b = [bо — a bh/(aliy] exp ( а x/h) + a bh / ( a l х),
(6.7)
где
а = (у — a h/ I 2).
П о л у ч е н н а я ф о р м у л а в ы р а ж а е т р а с ш и р е н и е с т р у н речной
в о д ы на в зм о р ь е , в ы з в а н н о е т р е н и е м и в о в л е ч е н и е м в нее м о р ­
ской воды . Е с л и на нее д о п о л н и т е л ь н о д е й с т в у е т ве т ер и л и м о р ­
ское течени е, т о п р о и с х о д и т о т к л о н е н и е и и с к р и в л е н и е стр уи в с о ­
от в е т с т в у ю щ у ю сторону. П р и б л и ж е н н о е ее п о л о ж е н и е м о ж н о п о ­
л у ч и ть о б ы ч н ы м с л о ж е н и е м скоростей, что на н е б о л ь ш и х р а с с т о я ­
н и ях д о п у сти м о.
О с о л о н е н и е стру и речной в о д ы и ее т е р м и ч е с к а я т р а н с ф о р м а ­
ци я о п и с ы в а е т с я о б ы ч н ы м и у р а в н е н и я м и д и ф ф у з и и , р е ш е н и е к о ­
т о р ы х пр и изве с т н ой ск о р о с т и т е ч е н и я и ш и р и н ы стр уи не в ы з ы ­
в а е т за т р у д н е н и й , есл и и с п о л ь з у е т с я •ч и с л ен н ы й метод. П р и уч ете
т е р м о х а л и н н о й т р а н с ф о р м а ц и и т о л ь к о з а счет р а с ш и р е н и я струи
и в о в л е ч е н и я в нее м о р с к и х в о д и с п о л ь з у ю т с я и н т е г р а л ь н ы е и н в а ­
р и а н т ы с о х р а н е н и я т е п л а и к о н ц е н т р а ц и и речн ой в о д ы С
ь {х)f
~\
Ъо
(
~\
сри[ т — T ) d y = \ с р и а {тн — T ) d y ,
О
о
j
b
(х )
^ р иС d y
о
(6.8)
Ьо
puHC a d y ,
(6.9)
о
где Т — т е м п е р а т у р а в о д ы з а п р е д е л а м и струи.
И з э т и х и н в а р и а н т о в сл е д у е т , что у м е н ь ш е н и е А Т и = (Гн— Т )
и Сн по оси с т р у и п р о и с х о д и т п р о п о р ц и о н а л ь н о эк с п о н е н т е от
расстояния.
П е р е м е н н ы й в е т ер о т к л о н я е т ре ч н у ю с трую п о п е р ем ен н о в р а з ­
ны е с т ор он ы , в р е з у л ь т а т е чего р е ч н ы е в о д ы о б ы чн о з а н и м а ю т
136
больш ую или
меньш ую
область,
распространяясь
не т о л ь к о
в г л у б ь в о д о е м а , но и в д о л ь б е р е г а п о о б е с т о р о н ы от у с т ь я р е ки
(см. рис. 6 . 1).
В с в я з и с с у щ е с т в е н н о й р а з н и ц е й пл о т н о с т ей р е ч н ы х и м о р ­
ских в о д н а г р а н и ц е их р а з д е л а ф о р м и р у е т с я р е з к и й пи кн ок л и н ,
з а т р у д н я ю щ и й с м е ш е н и е вод. П о э т о м у т о л щ и н а п р е с н ы х в о д h на
б о л ь ш и х р а с с т о я н и я х от у с т ь я о с т а е т с я п р и м е р н о т а к о й ж е , к а к
и н а в ы х о д е из него. О т н о ш е н и е h к г о р и з о н т а л ь н о м у р а с с т о я н и ю
р а с п р о с т р а н е н и я р е ч н ы х в о д по н о р м а л и к б е р е г у / о к а з а л о с ь д л я
р е к с р а з л и ч н ы м ст о к о м в е л и ч и н о й о д ного п о р я д к а 10-4 . Э то п о ­
с л у ж и л о о с н о в а н и е м д а т ь эт и м в о д а м н а з в а н и е « л и н з а р а с п р е с н е н н ы х в о д » [40].
Грани ца м еж ду раопресненными водам и «линзы» и о к р у ж а ю ­
щ и м и м о р с к и м и в ы р а ж е н а о б ы чн о р е з к о и ее н а з ы в а ю т с т о к о в ы м
фронтом. Г оризонтальны е градиенты
со л е н о с ти в зо н е ф р о н т а
д о с т и г а ю т 10 -1 %о/м, а и н о гд а и б ольш е. В р е з у л ь т а т е его ш и р и н а
не п р е в ы ш а е т 100— 200 м. Е с т ес т в е н н о , что б о л ь ш и е г р а д и е н т ы
п л о т н о ст и в ы з ы в а ю т о б р а з о в а н и е т еч е н и й о к о л о ф р о н т а в в и д е
в д о л ь ф р о н т а л ь н о й струи.
Т о л щ и н а « л и н з ы » з а в и с и т от р а с х о д а р е к и т и от и н т е н с и в ­
ности п р и т о к а в нее с ол ен о й вод ы . П о с л е д н я я в л и я е т н а с р е д н ю ю
с о л ен о с ть в о д ы в л и н з е S . Е с л и с о л е н о с ть о к р у ж а ю щ е й в о д ы S ,
то коэффициент р азб авл ен и я воды в линзе
d = S/(S-~S).
(6.10)
П р о в е д е н н ы й а н а л и з р е з у л ь т а т о в н а б л ю д е н и й з а ст о к о м р я д а
р ек и толщ иной образовавш ихся линз распресненных вод показал
[40 ], что и м е е т м есто э м п и р и ч е с к а я ф о р м у л а
h i = h 0\ d lm il (d0m a)'ilz.
(6 . 11)
г д е ho = 1 м; т о = 1 , 6 8 - 1 0 3 м 3/с, do = 1 , 6 7 — н о р м и р о в о ч н ы е п а ­
раметры.
В ы ч и с л е н н а я по это й ф о р м у л е т о л щ и н а « л и н з» р а с п р е с н е н н о й
в о д ы м е н я е т с я от 1— 2 м при м а л о м р ечн ом с токе п о р я д к а
20 к м 3/г о д д о 10— 15 м при с токе 1— 1,5 тыс. к м 3/го д, к а к о й о б у ­
с л о в л и в а ю т т а к и е к р у п н ы е реки, к а к О р и н о к о и Е н и с ей с Обью .
С л е д о в а т е л ь н о , дли на, « л и н з ы » м а л о й р е к и от б е р е г а с о с т а в л я е т
10— 20 км, а кр у п н о й д о х о д и т до 100— 150 км.
В за в и с и м о с т и от с езон н о сти речн о го с т о к а р а з м е р ы «л и н зы »
м е н я ю т с я , но в с р е д н е м з а г о д п р и б л и ж е н н о м о ж н о сч и та т ь, что
о н а н а х о д и т с я в с т а ц и о н а р н о м со с то я н и и и п о с т е п е н н а я т р а н с ­
ф о р м а ц и я ее в о д ы в- м о р с к у ю к о м п е н с и р у е т с я ст о к о м
пресной
воды .
О б м е н с о л я м и и д р у г и м и к о м п о н е н т а м и в о д ы в « л и н зе» с м о р ­
с к о й о с у щ е с т в л я е т с я ч ер е з п и к н о к л и н н а д н е « л и н з ы » и б оков ой
ф р о н т а л ь н ы й р а з д е л . И з - з а очень с л а б о г о т у р б у л е н т н о г о о б м е н а
в п и к н о к л и н е о б щ и й п о т о к ч ер е з него о к а з ы в а е т с я с у щ е с т в е н н о
м е н ь ш е , чем ч ер ез ф р о н т а л ь н у ю г р а н и ц у , н е с м о т р я н а м е н ь ш у ю
п л о щ а д ь посл ед ней.
137
П р и о ц е н к а х п о т о к а сол еной во д ы в р а с п р е с н е н н у ю « л инзу»
ч ер е з ф р о н т о б ъ е д и н я е т с я про ц есс в о в л е ч е н и я
сол ено й во д ы
и д и ф ф у з и о н н ы й пер енос в е д и н ы й т у р б у л е н т н ы й перенос, х а р а к ­
т е р и зу е м ы й к о э ф ф и ц и е н т о м К ь О б щ и й пер е н о с м а с с ы ч ер ез ф р о н ­
т а л ь н у ю п о в ер х н о ст ь l$h, где
/ф — д л и н а
фронта,
составляет
KitфЬ. Э то т пе р е н ос у р а в н о в е ш и в а е т с я р а с х о д о м во д ы т из р е ки
с у ч ет о м ее р а з б а в л е н и я м о р с к о й во д о й по всей д л и н е /, т. е.
и м е е т м есто [40] р а в е н с т в о
К(1фЬ = m t d .
(6 . 12)
Ki = mtd/(l$h).
(6.13)
О т с ю д а сл е д у е т , что
В р е м я пол но го о б н о в л е н и я во д ы в « л и н зе» A t о ц е н и в а е т с я к а к
о тн ош ен и е с о д е р ж а н и я всей пресной в о д ы в « л и н зе» М л к р а с х о д у
т. П о с к о л ь к у М п с в я з а н а с о б ъ е м о м « л и н зы » v n соо т н о ш е н и е м
М п = v j d , а Vл = 1ф1Н, то
A t — l^lhl( md) .
(6.14)
П р и в е д е н н ы е в т а б л . 6.1 о р и е н ти р о в о ч н ы е оц е н ки п о к а з ы в а ю т ,
что п л о щ а д ь «л и н з» всех р е к п о р я д к а 106 к м 2, а о б ъ е м в о д в них
104 к м 3.
Таблица 6.1
Х арак терн ы е р а зм ер ы стоковы х «линз» н екоторы х рек [40]
М а к с и м а л ь н ы й
Р е к а
Амазонка
Енисей + Обь
Конго
Ориноко
Лена
Миссисипи
Волга
Колумбия
Дунай
Нева
Коннектикут
р а с х о д ,
103 м 3/ с
h
м
П
\ >л
к м 2
КМ3
2 0 0
2 1 , 5
1 0 0 - 1 0 3
2 - 1 0 3
2 1 0
2 2
1 0 0 - 1 0 3
2 - 1 0 3
4 0
6 5
1 1 0
1 0 - 1 0 3
1 • 1 0 2
11
7 , 4
2 5 - 1 0 3
2 - 1 0 2
1 4 , 4
4 0 - 1 0 3-
6 - 1 0 2
2 3
5
9 - 1 0 3
4 0
2 5
5 , 4
4 - 1 0 3
2 0
2 0
4 , 6
3 - 1 0 3
1 0
1 0
3
2
2,9
1,3
1 , 0
Ы
О
3
М
О
2
4 0
■
3
ю
- 1
4 - 1 0 - 2
В лияние речных вод на морские зам етн о и за п ределам и сто­
к ов ого ф р о н т а , т а к к а к о б м е н ч ер е з него и н тен си в ны й, о ч ем
м о ж н о суди ть по э м п и р и ч е с к и м о ц е н к а м к о э ф ф и ц и е н т а т у р б у ­
л е н т н о г о о б м е н а , п р и м ер н о р а в н о г о 2 - 10 3 м 2/с [40]. Н е с м о т р я н а
р е зк и й п и к н о к л и н на н и ж н е й г р а н и ц е р а с п р е с н е н н о й « л и н з ы » о б ­
мен с о л я м и , т е п л о м и ко л и ч е с т в о м д в и ж е н и я ч ере з него, е с т е с т ­
венно, п рои сходит. Н а и б о л е е я сн о п р о с л е ж и в а е т с я о б м ен с о л я м и
и з-за п о стоя н н о с у щ е с т в у ю щ е й п о д р а с п р е с н е н н ы м и в о д а м и с о л е ­
ной в о д ы и у с т о й ч и в о н а п р а в л е н н о г о в в е р х п о т о к а солей. В р е ­
з у л ь т а т е в о д а в «л и н зе» по м е р е у д а л е н и я от у с т ь я постепенно*
138
осолоняется.
Закономерности
такого
осолонения
излож ены
в к у р с е « Ф и з и к а о к е а н а » . Е с л и ж е р а с с м а т р и в а т ь с р е д н ее м н о г о ­
л е т н е е и зм е н е н и е солености , то э т о т п р о ц е с с в п о л н е д о п у с ти м о
с ч и т а т ь у с т а н о в и в ш и м с я и о п и с ы в а е м ы м об ы ч н ы м
уравнением
диф фузии
U
dS
д и 6S
Qi — - f c T k dz .
'
/с 1с\
(6 -15)
где и —с к о р о с т ь д в и ж е н и я в о д ы в н а п р а в л е н и и I.
П о с л е и н т е г р и р о в а н и я эт о го у р а в н е н и я по в с е м у р ас п р е с н е н н ом у слОю h п о л у ч а е т с я в ы р а ж е н и е
6S __ k
dl
uh
dS
dz
.
z =ft
S / d Mw .
puh \ dt
'
dMо
■).
dt
(6-16)
В нем и с п о л ь з о в а н о п р е д с т а в л е н и е п о т о к а со л е й у п о в е р х ­
ности р а с п р е с н е н н о г о с л о я ч ерез м а с с ы и с п а р и в ш е й с я в о д ы М И
и осадков М 0
k
OS
S / dMu > dM0 \ .
p \ dt " r dt ) '
=o—
dz
/fi i V4
1'
П о с к о л ь к у и з - з а м а л о й т о л щ и н ы р а с п р е с н е н н ы й сл ой об ы чно
п е р е м е ш а н н ы й и в н е м _ п о в е р т и к а л и н а б л ю д а е т с я гом оген ность,
т о ' 5 у п о в е р х н о ст и и S п р а к т и ч е с к и о д и н а к о в ы . Э то п о з в о л я е т
з а м е н и т ь 5 в п о с л е д н е м ч л е н е в ы р а ж е н и я (6.16) н а S . Т о г д а при
и зв е с т н ы х з н а ч е н и я х о с т а л ь н ы х п а р а м е т р о в р е ш е н н и е у р а в н е н и я
(6.16) б у д е т и м е т ь в и д
i
S ( l ) = S (0 ) е х р (— (ХоО +
f ф (£) е х р [ — <х0 (I — £)] d l ,
о
(6.18)
г д е р а д и к р а т к о с т и за п и с и в в е д е н ы о б о зн а ч е н и я :
___
tt°
Ф
1 f dNlw
рu h \ dt
1 (ft
uh \
'
dA^lo *\.
dt ) ’
dz J |z = h
.
П о л у ч е н н о е р е ш е н и е в к а к о й - т о м е р е носи т ф о р м а л ь н ы й х а ­
рактер, так
к а к п о то к со л ей ч е р е з г а л о к л и н п о к а е щ е т р у д н о
о п р е д е л и т ь и з - з а , о чень с л а б о й изу ч е н н о ст и к о э ф ф и ц и е н т а д и ф ф у ­
зи и , к о т о р ы й в к л ю ч а е т в с е б я к а к м о л е к у л я р н у ю и т у р б у л е н т н у ю
д и ф ф у зи ю , т а к и э ф ф е к т ы в о в л е ч е н и я с о л е н о й в оды .
П о м ер е
у д а л е н и я от у с т ь я ст еп е н ь о с о л о н е н и я в о д ы в л и н з е р а с т е т , что
вы зы вает уменьш ение вертикального
градиента
с о л ен ости и
у м е н ь ш е н и е ф. О д н а к о
одновременно ум еньш ается
градиент
п л о т н о с т и в п и к н о к л и н е , с п о с о б с тв у ю щ и й в о з р а с т а н и ю k. В р е ­
з у л ь т а т е п о т о к со л ей и ф у н к ц и я ф м о гут к а к у в е л и ч и в а т ь с я , т а к
и у м е н ь ш а т ь с я , но н а п р а в л е н и е п о т о к а сол ей о с т а е т с я н е и з м е н ­
н ы м — к р а с п р е с н е н н о м у слою , т а к к а к ф > 0. П о э т о м у осолоне139
ние р а е п р е с н е н н о й л и н з ы п р о и с х о д и т вс е г д а , н е з а в и с и м о о т с о о т ­
н о ш е н и я и с п а р е н и я и о с а д к о в , т. е. з н а к а а 0. Р а з л и ч и е со сто и т
в том , что при п р е в ы ш е н и и и с п а р е н и я н а д о с а д к а м и
(а0 С 0)
о с ол он ен и е п р о и с х о д и т н е с к о л ь к о б ы стрее, чем при п р е о б л а д а н и и
о с а д к о в н а д и с п а р е н и е м ( а 0 > 0 ).
Т е р м и ч е с к а я т р а н с ф о р м а ц и я р а с п р ес н е н н о й л и н з ы п р о и с х о д и т
по т е м ж е з а к о н а м , но на по в е р х н о ст и в ы п о л н я е т с я у с л о в и е б а ­
ланса тепла
— Б + cppacTU (-д — Т о) + L upacqU (q — q 0).
(6.19)
П о с л е з а м е н ы у д е л ь н о й в л а ж н о с т и q ч ер е з т е м п е р а т у р у и о т ­
н о с и те л ьн у ю в л а ж н о с т ь г и о б ъ е д и н е н и я ч л е н о в это у р а в н е н и е
преобразуется к виду
(6 . 20 )
где р а д и к р а т к о с т и за п и с и в в е д е н ы о б о зн а ч е н и я :
Б ' = Б + CpPaCxUfi — L„pacqU (1 + аЪ — г) qH;
б == CjoPaCjU
'LiiPaCqU&qn>
qn — у п р у г о с т ь н а с ы щ е н и я в о д я н о г о п а р а пр и т е м п е р а т у р е в о з ­
д у х а ф; ср , ра> JJ — у д е л ь н а я т е п л о е м к о с т ь в о з д у х а , его п л о т н о с т ь
и с к о р о с т ь в е т р а на н и ж н е м с т а н д а р т н о м у р о в н е с о о т в ет с т в е н н о ;
a w 0,086 К - 1 .
А н а л о г о м у р а в н е н и я (6.16) д л я т е м п е р а т у р ы л и н з ы будет
дТ
X
ЭТ I
Б ' — ЬТ о
(6 .21 )
дI
cpuh dz \z= h
cpuh
П оскольку в сравнительно тонкой распресненной линзе не
т о л ь к о соленость,_но и т е м п е р а т у р а с л а б о м е н я е т с я по вер т и ка л и »
то з а м е н а Т0 н а Т п р и в о д и т к у р а в н е н и ю , р е ш е н и е к о т о р о г о а н а ­
л о ги ч н о (6.18)
i
Т (l) = Т (0) ex p (— а,/) + \ <р, (£) ехр [ а , ( | — /)]4 £ ,
о
(6.22)
где
Л е т о м т е м п е р а т у р а в о д ы в т е р м о к л и н е по д л и н з о й с р е ч н ы м и
в о д а м и с г л у б и н о й п о н и ж а е т с я ( д Т / д г < 0) и ч а с т ь т е п л а , п о ­
с т у п а ю щ е г о н а п о в е р х н о ст ь м о р я , у х о д и т г л у б ж е г о р и зо н т а h.
З и м о й и о сен ью к а р т и н а ч а щ е всего б ы в а е т о б р а т н о й , т. е. и м е е т
м е с то у с л о в и е d T / d z > 0 . В э т о м с л у ч а е п р о и с х о д и т п р и т о к т е п л а
в л и н з у от п о д с т и л а ю щ и х вод. П о с к о л ь к у т е п л о о б м е н л и н з ы с а т ­
м о с ф е р о й б о л е е и н тен си в ны й, чем с п о д с т и л а ю щ и м и в о д а м и , т о
влияние теплообм ена с последними на термическую т р а н с ф о р м а ­
цию р а с п р е с н е н н ы х во д п р о с л е д и т ь н е п о ср е д с тв е н н о т р у д н о .
В более явном виде прослеж ивается соленостная трансф орм ация
эти х вод.
6.3. П Р О Н И К Н О В Е Н И Е М О Р С К И Х В О Д В У С Т Ь Е В У Ю О Б Л А С Т Ь
Н а х о д я щ а я с я под речными м орская вода м ож ет расп р остра­
н я т ь с я в г л у б ь у с т ь е в о го у ч а с т к а реки. О с н о в н ы м у с л о в и е м д л я
т а к о г о я в л е н и я с л у ж и т с у щ е с т в о в а н и е на г л у б и н е п р о н и к н о в е н и я
морской воды горизонтального гради ента давлен и я, п р евы ш аю ­
щ ег о п е р е п а д д а в л е н и я под д е й с т в и е м г о р и з о н т а л ь н о г о
гр а д и -
Рис. 6.3,- Схема проникновения морских вод в узкий эстуарий.
р м ,
р р
—
п л о т н о с т ь
м о р с к о й
и
р е ч н о й
в о д ы .
е н т а у р о в н я . П о э т о м у в у ст ь е в о й у ч а с т о к р е к и с б о л ь ш и м у к л о ­
ном д н а и у р о в н я м о р с к а я в о д а не за х о д и т , но во вс е х э с т у а р и я х
о н а о б ы чн о при с у тс т ву е т. В ш и р о к и х э с т у а р и я х м о р с к а я в о д а м о ­
ж е т к о н ц е н т р и р о в а т ь с я в д о л ь о д ного его
б ер е г а с в ы х о д о м н а
пове р х н о ст ь, а р е ч н а я — у д р угого . М о р с к и е в о д ы м огу т т а к ж е
с л е д о в а т ь п р и г л у б ы м у ч а с т к а м , осо бен но в м е л к о в о д н ы х э с т у а ­
риях. Н о н а б о л ь ш е й ил и м е н ьш е й п л о щ а д и с у щ е с т в у е т н а т е к а ­
ние р е ч н ы х в о д н а м о р с к и е и д в у х с л о й н о с т ь по п л о т н о с т н о й с т р а ­
тификации. В узки х и глубоких эстуариях эта
двухслойность
п р о я в л я е т с я по всей их ш ир ин е. П о м е р е п р о д в и ж е н и я в г л у б ь
э с т у а р и я п р и д о н н ы й сл ой м о р с к о й в о д ы с т а н о в и т с я вс е б о л е е т о н ­
ки м и в к о н ц е кон цо в в ы к л и н и в а е т с я . О б ы ч н о т а к о й сл ой в о д ы
н а з ы в а ю т « к л и н о м » м о р с к о й во д ы , с оле ностным к л и н о м и л и гал о к л и н о м (рис. 6 .3).
И зучение
закономерностей
проникновения
морской
воды
в э с т у а р и и и ее т р а н с ф о р м а ц и и и м е е т б о л ь ш о е зн а ч е н и е д л я р е ­
ш ения р я д а биологических задач, при исследовании перем ещ ения
на н о со в , при и с с л е д о в а н и и э к о л о г и и у с т ь е в ы х о б л а с т е й и т. д.
И м еется больш ое число работ, в которы х р ассм атр и ваю тся р а з ­
л и ч н ы е ст о р о н ы этой п р о б л е м ы . О д н а к о и з - з а с л о ж н о с т и х а р а к ­
141
т е р а в з а и м н о г о .п р о н и к н о в е н и я
речных и морских вод теория
это го п р о ц е с с а е щ е д о к о н ц а не р а з р а б о т а н а .
П р и о п и с ан и и д в и ж е н и я в о д ы в э с т у а р и и , о с обен н о у зк о м ,
наиболее ш ироко применяю тся
о с р е д н е н н ы е п о его ш и р и н е b
( в д о л ь оси у ) у р а в н е н и я Р е й н о л ь д с а и н е р а зр ы в н о с т и . П р и у ч ете
т о л ь к о о с н о в н ы х з н а ч и м ы х с л а г а е м ы х они и м е ю т в и д
диЪ . диЧ
duwb
д ( ии ди \ , и ( dt, ,
1
d f
,,Л
- w - + - m r + ^ r - = - w { b k ^ r ) + bs [ - g r + ^ ^ ] p ^ J >
(6.23)
d u b / d x + d w b / d z = 0.
(6.24)
П л о т н о с т ь в о д ы в э с т у а р и и н а и б о л е е си л ьн о з а в и с и т от с о л е ­
ности, п о э то м у в п о л н е у д о в л е т в о р и т е л ь н о ее о п и с ы в а е т а п п р о к ­
симация
р = р0(1 + В Д .
(6.25)
Д л я о п и с а н и я и зм е н е н и я со л е н о с ти в о д ы и с п о л ь з у е т с я у р а в н е ­
ние д и ф ф у з и и , т а к ж е о с р е д н е н н о е по ш и р и н е э с т у а р и я
dSb , d S b u
. dSbw
д Л , dS \
- д Г + - д ^ + ~ ^ - ==- д г { ь к - щ - ) '
(6 -26)
Е с л и у р о в е н ь э с т у а р и я м е н я е т с я во в р е м е н и , то в в о д и т с я д о ­
п о л н и т е л ь н о е у р а в н е н и е , п о л у ч а е м о е и н т е г р и р о в а н и е м по в е р т и ­
к а л и от по в е р х н о ст и (£) д о д н а ( Я ) у р а в н е н и я н е р а з р ы в н о с т и
(6:24)
<6 -27>
С м атем атической точки зрения х ар актер двумерного расп р е­
д е л е н и я ск о р о с т и т е ч е н и я и с о л ен ости по л н о с т ью оп и с ан п е р е ­
ч и с л ен н ы м и у р а в н е н и я м и . П р и изв е с т н о й с ко ро сти т е ч е н и я ин =
— m j (ЬН) в в е р ш и н е э с т у а р и я ( х = Х ) ; и зв е с т н ы х з н а ч е н и я х с о ­
л ен о с т и S H и к о л е б а н и й у р о в н я м о р я на в ы х о д е из э с т у а р и я ( х =
= 0 ) , е сл и они с в я з а н ы с п р и л и в а м и ил и со с г о н н о -н а го н н ы м и
я в л е н и я м и , ч и с л ен н ы м и м е т о д а м и н а х о д я т с я все и с к о м ы е ф у н к ­
ции. К л и н со л ен ой в о д ы при этом в ы д е л я е т с я
по п о в ы ш е н н ы м
з н а ч е н и я м со л ен ости п р и д о н н о го с л о я воды.
Д л я а н а л и з а о б щ е й з а в и с и м о с т и х а р а к т е р и с т и к сол ен остн о го
к л и н а м о ж н о о г р а н и ч и т ь с я с т а ц и о н а р н ы м с л у ч а е м б ез у ч е т а н е ­
л и н е й н ы х с л а г а е м ы х . П р и р а в н и в а н и е ну л ю п р а в о й ч ас т и у р а в н е ­
ни я (6.23) о з н а ч а е т б а л а н с сил т р е н и я и г р а д и е н т а д а в л е н и я ,
о б у с л о в л е н н о го н а к л о н о м у р о в н я и г р а д и е н т о м п л отн о сти воды.
И н т е г р и р о в а н и е его по г л у б и н е от по ве р х н о ст и д о г п р и в о д и т
к выражению
к т в-= и г т г + 1 г 1 Б Г Ь - а е * .
142
(6 .2 8 )
Ч т о б ы не з а т у ш е в а т ь в з а и м о д е й с т в и я м о р я и р е ки н а п р я ж е ­
ние т р е н и я н а п о в е р х н о ст и э с т у а р и я п р и н я т о р а в н ы м нулю .
П р и ф о р м у л и р о в к е у р а в н е н и я (6.23) з а о тсчетную п о ве р хн ость
п р и н я т н е в о зм у щ е н н ы й у р о в е н ь м о р я (z = 0 ). В с р е д н е м в в е р х по
э с т у а р и ю а б с о л ю т н о е з н а ч е н и е у р о в н я р а с т е т , т. е. <3£/<3х>0,
п л о т н о ст ь в о д ы у м е н ь ш а е т с я и з-за м е н ьш е й к о н ц е н т р а ц и и сол ей
( д р / д х < 0 ) . В результате первое и второе слагаем ое вы р аж ен и я
(6.28) и м е ю т р а з н ы е зн а к и , их с у м м а в в е р х н и х и н и ж н и х с л о я х
э с т у а р и я м о ж е т т а к ж е и м еть р а з л и ч н ы е зн а к и . Э то с в и д е т е л ь с т ­
в у е т о том , что н а п р я ж е н и е т р е н и я , а с л е д о в а т е л ь н о , и с к о р о с т ь ,
те ч е н и я с г л у б и н о й м о гут м е н я т ь н а п р а в л е н и е .
В б о л е е я в н о й ф о р м е за в и с и м о с т ь с ко ро сти т е ч е н и я от г р а д и ­
ентов у р о в н я и п л отн о с ти в о д ы п о л у ч а е т с я при и н т е г р и р о в а н и и
у р а в н е н и я (6.28) по гл уби не. Н а и б о л е е п р о с т ы м в ы р а ж е н и е о к а ­
зы в а е т с я есл и к о э ф ф и ц и е н т т у р б у л е н т н о с т и и г л у б и н а э с т у а р и я
Н посто я н н ы . Т о г д а при у сл о вии, что и ( Н ) = 0, за в и с и м о с т ь с к о ­
рости т е ч е н и я от эт и х ф а к т о р о в и м е е т в и д
н
;
“ <2>=
;
-
Ж
Т§- <Н’
-
г’>- A
z
SS<2 -
z О
а■
-ЗГ «
dz.
(6.29)
В ы ч и с л ен и е п р о ф и л я ск о р о с т и т е ч е н и я по э т о м у в ы р а ж е н и ю
п ро во д и ть н е л ь з я , т а к к а к г р а д и е н т п л отн о с ти не я в л я е т с я в н е ш ­
ним п а р а м е т р о м и д л я его н а х о ж д е н и я н е о б х о д и м о и с п о л ь з о в а т ь
у р а в н е н и я (6.25) — (6.27), но д л я в ы я с н е н и я у с л о в и й о б р а з о в а н и я
г а л о к л и н а оно у д о бно .
К а к у ж е отмечалось, в использованной
си стем е
координат
п ервы й ч л е н о т р и ц а т е л ь н ы й и о б у с л о в л е н н а я им с к о р о ст ь т е ч е ­
ния н а п р а в л е н а п р отив оси х, т. е. в сто р о н у м ор я. В т о р о е с л а г а е ­
мое в с е г д а п о л о ж и т е л ь н о и с в я з а н н а я с ним с к о р о с т ь т е ч е н и я н а ­
п р а в л е н а в с т о р о н у реки. С м е н а з н а к а ск о р о с т и т е ч е н и я м о ж е т
им еть м есто т о л ь к о в том с л у ч а е , есл и в т о р о е с л а г а е м о е в ы р а ж е ­
ния (6.29) по а б с о л ю т н о м у з н а ч е н и ю с т а н е т б о л ь ш е первого. П о ­
э т о м у в д е л ь т а х р е к и э с т у а р и я х с б о л ь ш и м у к л о н о м у р о в н я гал о к л и н о т с у тс т в у ет ил и б ы в а е т очень к о р о т к и м . П р и у м е н ь ш е н и и
у к л о н а у р о в н я о т н о с и т е л ь н ы й в к л а д в т о р о го с л а г а е м о г о у в е л и ч и ­
в а е т с я и п е р е х о д к п о л о ж и т е л ь н о й с к о р о с т и т е ч е н и я н а с т у п а е т на
б о л ее в ы с о к и х г о р и зо н т а х , а д л и н а г а л о к л и н а у в е л и ч и в а е т с я . П о ­
эт о м у пр и с е зо н н о м и зм е н ен и и с т о к а р е к и г а л о к л и н т а к ж е м е н я ­
ется. В О б с к о й г у б е г а л о к л и н в п р е д в е с е н н и й п е р и о д р а с п р о с т р а ­
н я е т с я б о л е е чем на 100 км , а л е т о м — п р и м ер н о на 50 км.
П о л о ж е н и е г р а н и ц ы г а л о к л и н а м о ж н о о п р е д е л и т ь из в ы р а ж е ­
ния (6.29) по к о о р д и н а т а м п е р е х о д а с к о р о с т и ч ер е з нуль. В ц е л я х
п о л у ч е н и я чисто и л л ю с т р а т и в н о г о п р е д с т а в л е н и я о с в я зи г а л о ­
к л и н а X с г р а д и е н т о м у р о в н я и и зм е н е н и е м
п л отн о сти во д ы
м о ж н о п р е д п о л о ж и т ь , что
■др/дя ~ (рр — рм) / Я .
(6 .3 0 )
143
Т о гд а из в ы р а ж е н и я (6.29) при и (г ) = 0 п о л у ч а е т с я
X (г) = (рм - рр) ( Я 2 + г 2 + Нг)/(Зр 0а ^ ) ( Я + г).
(6.31)
Видно, что чем б о л ь ш е р а з н о с т ь п л о тн остей м о р с к о й рм и речной
рр вод, тем б о л ь ш е д л и н а г а л о к л и н а .
П ри проведенном упрощ ении уравнени я движ ени я дли на г а л о ­
к л и н а не з а в и с и т от ин тен си в ности т у р б у л е н т н о г о п е р е м е ш и в а н и я .
В д ей с т в и т е л ь н о с т и , е с л и з а р а н е е не п о с т у л и р о в а т ь п о с т о я н с т в о
k, то о к а з ы в а е т с я , что X з а в и с и т не т о л ь к о от в ел и ч и н ы k, но и от
его п р о ф и л я . П о э т о м у в и с с л е д о в а н и я х ф о р м и р о в а н и я г а л о к л и н а
б о л ь ш о е в н и м а н и е у д е л я е т с я р а з л и ч н ы м м е т о д а м его вы чи сл еS°/oo
Рис. 6.4. Изменение солености в эстуарии [45].
К р и в ы е
1, 3 ,
н у ю
5, 7 — р е з у л ь т а т р а с ч е т а ; 2, 4, 6, 8 — д а н н ы е н а б л ю д е н и й ; у п о в е р х н о с т и в
(/, 2) и в м а л у ю
(3, 4) в о д ы ; у д н а
в п о л н у ю
(5 , 6 ) и в м а л у ю в о д ы
(7, 5 ).
п о л ­
ния. В ц е л о м у в е л и ч е н и е k п р и в о д и т к у м е н ь ш е н и ю X , что о б ъ я с ­
н я е т с я у м е н ь ш е н и е м г р а д и е н т а п л о тн ос ти и з - з а п е р е м е ш и в а н и я .
С о л е н о с т ь в г а л о к л и н е по м е р е у д а л е н и я от м о р я постепенн о
уменьш ается в результате турбулентного перем еш ивания с реч­
н ы м и в о д а м и и о т т о к а со л е н ы х вод. П р о с т о е в ы р а ж е н и е , и л л ю с т ­
р и р у ю щ е е это и зм е н е н и е S , п о л у ч а е т с я , е сл и с т а ц и о н а р н у ю ч а с т ь
у р а в н е н и я (6.26) п р о и н т е г р и р о в а т ь по в е р т и к а л и в п р е д е л а х г а ­
л о к л и н а от д н а д о его в е р х н е й г р а н и ц ы
(S b u h ) = [ ( S M -
(bk d S / d z )] \z = h.
(6.32)
Л е в а я ч а с т ь у р а в н е н и я х а р а к т е р и з у е т и зм е н ен и е п о т о к а со л ей
в г а л о к л и н е , в ы р а ж е н н о г о ч ер ез о с р е д н ен н ы е в нем по в е р т и к а л и
со л е н о сть S и с к о ро сть и. П е р в о е с л а г а е м о е п р а в о й ч асти х а р а к ­
т е р и з у е т у п о р я д о ч е н н ы й пе р ен ос со л е й в речн ую воду* т а к к а к
w (ti) С 0 и з - з а п о с т о я н н о г о в ы н о с а м о р ск о й в о д ы вв е р х . В т о р о е
с л а г а е м о е о б о з н а ч а е т пе ре н ос солей в в е р х п о с р е д с тв о м т у р б у ­
л е н т н о г о п е р е м е ш и в а н и я . П о с к о л ь к у с т о к со л ей п р о и с х о д и т ч ер ез
в е р х н ю ю г р а н и ц у г а л о к л и н а , то о к о л о нее с о л ен ость м ен ьш е, чем
у д н а . П р и м е р о м и зм е н ен и я сол е н о с ти в г а л о к л и н е м о ж е т с л у ­
ж и т ь рис. 6.4, на к о т о р о м п р и в е д е н ы р е з у л ь т а т ы р а с ч е т о в 5 и
д а н н ы е н а б л ю д е н н о й со л е н о с ти в Р о т т е р д а м с к о м к а н а л е . В д р у ­
гих э с т у а р и я х х а р а к т е р к р и в ы х и з о г а л и н м о ж е т б ы ть ин ы м , но
144
I
о б щ а я законом ерность ум еньш ения
с о л е н о с ти с у д а л е н и е м от
м о р я и к п о в е р х н о ст и р е к и с о х р а н я е т с я .
С ущ ественно слож н ее описанного х ар актер поступления м о р ­
с ки х в о д в ш и р о к и е эс т у а р и и . В ни х к р о м е о т м е ч е н н ы х с и л на
поле с к о р о с т и т е ч е н и я о к а з ы в а е т с и л ь н о е в л и я н и е у с к о р е н и е К о ­
риолиса и рельеф дна. П оэтом у в таких эстуари ях вертикальны й
г а л о к л и н по всей их ш и р и н е м о ж е т не о б р а з о в ы в а т ь с я , а в о з н и ­
к а ю т с т р у и с о л е н о й воды , п р о с т и р а ю щ и е с я в п л о т ь д о п о в е р х ­
ности. П о с т е п е н н о с т р у я т р а н с ф о р м и р у е т с я и н а и б о л е е с о л е н о е ее
я д р о с т а н о в и т с я у ж е , т. е. о б р а з у е т с я с п е ц и ф и ч е с к и й г а л о к л и н
в г о р и з о н т а л ь н о й п л оскости . О б ы ч н о он п р о х о д и т по н а и б о л е е
г л у б о к о й ч ас т и э с т у а р и я , но м о ж е т п р и ж и м а т ь с я п о д в л и я н и е м
у с к о р е н и я К о р и о л и с а к о д н о м у из б ерегов. П р и о п и сан и и ц и р к у ­
л я ц и и в о д и р а с п р о с т р а н е н и я со л е й в ш и р о к и х э с т у а р и я х и с п о л ь ­
зуется полная система уравнений гидродинамики и диффузии, р е ­
ш ен и е ко т о р о й п р о в о д и т с я т о л ь к о ч и с л е н н ы м способом .
6.4. П Р И Л И В Н Ы Е И С Г О Н Н О -Н А Г О Н Н Ы Е Я В Л Е Н И Я
Х а р а к т е р п р и л и в н ы х и с г о н н о -н аго н н ы х я в л е н и й на ус тье во м
взм орье практически
ни чем не о т л и ч а е т с я от р а с с м о т р е н н ы х
в ш е л ь ф о в о м регионе. С у щ е с т в е н н ы е о собен н ости э т и х я в л е н и й
и м е ю т м есто н а у с т ь е в о м у ч а с т к е р е к и и в п р е д е л а х в ы ш е д ш е й из
■устья стр уи речной воды .
Динамическое влияние
колебаний
у р о в н я в м о р е п е р е д у с т ь е м (см. п. 6 . 1) п р о с л е ж и в а е т с я в р е к е
и н о гд а на сотни к и л о м е т р о в , но эт о я в л е н и е о т н о с и т с я к п р о б л е ­
м а м г и д р о л о ги и , а не о к е а н о л о г и и .
П ериодические приливны е колебан и я уровня и изменения т е ­
чений н а в з м о р ь е м е н я ю т у к л о н у р о в н я и х а р а к т е р течен и й и на
у с т ь е в о м у ч а с т к е р еки . П р и э т о м в него в х о д и т б о л ь ш и й и л и м е н ь ­
ш и й о б ъ е м м о р с к и х в о д в з а в и с и м о с т и от м о р ф о м е т р и и и х а р а к ­
т е р и с т и к п р и л и в а н а вход е. Е с л и р е к а о к а н ч и в а е т с я р а з в е т в л е н ­
ной д е л ь т о й с м е л к о в о д н ы м и и з в и л и с т ы м и р у к а в а м и , то п р и л и в ­
н а я в о л н а б ы с т р о в ней з а т у х а е т . Н а и б о л е е б л а г о п р и я т н ы е
у с л о в и я д л я п р о н и к н о в е н и я п р и л и в н о й в о д ы в р е к у с о з д а ю т с я при
эс т у а р и й н о м т и п е у с т ь е в о го в з м о р ь я . П о с к о л ь к у д л и н а э с т у а р и я
сущ ественно меньш е дли ны
п р и л и в н о й в о л н ы , а ш и р и н а ещ е
м е н ьш е, то п р и л и в н а я в о л н а о т о ж д е с т в л я е т с я с о б ы чн ой о д н о м е р ­
ной про гресси вн ой . Т ем не м е н е е м а т е м а т и ч е с к а я т р а к т о в к а я в л е ­
ний п р и л и в о в в у с т ь я х р е к ч р е з в ы ч а й н о с л о ж н а я . Э то в п е р в у ю
о ч ер е д ь о б у с л о в л е н о с л о ж н о с т ь ю и м н о г о о б р а з и е м ге о м е т р и ч е с к и х
ф о р м ус тье в. В т о р о й п р и ч и н о й , у с л о ж н я ю щ е й р е ш е н и е п р и л и в ­
н ы х з а д а ч , я в л я е т с я в л и я н и е т р у д н о о п р е д е л я е м о г о т р е н и я о д но
и б ер е г а . Н е п р е р ы в н о е о т р а ж е н и е в о л н ы от б ер е г о в т а к ж е т р у д н о
уч есть пр и м а т е м а т и ч е с к о м о п и с ан и и п р и л и в н ы х д в и ж е н и й . П о ­
э т о м у о с н о в н ы е з а к о н о м е р н о с т и эт о го я в л е н и я и зу ч е н ы н а о с н о ­
вании м атери алов наблю дений и м оделирования с помощ ью упро­
щ е н н ы х м о д е л е й . В с л е д с т в и е м а л о й г л у б и н ы Н в у с т ь е ск о р о ст ь
10
Заказ № 427
145
п р и л и в н о г о т е ч е н и я с л а б о м е н я е т с я по
глубине и в уравнении
д в и ж е н и я и с п о л ь з у е т с я с р е д н я я по г л у б и н е с к о р о с т ь и, а т р е н и е
с ч и т а е т с я п р о п о р ц и о н а л ь н ы м этой с коро сти с р а з м е р н ы м к о э ф ф и ­
ци ентом г*
д й /d t — — g (d ^ / dx + г*й).
(6.33)
Э то у р а в н е н и е не о т л и ч а е т с я от п р и ве д е н н о го в к у р с е « Д и н а ­
м и к а о к е а н а » , но у р а в н е н и е н е р а з р ы в н о с т и у ч и т ы в а е т п л о щ а д ь
с ечен ия F и ш и р и н у у ст ь е в о го у ч а с т к а р е к и b
д (Р й ) / д х + b dL,/dt = 0.
(6.34)
П ри решении этих двух уравнени й скорость и в ы р а ж а е т с я че­
рез г о р и з о н т а л ь н о е с м е щ е н и е ж и д к о й ч ас т и ц ы
т. е. u — d l / d t .
В этом с л у ч а е из у р а в н е н и я н е р а з р ы в н о с т и с л е д у е т
1
= -b~'dF U dx.
(6.35)
И с п о л ь з о в а н и е ф у н к ц и й от % вм е с то п е р е м е н н ы х й и £ п р и в о ­
д и т у р а в н е н и е (6.33) к ви д у
<32s
dt2
, , dl
+ g r * dt
д ( 1 dFl \
п
g дх ( b дх ) — 0 .
,с
(6.36)
П р и и зв е с т н о м
законе
изменения
F и
Ь в д о л ь оси х р е ш е н и
у р а в н е н и я (6.36) п о л у ч а е т с я ч и с л ен н ы м и
методами. Д а н н ы е н а б ­
л ю д е н и й и а н а л и з р е з у л ь т а т о в м о д е л и р о в а н и я п о к а з ы в а ю т , что
на п р и л и в н у ю в о л н у в э с т у а р и и в л и я ю т д в а п р о т и в о п о л о ж н о н а ­
п р а в л е н н ы х п р оц есса. С у ж е н и е э с т у а р и я ( д Ь / д х < 0 ) в ы з ы в а е т
рост п р и л и в н о й в о л н ы , а т р е н и е и о т р а ж е н и е от б ере гов с т р е ­
м я т с я у м е н ь ш и т ь а м п л и т у д у п о с т у п а ю щ е й в ол ны . С о о т н о ш е н и е
эти х п р оц ессов и з н а ч е н и е в ы с о ты п р и л и в а на в х о д е в у с т ь е о п р е ­
д е л я ю т д а л ь н о с т ь п р о н и к н о в е н и я п р и л и в а в реку. Во в с е х р а в н и н ­
н ы х р е к а х с м а л ы м у к л о н о м д н а и б о л ь ш и м и п р и л и в а м и на
в зм о р ь е п р и л и в н а я в о л н а р а с п р о с т р а н я е т с я д а л е к о в в е р х п о т е ­
чению. В к а ч е с т в е п р и м е р а у ж е п р и в о д и л а с ь р. А м а з о н к а , в к о ­
то ро й п р и л и в н а я в о л н а р а с п р о с т р а н я е т с я в в е р х по те че н и ю на
р а с с т о я н и е б о л е е 850 км, и в ней о д н о в р е м е н н о м о ж е т н а б л ю ­
д а т ь с я н е с к о л ь к о гребн ей. В С С С Р н а и б о л е е и н те н си в н ы п р и л и в ы
в устьевых участках рек Белого
моря
(М езен и и
Северной
Д в и н ы ) , где п р и л и в н а я в о л н а р а с п р о с т р а н я е т с я в в е р х по т е ч е ­
нию на р а с с т о я н и е б о л е е сотни ки л о м е т р о в . В у с т ь я х р е к О х о т ­
ского м о р я и в у с т ь е р. Х а т а н г и , в п а д а ю щ е й в м о р е Л а п т е в ы х ,
п р и л и в н а я в о л н а т а к ж е р а с п р о с т р а н я е т с я в в е р х по р е к е н а д е ­
с я т к и к и л о м ет р о в .
И с п о л ь з о в а н и е в у п р о щ е н н о й те о р и и п р и л и в о в средн ей по г л у ­
бине ск ор ости т е ч е н и я не п о з в о л я е т в ы я в и т ь т а к и е в а ж н ы е д е т а л и
д в и ж е н и я вод, к а к н а п р и м е р , х а р а к т е р смены, п р и л и в н о г о т е ч е н и я
н а отли вное. Н а б л ю д е н и я п о к а з ы в а ю т , что оно п р о и с х о д и т
не
с р а з у п о ' в с е м у сечению у ст ье во го у ч а с т к а , а от д н а к п о в е р х ­
ности и от б ере гов к стр еж н ю .
146
П р и н я т о п р и л и в н о й ц и к л д е л и т ь н а ч е т ы р е ф а з ы [29]:
1. О т н а ч а л а п о д ъ е м а у р о в н я на в з м о р ь е д о м о м е н т а н а с т у п ­
л е н и я в нем п о л н о й воды . П о в ы ш е н и е у р о в н я з а счет п р и л и в а
уменьш ает уклон.
Речная
вода
н а к а п л и в а е т с я на
устьевом
у ч а с т к е р еки , но те че н и е е щ е н а п р а в л е н о в с т о р о н у м о р я . П р и ­
д о н н ы й к л и н м о р с к о й в о д ы п е р е м е щ а е т с я в в е р х по реке. П о д
к л и н о м в т о р ж е н и я с о з д а е т с я у к л о н в реку.
2. О т п о л н о й в о д ы на в з м о р ь е д о п р е к р а щ е н и я в т о р ж е н и я
в у с т ь е м о р с к о й вод ы . Н е с м о т р я на
продолжаю щ ийся
п р и то к
м о р с к о й в од ы , п р о и с х о д и т о д н о в р е м е н н ы й ст о к в е р х н и х слоев
в о д ы в м оре, т а к к а к н а т ы л о в о м с к л о н е п р и л и в н о й в о л н ы у с т а ­
н а в л и в а е т с я у к л о н в сто р о н у м ор я.
3. О т м о м е н т а
прекращ ения
поступления
морской
воды
в у с т ь е д о м о м е н т а д о с т и ж е н и я гр е б н е м п р и л и в н о й в о л н ы в е р х ­
ней г р а н и ц ы своего р а с п р о с т р а н е н и я . В р е к а х с г л у б о к и м р а с ­
п р о с т р а н е н и е м п р и л и в н о й в о л н ы , к о г д а в р е к е м о ж е т б ы ть н е ­
с к о л ь к о п р и л и в н ы х гр е б н е й , з а к о н е ц ф а з ы м о ж н о п р и н и м а т ь н а ­
ч а л о о т л и в а н а в сем у с т ь е в о м у ч ас т к е .
4. Ф а з а о т л и в а , во в р е м я к о т о р о г о у к л о н ы у р о в н я и т е ч е н и я
н а п р а в л е н ы в с т о р о н у в з м о р ь я . В о в р е м я э т о й ф а з ы скор ости т е ч е ­
ни я м а к с и м а л ь н ы . В р е к а х э к в а т о р и а л ь н о г о р е г и о н а они д о с т и г а ю т
5 м/с. В у с т ь я х у п о м я н у т ы х р е к Б е л о г о м о р я 2 м/с.
В районах взм орья с небольшими приливами приливная волна
не м е н я е т у к л о н а р е к и н а п р о т и в о п о л о ж н ы й . П о э т о м у п р о д в и ж е ­
ние п р и л и в н о й в о л н ы в в е р х по т е ч е н и ю п р о с л е ж и в а е т с я л и ш ь по
уменьш ению уклон а, при котором происходит ослабление ско­
ро сти т е ч е н и я б ез и з м е н е н и я его н а п р а в л е н и я .
А н а л о г и ч н а я к а р т и н а и зм е н е н и й у р о в н я и течен и й на у с т ь е ­
в ом в з м о р ь е и на у с т ь е в о м у ч а с т к е р е к и п р о и с х о д и т при н а г о н а х ,
в ы з в а н н ы х д л и н н о й в о л н о й б ар и ч е с к о г о п р о и с х о ж д е н и я . П р и н а ­
го нах, в ы з в а н н ы х в е т р о в ы м те че н и е м , п о в ы ш е н и е у р о в н я в у с т ь е
я в л я е т с я с л е д с т в и е м п о д п о р а р ечн ой в о д ы м о р с к и м и в о д а м и на
в зм о р ь е . В за в и с и м о с т и о т р е л ь е ф а в з м о р ь я н а г о н
про и с х о д и т
п о -р а зн о м у . Е с л и м е л к о в о д н о е у с т ь е в о е
взморье
оканчивается
с в а л о м гл уби н , а т о л щ и н а с л о я в е т р о в о го т е ч е н и я h б о л ь ш е г л у ­
бин в з м о р ь я Я в, то сл ои в о д ы г л у б ж е Я в з а т о р м а ж и в а ю т с я на
б р о в к е с в а л а , а в е р х н и е слои н а ч и н а ю т д в и г а т ь с я б ы стрее, ф о р м и ­
р у я к а к бы д л и н н у ю волну. П р и этом м о ж е т о б р а з о в а т ь с я кл и н
с о л е н ы х вод. Н а м е л к о в о д н о м в з м о р ь е б е з с в а л а г л у б и н т а к о г о
я в л е н и я н е б ы в ае т . П о д п о р р е ч н ы х в о д и п о в ы ш е н и е у р о в н я во д ы
на в з м о р ь е м о ж е т в ы з в а т ь в у стье « у р о в е н н у ю ям у», с у щ е с т в у ю щ у ю
к о р о т к о е в р е м я , т а к к а к в нее п о с т у п а е т в о д а к а к со
сто ро ны
ре к и , т а к и со ст о р о н ы в з м о р ь я .
Х а р а к т е р н ы е в е р т и к а л ь н ы е п р о ф и л и г о р и з о н т а л ь н о й ско ро сти
т е ч е н и я при н а г о н е д л я об о и х т и п о в в з м о р ь я п о к а з а н ы на рис. 6.5.
В идно, что на м е л к о в о д н о м в з м о р ь е пр и н аг о н е м о р с к а я в о д а р а с ­
п р о с т р а н я е т с я от п о в е р х н о ст и до д н а , а в у с т ь е в о м у ч а с т к е
р е к и у д н а м о ж е т ф о р м и р о в а т ь с я в о з в р а т н о е т е ч е н и е (с тв о ­
р ы / и 2).
10*
147
Сгон в о д ы н а в з м о р ь е н а ч и н а е т с я с п о н и ж е н и е м его у р о в н я и
п р о х о д и т п о - р а з н о м у в за в и с и м о с т и от способ но сти р е к и в о с п о л ­
ни ть у б ы л ь воды. С гонн ое п о н и ж е н и е у р о в н я обы чно и м е е т м е с то
т о л ь к о на м е л к о в о д н о м в зм о р ь е , где в е т ер м о ж е т сравнительно"
бы ст р о с о г н а т ь в од у, ко т о р у ю у в е л и ч и в а ю щ и й с я р ечн ой с т о к не
успевает компенсировать. П рим ером таких взм орий могут сл у ­
ж и ть Т аганрогский залив, взм орья рек Северного К аспия, рек
О б и , Е н и с е я . Н а п р и г л у б о м в з м о р ь е при сгоне р а з в и в а е т с я дон-
1
Растет ниг патераж стных cmР У и
Ветер
рс---------- H S _~ -^ 7 г
—1-----777\У/
\
Л
РассвиВание донных струй-
Рис, 6.5. Эпюры скорости течения при сгонно-нагонных явлениях в устье реки [29].
а,
б — н аго н ы
у р о в н я
н а
н а
п р и г л у б о к о м
в зм о р ь е ;
1— 1 —
с
и
у р о в е н ь
м е л к о в о д н о м
п р и
х а р а к т е р н ы м и
в зм о р ь е ;
о т с у т с т в и и
э п ю р а м и
в —
сго н
с
с г о н н о -н а г о н н ы х
с к о р о с т и
н а и б о л ь ш и м
я в л е н и й ;
с н и ж е н и е м '
1— 4 — с т в о р ы ,
т е ч е н и я .
н ы й п о д т о к к б ере гу , к о т о р ы й сов м е с тн о с р е ч н ы м ст о к о м в б о л ь ­
ш ей ил и м е н ьш е й степ ени в о с п о л н я е т у б ы л ь воды , и у р о в е н ь п о ­
н и ж а е т с я м еньш е, чем на м е л к о в о д н о м в зм о р ь е .
О б щ и е за к о н о м е р н о с т и течен и й н а в з м о р ь е т а к и е ж е , к а к и
в ш е л ь ф о в о м регионе. Н о п е р е д у с т ь е м р е к и м о ж е т о б р а з о в а т ь с я
л о к а л ь н о е п о н и ж е н и е у р о в н я и з-за его б о л е е в ы с о к и х зн а ч е н и й
в р е к е и з а с в а л о м глуби н.
У в е л и ч е н н ы й у к л о н у р о в н я пр и сгоне с п о с о б с тв у е т п о в ы ш е н и ю
скор ости те ч ен и я, н а п р а в л е н н о г о от по в ер х н о ст и д о д н а в сто р о н у
с в а л а гл уби н . Э то у в е л и ч и в а е т вы н о с н а н о со в и в л и я е т н а ф о р м и ­
рование рельеф а дна.
П р и л и в н ы е и с г о н н о -н аго н н ы е я в л е н и я в л и я ю т на х а р а к т е р
п р о н и к н о в е н и я м о р с к и х в о д в эс т у а р и и . В ф а з у п р и л и в а у к л о н
у р о в н я р е к и у м е н ь ш а е т с я ил и д а ж е м е н я е т с я з н а к . Э то п р и в о д и т
148
к то м у , что г о р и з о н т а л ь н ы й г р а д и е н т д а в л е н и я в п р е д е л а х б о л ь ­
ш ег о д и а п а з о н а г л у б и н м о ж е т б ы ть н а п р а в л е н н ы м в в е р х по реке,,
в ы з ы в а я у с и л е н и е ск о р о с т и з а т о к а м о р с к и х вод. Т а к а я
зависи­
м о сть с к о р о с т и т е ч е н и я от у к л о н а у р о в н я п о к а з а н а в формуле(6.29). У в е л и ч е н и е с ко рости з а т о к а м о р с к и х в о д в э с т у а р и й п р и ­
в о д и т к у в е л и ч ен и ю г а л о к л и н а и его сол е н о с ти (см. рис. 6 .4).
Во в р е м я о т л и в а и сгон а у к л о н у р о в н я у в е л и ч и в а е т с я и п р о ­
исход ит у м е н ь ш е н и е г а л о к л и н а и его солености.
6.5. Т В Е Р Д Ы Й С Т О К И Ф О Р М И Р О В А Н И Е Р Е Л Ь Е Ф А
Х а р а к т е р н о й ч ертой ус т ье во го в з м о р ь я я в л я е т с я поступлениев него с р е ч н ы м и в о д а м и н ан осов , к о т о р ы е п р и у м е н ь ш е н и и с к о ­
рости т е ч е н и я о с е д а ю т на дно, ф о р м и р у я сп е ц и ф и ч е с к и е ч ерты
донного р е л ь е ф а . П о с к о л ь к у у с т ь е в о е в з м о р ь е об ы чно м е л к о в о д ­
ное и в нем с к о н ц е н т р и р о в а н о с у до хо д ств о, то з н а н и е з а к о н о м е р ­
ностей о б р а з о в а н и я р е л ь е ф а д н а й г л у б и н и м е е т в а ж н о е н а в и г а ­
ционное зн а ч е н и е .
Р е ч н ы е в о д ы в с е г д а в б о л ь ш е й ил и м е н ьш ей степени с о б и р а ю т
с в о д о с б о р а р а з л и ч н ы е м и н е р а л ь н ы е и о р г а н и ч е с к и е ч ас т и ц ы , на
н е к о то р ы х у ч а с т к а х р а з м ы в а ю т л о ж е р е к и и в ы н о с я т в м о ре
этот м а т е р и а л н а з ы в а е м ы й твердым стоком. Е го с ос та в за в и с и т
от с о с т а в а почв и т р а н с п о р т и р у ю щ е й сп о соб н о сти течений. М а с с а
выносимых крупной рекой веществ составляет миллионы и д а ж е
м и л л и а р д ы тонн в год. Н а п р и м е р , т в е р д ы й с т о к В о л ги с о с т а в л я е т
25,5 м лн. т в год [17], а т а к и е р е к и к а к Г а н г и Б р а х м а п у т р а в ы ­
н о с я т е ж е г о д н о б о л е е 2 м л р д . т о с а д о ч н о г о м а т е р и а л а , р. Х у ­
а н х е — о к о л о 1,9 м л р д . т, А м а з о н к а — ок о л о 500 млн. т. Общий;
т в е р д ы й ст о к в с е х р е к о ц е н и в а е т с я в 1 7 - 109 т в год.
П о ти п у п е р е м е щ е н и я т в е р д ы й ст о к р а з д е л я е т с я н а д в е к а т е ­
гории: в л е к о м ы е н а н о сы и в з в е ш е н н ы е нан о сы . В л е к о м ы е н а н о с ы
под д ей с т в и е м н а п р я ж е н и я в о д ы л и б о п е р е к а т ы в а ю т с я по д н у ,
л и б о п е р е н о с я т с я с о т р ы в о м от д н а н а к о р о т к и е р а с с т о я н и я т о
о с е д а я , то п е р е н о с я с ь в з а в и с и м о с т и от м е с тн ы х ско р о с т е й т е ч е ­
ния. В э т у к а т е г о р и ю в е щ е с т в в х о д и т г р а в и й , пе с о к , ил.
В з в е ш е н н ы е н а н о сы и м ею т м а л у ю п л о т н о с т ь и с о с то я т и з с к л е ­
ен н ы х в р ы х л ы х х л о п ь я х ч а с т и ч е к гл и н ы и и л а , р а с т и т е л ь н ы х в е ­
ществ. Э то о с н о в н а я по м а с с е д о л я т в е р д о г о ст о к а , д о х о д я щ а я до75— 95 % от его о б щ е й м а с с ы в за в и с и м о с т и от ск о р о с т и т ечени я.
П о д а н н ы м л а б о р а т о р н ы х эк с п е р и м е н т о в т в е р д о е в е щ е с т в о о с т а ­
е т с я во в з в е ш е н н о м с остоян ии, есл и н а п р я ж е н и е т р е н и я у д н а %п
п р е в ы ш а е т 1,2 П а . П р и м е н ь ш и х з н а ч е н и я х х н о б ъ е м взвешенного*
в е щ е с т в а в в о д е у м е н ь ш а е т с я , и пр и т« < 0 , 1 П а п о ч т и все т в е р ­
дое в е щ е с т в о п е р е х о д и т в о с а д о к . П е р в о е зн а ч е н и е т и и м е е т м е с т о
при с р е д н ей ск о р о ст и п о т о к а п р и м е р н о 1,2 м/с, а м и н и м а л ь н о е —
при с р е д н ей с к о р о с т и п о р я д к а 0,3 м/с. Е с т ес т в е н н о , что во в з в е ­
ш ен н о м со с то я н и и н а х о д я т с я б о л е е м е л к и е и б о л е е л е г к и е ф р а к 149
•дни, а б о л е е к р у п н ы е — в л е к у т с я по дну. П р е д с т а в л е н и е о с п е к ­
т р а л ь н о м с о с та в е т в е р д о г о с т о к а п о р а з м е р а м д а е т т а б л . 6 . 2 .
Таблица 6.2
П роцентное соотнош ение с о ст ав а т вер д о го с то к а по р а зм е р а м частиц
Размер, м м ................... 0,5 0,50—0,25
Взвешенные наносы, %
—■
3
‘Влекомые наносы, %
9
46
0,25—0,05
17
38
0,05—0,01
25
7
<0,01
55
—
К о н ц е н т р а ц и я т в е р д о г о в е щ е с т в а в в о д е С р а с п р е д е л е н а не
р а в н о м е р н о . Е с л и в ус тье в ой зо н е нет з а т о к а м о р с к о й во д ы , то С
р а с т е т ко дну, р а з м ы в к о т о р о г о п о п о л н я е т к о н ц е н т р а ц и ю в е щ е ­
с т в а нан осов. П р и с у щ е с т в о в а н и и с л о я м о р с к о й в о д ы п о я в л я е т с я
на ее г р а н и ц е с пр ес н о й в т о р и ч н ы й м а к с и м у м С и з - з а с к а ч к а
пл отности. О д н а к о п о к а е щ е в у р а в н е н и я х , х а р а к т е р и з у ю щ и х и з м е ­
н ение к о н ц е н т р а ц и и в зв е ш е н н ы х н ан осо в, за в и с и м о с т ь С от с т р а ­
т и ф и к а ц и и п л о т н о с т и в я в н о м в и д е о т р а ж е н и я не н а ш л а . Н а и б о ­
л е е ш и р о к о с к о р о с т ь о с а ж д е н и я и п о д ъ е м а н а н о со в у ч и т ы в а е т с я
•обобщ енны м э м п и р и ч е с к и м , к о э ф ф и ц и е н т о м
Wd з а в и с я щ и м , от
р а зм е р а частиц d и уравнение д л я одномерного случая
имеет
,вид
т г + “ - з г = 1^ (*! т | - + 1““с )-
<6'37>
С и л ь н а я за в и с и м о с т ь м а с с ы н ан осов от ск о р о с т и т е ч е н и я п р и ­
в од и т к Тому, что основн ой вы н ос нан о со в в р е к а х с сезонн о й и з ­
м е н ч и в о ст ью с т о к а п р о и с х о д и т в п ол ов од ье. В эт о т с р а в н и т е л ь н о
‘к о р о т к и й п е р и о д (1— 2 м е с я ц а ) пр о и с х о д и т в ы н о с 70 — 90 % г о д о ­
в о й м а с с ы т в е р д ы х в е щ е с т в [29], к о т о р ы е о с е д а ю т в зон е б ы с т ­
ро го с н и ж е н и я
ско р о с т е й
те ч е н и я,
формируя
сп ец и ф и ч е с ки й
р е л ь е ф д н а . Е с л и на м о р ск о м к р а е д е л ь т ы р е к и п р о и сх о д и т р е з ­
к о е у м е н ь ш е н и е у к л о н а у р о в н я , то р е ч н а я в о д а з а п е р и о д п о л о ­
в о д ь я в ы б и в а е т зд е с ь п р е д у с т ь е в у ю -яму. В ы м ы т ы й г р у н т о т к л а ­
д ы в а е т с я с р а з у ж е з а ям ой, ф о р м и р у я м ель, к о т о р а я р а з р а с т а я с ь
д е л и т п оток на д в а р у с л а . В, к а ж д о м из них в п о с л е д ст в и и п р о и с ­
ход и т а н а л о г и ч н ы й п ро ц есс с о б р а з о в а н и е м м ел ей и но вы м д е л е ­
н и е м русел.
П р и п о степенн ом у м е н ь ш е н и и ско р о с т е й т ечени я,
ко г д а нет
•резкого у б ы в а н и я у к л о н а у р о в н я реки, п р о и с х о д и т постепенн ое
о с а ж д е н и е нан осов , ко т о р о е п р и в о д и т к о б р а з о в а н и ю в ы п у к л о го
-в сто р о н у м о р я б а р а . О н с л у ж и т п р и п я т с т в и е м р е ч н о м у п ото ку ,
;и по с л е д н и й л и б о о г и б а е т , его в одном ил и н е с к о л ь к и х м естах ,
.либо п р о р ы в а е т в о д н о м ил и н ес к о л ь к и х м естах . М о г у т и м е ть
м есто о б а п р о ц е сс а в з а в и с и м о с т и от м о р ф о м е т р и и и с о с т а в а г р у н ­
тов д е л ь т ы и у ст ье во й ч ас т и в зм о р ь я .
Во всех п е р еч и с л е н н ы х т и п а х в ы х о д а речн ого п о т о к а в о к е а н
■или м о р е п р о и с х о д и т в ы д в и ж е н и е в ни х д е л ь т ы р е ки с д р о б л е ­
н и е м по тока. Х а р а к т е р н ы й п р о ф и л ь с е ч е н и я р е л ь е ф а д н а п р и в е ­
150
д е н н а р и с . 6 .6 . В с р е д н е м и з - з а в ы н о с а н а н о с о в в ы д в и ж е н и е
дел ьты р ек в у сл о в и я х тек тон и ч еск ого пок оя состав л я ет 20 км
за ты сячелети е.
М о р ф о м етр и я р ел ь еф а усть ев ого в зм ор ь я за п р ед ел а м и д ел ь ты
с о зд а ет с я з а сч ет в зв еш ен н ы х н ан осов рек и , не у сп ев ш и х осесть
в п р ед ел ах бар а или пр еддел ьтовы х м елкбводий, а та к ж е за сч ет
м ор ск и х п р и бр еж н ы х н ан осов. В ы дел я ю т
три
основны х
типа
у с т ь е в о г о в зм о р ь я : п р и гл у б о е, со с в а л о м гл у б и н и п о л о го е м е л ­
к овод ье [2 9 ]. П р и гл у б о е в зм о р ь е х а р а к т ер н о д л я
рек, вы н ося­
щ и х м а л о е к ол и ч ество н ан осов , п о эт о м у в озн и к аю т лиш ь к о р о т -
z
Устьевой: участок Взморье
Р и с . 6 .6 . С х е м а и з м е н е н и я п р о д о л ь н о г о п р о ф и л я в о д н о й п о в е р х н о с т и и д н а п р и
в ы д в и ж е н и и у с т ь е в о г о р у к а в а [2 9].
/ , 2 — и зм енен ное и п ер в о н а ч а л ьн о е п о ло ж ен и е.
к и е у сть ев ы е косы . П р и п р ео б р а зо в а н и и в д о л ь б е р е г о в о г о т еч ен и я
оп р едел ен н ого нап равлени я м ож ет
в озн и к н уть
вдольбереговой
в ал. М ал ы й тв ер д ы й сто к н е л а е т в о зм о ж н о ст и в о л н а м создать п одводн ы е валы . В к ач естве п р и м ер а к этой к атегори и
относят
в зм о р ь я р ек К а м ч а тк и , К у б а н и , С ен ег а л а .
В зм о р ь е со св ал ом гл уби н и м еет м есто при бол ьш ом вы н осе
рекам и п еска. П ри этом со зд а ет ся м ел к оводь е, на котор ом и з-за
м ал ы х гл уби н волн ы в зм уч и в аю т п есок и вы р авн и ваю т дн о. М ел ­
к оводье дов ол ьн о р езк о обр ы в ается откосом , п р едел ьн ая
кру­
ти зн а к отор ого т а к а я , что волны н е м огут п одн ять п о н ем у п есо к
(д о 2 0 °). Н а т а к и х к р уты х ск л о н а х п е с о к ск а т ы в а ет ся в н и з, ф о р ­
м ируется м ел к оводье и свал глуби н м едл ен н о отодв и гается от б е ­
рега. Н а отк осе св ал а волны о б р а зу ю т п есчан ы е валы , п ер ед к о­
торы м и у м ен ь ш а ется ск ор ость теч ен и я и п р ои схо д и т
оседани ев зв есей . П р и м ер а м и эт о го ти п а сч и таю тся в зм ор ь я с ф о р м и р о в а н ­
ны е р ек ам и К ур ой , М и сси си п и , П о.
Д л я п ол огого м ел к ов од ь я в зм ор ь я х а р а к т ер н о сущ ествовани еп одводн ы х б о р о зд и н , вы м ы ваю щ ихся речной в одой в п ол оводь я
и п р осл еж и ваю щ и хся в п р ед ел ах нескольких
ки лом етр ов.
Э тот'
тип в зм ор ь я и м еет м есто, н ап р и м ер , у р ек В ол ги , Д о н а , У р ал а.
В р а й о н а х в зм о р и й с ин тен си в н ы м и
приливны ми
теч ен и ям и
п р о и с х о д и т д о п о л н и т е л ь н о е и зм е н ен и е р е л ь е ф а д н а . И з -з а болеевы сок и х ск о р о ст ей теч ен и я при о т л и в а х , ч ем п р и п р и л и в ах, р ел ь ­
е ф о о б р а зу ю щ и е п р оц ессы за х в а т ы в а ю т бол ь ш и е п л о щ а д и в зм о ­
151
рий, ч ем при а н ал оги ч н ы х у сл о в и я х б е з пр и л и вов. В за в и си м о ст и
■от х а р а к т е р а в р а щ е н и я т е ч е н и й в о в р е м я п р и л и в н о г о ц и к л а ф о р ­
м ирую тся особен н ости в р асп ол ож ен и и нан осов, которы е тр удн о
ти п и зи р ов ать , и з-за и х м н о го о б р а зи я
С п ец и ф и ч еск и е усл ов и я д л я о са ж д ен и я в зв есей и о б р а зо в а ­
ния осадк ов орган и ч еск ого п р ои схож ден и я
создаю тся в области
•с м е ш е н и я р е ч н ы х и м о р с к и х в о д . Р е ч н о й д е т р и т ч а с т и ч н о п о т р е б ­
л я ется зоо п л а н к то н о м , а ч асти ч н о, в р езу л ь т а т е ги д р о л и за и б а к ­
тери ального р а зл о ж ен и я , п остеп ен н о п р ео б р а зу ется в орган и ч е­
ск и е кол лоиды и р аств ор ен н ое орган и ч еск ое вещ ество. Э л ек тр о­
л и т м ор ск ой в оды в ы зы в ает св ер ты в а н и е и сед и м ен т а ц и ю к о л л о ­
идн ы х и к о л л о и д о п о д о б н ы х в зв есей с п осл ед ую щ и м их о с е д а ­
н и ем . В о с а д о к т а к ж е в ы п а д а ю т п о г и б ш и е и з -з а и зм ен ен и я о с м о ­
ти ч еск ого д а в л ен и я при см еш ен и и в о д п р есн ов одн ы е орган и зм ы .
Э ти п р оц ессы п р и водят к обогащ ен и ю гр ун та орган и ч еск и м в е ­
щ еств ом . П остеп ен н о оно м и н ер ал и зуется с р еген ер ац и ей п и та­
тел ьн ы х сол ей ф о сф о р а и а зо т а . П о эт о м у на усть ев ы х в зм ор ь я х
со зд а ю т ся бл агоп р и ятн ы е усл ов и я д л я разви ти я м ор ск и х о р г а ­
н и зм ов .
ВНУТРЕННИЕ МОРЯ
(КАСПИЙСКОЕ И АРАЛЬСКОЕ)
7 .1 . М О Р Ф О М Е Т Р И Я
П о м ор ф ом етр и ч еск ом у оп р едел ен и ю водоем ы , не им ею щ и е н е­
п о ср ед ст в ен н о й или ч ер ез д р у г и е в од оем ы св я зи с ок еа н а м и , о т ­
н ося тся к к атегор и и озер . О дн ак о по отн ош ен и ю к К асп и й ск ом у
и А ральском у водоем ам сдел ан о
и ск л ю ч ен и е,
и они отн есен ы
к м ор я м , к отор ы е и з-за о тсутств и я св я зи с ок еа н о м н азв ан ы в н у т ­
рен н и м и . М ор я м и эти в о д о ем ы н азв ан ы н е тол ьк о и з-за и х р а з ­
м ер ов и со л ен о сти , но и и з-за п р о и сх о ж д ен и я , х о т я д л я обо и х ,
в одоем ов оно не оди н ак овое.
Г ео л оги ч еск и е и ссл ед о в а н и я д а ю т д о к а за т ел ь ст в а то м у, что.
в н а ч а л е к а й н о з о й с к о й э р ы , т . е . п р и м е р н о 5 0 м л н . л е т т о м у н а з а д ,,
тер ри тор и я, к отор ую за н и м а ю т К асп и й ск ое и А р ал ьск ое м оря, в х о ­
д и л а в ш и рок ую п о л о су сообщ аю щ и хся д р у г с д р угом м ор ск и х в о ­
д о е м о в . П о з д н е е , о к о л о 10 м л н . л е т т о м у н а з а д в в е р х н е м м и о ­
цен е п р ои зош л о обо со б л ен и е обш и рн ого
водоем а
от М ировогоок еа н а . Э тот и зол и р ов ан н ы й б а ссей н , н азы ваем ы й С ар м атск и м
м ор ем , в р езу л ь та те п одн яти я суш и при о р о г ен езе п ер и оди ч еск и
р а зд ел я л ся на отдел ьн ы е водоем ы , которы е сн ова
при
опуска­
н и ях суш и объ еди н я л и сь . Э тот геол оги ч еск и й п р оц есс п р ои сходи л
таки м о б р а зо м , что к а ж д а я т р а н сгр есси я о к а зы в а л ась с л а б е е р е ­
г р е с с и и и п р о и с х о д и л о п о с т е п е н н о е у м е н ь ш е н и е а к в а т о р и и м о р е й ..
У ж е в м и оцене обл асть сегодн яш н его А ральского м оря осуш и ­
л а сь , а 6 м лн. л ет д о н аш ей эры о б о с о б и л с я б а ссей н К асп и й ск огом ор я [1 3 ].
В т е ч е н и е п о с л е д н и х 2 — 5 м л я . л е т п р о и с х о д и л и т р а н с г р е с с и и ,.,
в р езул ь тате которы х К асп и й ск ое м ор е соеди н я л ось с древни м
Ч ерн ы м м ор ем и п р ост и р ал ось на р ай он А р а л а , но к ч етвер ти ч ­
н о м у п е р и о д у , т. е. о к о л о 2 м л н . л е т т о м у н а з а д
п р и регр есси и^
снова п р ои зош л о обо со б л ен и е
К асп и й ск ого
м ор я и осуш ен и едревней А ральской впадины . П о зд н ее пр ои сходи ли к р атк оврем ен ­
ны е и огр ан и ч ен н ы е св я зи К асп и й ск ого м ор я с Ч ерн ы м . М о р е н е ­
скольк о м ен я л ось п о п л о щ а д и и о б ъ ем у в о д , н о в ц ел ом его п о л о ­
ж ен и е сохранилось. П оэтом у
происхож дени е
вод
К асп и й ск огопр есн ы х:
м о р я океан и ч еское. О д н а к о п остоя н н ы й п р и т о к в н его
в од и отсутстви е в о д о о б м ен а с М ировы м ок еан ом ,
по край н ей
м ер е в п о сл ел ед н и к о в о е в р ем я , п р и в ел о к и зм ен ен и ю хим ич ескогосостав а каспийских вод.
153;
П р е д п о л а г а е т ся , что
А ральская
впадина
п осле
осуш ения
«больш е н е за п о л н я л а с ь м о р ск и м и в о д а м и и м о р е н е с у щ е ст в о в а л о
.д о т е х п о р , п о к а в о в п а д и н у н е с т а л и п о с т у п а т ь в о д ы А м у д а р ь и ,
так как сток а С ы рдарьи не хв атал о д л я нак оп лен и я воды .
По
в о зр а ст у о са д к о в на д н е А р а л ь ск о го м ор я сч и та ется , что о б р а з о ­
в а н и е е г о в с о в р е м е н н о м в и д е н а ч а л о с ь о т 10 д о 4 0 т ы с. л е т т о м у
н а з а д [1 3 ]. Т ак ой х а р а к т ер о б р а зо в а н и я в о д А р а л ь ск о го в о д о ем а
за ст а в л я ет бол ьш е считать
его
сол ен ы м
озер ом ,
ч ем
м ор ем .
. В сов р ем ен н ом состоян и и
К асп и й ск ое
и
А ральское
м оря располож ены
в юж­
ной ч асти
у м е р е н н о й зон ы
Е в рази й ск ого
кон тинента.
П ер в о е л еж и т в н и зм ен н о­
сти и его у р о в ен н а я п о в е р х ­
ность п р и м ер н о на 28 — 29 м
ни ж е уровня М ирового оке­
ана. У р овен ь в тор ого н а х о ­
д и л с я к 1 9 8 2 г. н а в ы с о т е
45 м отн оси тел ьн о ок еан и ­
ч еск ой
п овер хн ости .
И з-за
си льн ой зав и си м ости к о л е­
бани й уровн я от эл ем ен тов
Рис.
7 .1 .
М орф ом етрия
с к о г о м о р я [6].
К аспий­
1 — с оврем ен н ая б е р е го ва я лин и я; 2 —
бе р е го в а я л и н и я в 1900—1930 гг.; г р а ­
н иц а за л и в а К а р а -Б о га з-Г о л д о 1980 г.
.п р е с н о г о '' б а л а н с а п л о щ а д и и о б ъ е м ы в о д э т и х м о р е й м е н я ю т с я .
К
сер еди н е
7 0 -х
годов
площ адь
К асп и й ск ого
м оря
бы ла
3 7 6 т ы с . к м 2, а о б ъ е м в о д 7 8 т ы с . к м 3, с р е д н я я г л у б и н а п р и м е р н о
2 0 0 м.
О чень
си льн о
ум еньш ается
объем
вод
А р альского м оря.
К 1 9 8 0 г. п л о щ а д ь е г о в о д н о й
поверхн ости
составл ял а
около
5 1 т ы с . к м 2, а о б ъ е м в о д м е н е е 8 0 0 к м 3, т . е . с р е д н я я г л у б и н а 1 5 м .
В м ор ф ом етр и ч еск ом отн ош ен и и К асп и й ск ое м ор е вы тянуто по
м е р и д и а н у б о л е е , ч е м н а 10° (о т 3 6 ,5 д о 4 7 ,2 ° ) п р и с р е д н е й ш и ­
р и н е п р и м ер н о 330 км. П о гл у б и н е он о р а зд ел я е т ся на три ч асти
(р и с . 7 .1 ) .
С ев ер н а я ч асть, п р о ст и р а ю щ а я ся д о ш ироты ,
пересек аю щ ей
и зо б а т у 20 м, м ел к о в о д н а я со ср ед н ей гл уби н ой 6 м. Д н о п о ст е­
п е н н о п о н и ж а е т с я о т с ев е р н о й и с ев е р о -в о с т о ч н о й гр а н и ц ы к ю гу
154
и в н ем в ы д ел я ю т ся о т д ел ь н ы е н езн а ч и тел ь н ы е у г л у б л е н и я , п р и ­
н и м а е м ы е з а д р е в н и е р у с л а р е к (н а п р и м ер ,
У ральская
бор озд и н а ).
С р ед н я я ч асть К асп и й ск ого м ор я в ы д ел я ется по ш и р отам п о ­
л уостр овов М ангы ш лак и А п ш ерон ск ого.
С севера
от и зобаты
Р и с . 7 .2 . М о р ф о м е т р и я А р а л ь с к о г о м о р я .
1 — п р и м е р н ая б е р е го ва я л и н и я к н а ч а л у 80-х годов; 2 — б е р е го в а я л и н и я к кон цу 50-х го д о в .
20 м п р ои сходи т п остеп ен н ое увел и ч ен и е глуби ны д о м ак си м ал ь­
н о й (7 9 0 м ) в Д е р б е н т с к о й в п а д и н е . Д а л е е к ю г у п е р е х о д к в о ­
д о р а зд е л у м еж ду, ср едн ей и ю ж н ой частям и б о л ее крутой. С ам
в о д о р а зд е л и м еет глуби н ы 100— 20 0 м.
Ю ж н а я ч асть К а сп и й ск о го м ор я п р ед ст а в л я ет со б о й к о т л о в и н у
с К руты м и ск л он ам и и н а и б о л ь ш ей гл у б и н о й 1025 м.
Д о 1 9 8 0 г. в с о с т а в К а с п и й с к о г о м о р я в к л ю ч а л с я з а л . К а р а Б о г а з - Г о л п л о щ а д ь ю 1 8 т ы с . к м 2 и о б ъ е м о м в о д ы 1 3 0 к м 3. О н
со о б щ а л ся с м ор ем
ч ер ез
пролив
ш ириной 226 м и глуби ной
5 ,5 м , ч е р е з к о т о р ы й п р о и с х о д и л
сток м ор ск ой
воды . В целях
ум ен ьш ен и я р а сх о д а воды и п о д д ер ж а н и я ур ов н я м оря в 1980 г.
п о стр о ен а п л оти н а, п ер его р о ди в ш а я п р оли в. В р езу л ь т а т е зал и в
бы л от м ор я и зо л и р о в а н и п р о и зо ш л о его ч асти ч н ое о су ш ен и е.
В 1 9 8 4 г. ч е р е з т р у б о п р о в о д ы в д а м б е в б ы в ш и й з а л и в с н о в а н а ­
чала поступать каспийская вода.
155
А р ал ьск ое м ор е р а сп о л о ж ен о на ш и ротах С евер н ого К асп и я
( 4 3 , 4 — 4 6 ,9 ° с . ш . ) . П о м о р ф о м е т р и и в н е м в ы д е л я е т с я ц е н т р а л ь ­
н а я ч а с т ь , н а з ы в а е м а я Б о л ь ш и м м о р е м (р и с . 7 .2 ) . В е г о з а п а д ­
ной ч асти с ю га на сев ер п р охо д и т п о д в о д н а я гр я д а с гл уби н а м и
м е н е е 15 м. З а п а д н е е в д о л ь н е е л е ж и т у з к а я к о т л о в и н а с г л у б и ­
н о й д о 5 0 — 60 м. В осточ н ая ч асть Б ол ь ш ого м ор я б о л е е
м елко­
в о д н а я (1 0 — 20 м ). С ев ер н ая ч асть А р ал ь ск ого м ор я н оси т н а ­
зв а н и е М а л о го м ор я. Э то н а и б о л ее м ел к оводн ы й , и н тен си вн о о с у ­
ш аю щ и й ся рай он, и только на отдел ьны х его уч астк ах гл уби н а
д о с т и г а е т 15 м.
7 .2 . К Л И М А Т И Ч Е С К И Е
Ф А КТО РЫ ,
ВЛИЯЮ Щ ИЕ
НА
РЕЖ И М
М ОРЕЙ
И з-за н ебол ь ш и х р азм ер ов м ор ей их вли яни е на атм осф ер н ы е
п р оц ессы огр ан и ч и вается пограничны м сл оем .
П оэтом у
крупно­
м асш табн ы е поля облач н ости ,
осадк ов,
солнечн ой
радиации и
•а т м о с ф ер н о го и з л у ч е н и я , а т м о с ф е р н о г о д а в л е н и я и д р у г и х м е т е о ­
рол оги ч еск и х хар ак т ер и сти к за в и ся т о т свойств п ер ен оси м ы х на
м оря
в оздуш н ы х м асс. П о л о ж ен и е м ор ей в дал и от ок еан ов п р и ­
в о д и т к т о м у , что на н и х п о ст у п а ю т
в о зд уш н ы е
м ассы ,
либо
сф ор м и р ов ав ш и еся н ад кон тинентом , л и бо тран сф орм и рован н ы е
в о врем я дв и ж ен и я н ад суш ей. Зи м ой на А р ал ьск ое и северн ую
ч асть К а сп и й ск о го м ор я р а с п р о ст р а н я е т с я
влияние
сибирск ого
ан ти ц и к лон а, п р и в одя щ его к в етр ам восточны х рум бов. Н а них
п р и х о д и т ся ч етвер ть сл уч аев к ак зи м ой , так и л етом . В ч етвер ти
сл у ч а ев зи м о й и в тр ети л ето м и м ею т м ест о в т о р ж ен и я в о зд у х а '
с сев ер а . Л ет о м в четвер ти сл у ч аев п р о и схо д и т п о ступ л ен и е в о з­
д у х а с за п а д н о го н ап р авл ен и я. З и м ой п ов тор я ем ость ветр ов этого
н а п р а в л е н и я у м е н ь ш а е т с я п р и м ер н о в д в а р а з а . Н а и б о л е е н и зк а
п овтор яем ость ветр ов ю ж н ы х р ум бов .
П ост у п аю щ и й на м ор я в о зд у х не н асы щ ен
водяны м
паром .
Е го отн оси тел ьн ая в л аж н ость вокруг А р ал ьск ого м оря л етом со ­
став л я ет ок ол о 4 0 — 60 %. Н ескол ько вы ш е в л аж н ость в о зд у х а на
восточ н ом и северн ом
побереж ье
К асп ий ск ого
м оря, где она
в ср едн ем прим ерно 7 0 % .
Л иш ь на
ю г о -за п а д н о м
побереж ье
в л а ж н о ст ь в о зд у х а и з-за его о р о гр а ф и ч еск о го п о д ъ ем а у в ел и ч и ­
в а ет ся д о 9 0 % . В св я зи с так ой м ал ой н асы щ ен н ость ю вл агой и
-б о л ь ш о й п о в т о р я е м о с т ь ю а н т и ц и к л о н и ч е с к и х п о г о д н ы х
условий
обл ач н ость за год составл яет 5— 6 баллов, а летом ум еньш ается
д о 3— 4 баллов.
М а л а я обл а ч н о сть и отн оси тел ь н о н и зк ое ш и р отн ое п о л о ж е ­
ние м ор ей об у сл о в л и в а ет бол ьш ой п р и ток к ор отк овол н овой р а ­
диации. З а год приток ее в рай он е А ральского м оря составляет
6 0 0 к Д ж / с м 2, а н а К а с п и й с к о м м о р е о т 5 4 0 к Д ж / с м 2 в с е в е р н о й
ч асти д о 6 70 к Д ж /с м 2 в ю ж н о й . Э то т п о то к р а д и а ц и и и м еет
бол ь ш ую сезо н н у ю и зм ен ч и вость. В и ю н е на А р а л ь ск о е м ор е п о ­
ступ ает такой ж е поток коротковолновой ради аци и как и на ю ж ­
н ую ч асть К а сп и й ск о го м ор я 80 к Д ж /( с м 2-м е с ), а в д е к а б р е —
156
к а к н а с е в е р н у ю ч а с т ь К а с п и й с к о г о м о р я 10 к Д ж / ( с м 2 - м е с ) . Н а
е г о ю ж н у ю ч асть в д е к а б р е п о ст у п а ет п р и м ер н о 2 5 к Д ж /с м 2 р а ­
д и а ц и и , т. е. с е з о н н о е и з м е н е н и е п о с т у п а ю щ е й
коротковолновой
р а д и а ц и и в р а й о н е А р а л ь с к о г о м о р я б о л ь ш е , ч ем в р а й о н е К а с ­
п и й ск ого. Э то н а к л а д ы в а ет о т п еч ат ок на сезон н ы й х о д т ем п ер а ­
туры воды в эти х м орях.
В сл едств и е м ал ой обл ач н ости и в л аж н ости в о зд у х а велико
эф ф ек ти в н ое и зл уч ен и е м ор ей , на к ом п ен сац и ю к отор ого р а с х о ­
д у е т с я б о л е е 2/ 3 г о д о в о г о
потока
коротковолновой
радиации.
В р езу л ь та т е л етом ради ац и он н ы й б а л а н с о б о и х м ор ей п р и м ерн о
о д и н а к о в и с о с т а в л я е т в и ю н е о к о л о 3 5 к Д ж / с м 2, а з и м о й в д е ­
к а б р е в А р ал ь ск ом м ор е и в сев ер н ой ч асти К асп и й ск ого м оря
стан ови тся
даж е
отри ц ател ьн ы м
— 4 к Д ж /(с м З -м е с ). К ю гу
в К асп ий ск ом
м оре
он
п остеп ен н о
увеличивается,
дости гая
4 к Д ж /(с м 2 •м е с ).
Т ем п ературу и влаж н ость в о зд у х а , поступаю щ его в р ассм ат­
р и в аем ы е м ор я, м о ж н о отн ести к вн еш н и м к л и м ати ч еск и м ф а к ­
тор ам , особен н о дл я такого небольш ого м оря, как А ральское, н ад
которы м он не у сп ев а ет тр ан сф ор м и р ов ать ся . В м еньш ей степ ен и
это справедл иво дл я больш его по п л ощ ади
К асп и й ск ого
м оря.
В его северн ы й р ай он , как и на А р ал ь ск ое м ор е, п ост у п а ет в о зд у х
с б о л ь ш и м и с е з о н н ы м и и з м е н е н и я м и т е м п е р а т у р ы о т 2 5 °С л е т о м
д о — 7 °С зи м ой . М ен ьш е сезо н н а я и зм ен чи вость тем п ер атур ы в о з­
д у х а н а д ю ж н ы м р а й о н о м К асп и й ск ого м ор я не тол ьк о и з-за его
м ен ьш ей ш ироты , но и и з-за и зо л и р у ю щ его вли яни я гор . И з-за
т о г о , ч то о б ъ е м н а я т е п л о е м к о с т ь в о з д у х а в 103 р а з м е н ь ш е о б ъ ­
ем н ой теп л оем к ости воды , то при п оступлени и в о зд у х а на м ор ­
ск ую поверхн ость
п р ои сходи т в основном
тран сф орм ац и я
в оз­
д у х а . Е е зн а ч ен и е A # м о ж ет бы ть
оценено
по
п рибли ж ен ной
ф о р м у л е ( 1 .9 ) .
Л ет о м п р и м ал ы х ск ор остя х ветр а и ин тен си вн ости т у р б у л ен т ­
н о го п ер ем еш и в а н и я т р а н сф о р м а ц и я сл а б а я , но и р а зн о сть (^ —
Т о) н е б о л ь ш а я . З и м о й п р и и н т е н с и в н о м т у р б у л е н т н о м п е р е м е ш и ­
вании в о зд у х тр ан сф ор м и р уется бы стро и у ж е на расстоян и и п о ­
р я д к а 100 км от б е р е г а п ер в он ач ал ь н ы й
перепад
тем п ер атур
м еж д у водой и в оздухом ум ен ьш ается на 70— 80 %. П оэтом у как
л ето м , так и зи м о й т у р бул ен т н ы й п оток т еп л а м е ж д у п о в ер х н о ­
с т ь ю э т и х м о р е й и в о з д у х о м Фа о к а з ы в а е т с я
небольш и м .
Е го
у м е н ь ш е н и е с р а с с т о я н и е м о ц е н и в а е т с я п о ф о р м у л е ( 1 .1 0 ) .
Н а тур бул ен тн ы й поток теп л а в л и яет устой чи вость стр ати ф и ­
кации пограни чн ого слоя атм осф еры . Л етом
тем п ер атура в о з­
д у х а , п оступ аю щ его на А р ал ьск ое и К асп и й ск ое м оря, вы ш е т ем ­
п ератур ы и х п ов ерхн ости . Э то приводи т к устой чи вой стр ати ф и ­
кации п риводн ого сл оя
атм осф еры
и
ослабляет
турбулентны й
т еп л о о б м е н . З и м о й к а р т и н а о б р а т н а я . П о э т о м у в с е р е д и н е зи м ы
потери теп л а эти м и м ор я м и з а счет т у р б у л ен т н о го т еп л о о б м ен а
состав л я ю т в А р ал ьск ом м ор е д о 25 к Д ж /(с м 2 -м е с ), в К асп и й ­
с к о м — д о 16 к Д ж / ( с м 2 - м е с ) . В с л е д с т в и е т о г о , ч т о
тем п ер атура
п оверхн ости эти х м ор ей вы ш е тем п ер атур ы в о зд у х а с сен тя бр я по
157
ап р ел ь и в теч ен и е эт о го п ер и о д а они о т д а ю т теп л о , общ и й за го д
поток
т е п л а Фа
ок азы вается
отри ц ател ьн ы м :
В
средн ем п о
А р а л ь с к о м у м о р ю Фа = — 3 0 к Д ж / ( с м 2 - г о д ) , а п о К а с п и й с к о м у
Ф а = — 23 к Д ж /(с м 2-г о д ) [1 3 ].
В п р оти воп ол ож н ость тем п ер атур е
м ак си м альн ы е
разли ч и я
в у д е л ь н о й в л а ж н о с т и в о з д у х а у п о в е р х н о с т и м о р я и н,а в е р х н е й
гр ан и ц е п р и водн ого сл оя атм осф ер ы и м ею т м есто л етом . В эт о т
ж е с е зо н , к ак о т м еч а л о сь вы ш е, т р а н сф о р м а ц и я в о зд у х а м е д л е н ­
ная. П о эт о м у д а ж е есл и в о зд у х п р ой дет н ад м ор ем 500 км, то д е ­
ф и ц и т в л а ж н о с т и у м е н ь ш и т с я т о л ь к о н а 6 0 — 7 0 %- В р е з у л ь т а т е
летом происходит
и н тен си вн ое
и сп ар ен и е
И с обоих
м ор ей .
В м е л к о в о д н ы х , н а и б о л е е п р о гр ет ы х р а й о н а х о н о в ы ш е, а в р а й ­
он ах с пон иж енной тем п ер атурой
воды и м еньш им
деф и ц и том
в л аж н ости И м еньш е. В этот сезо н и сп ар ен и е
дости гает
15— 2 0 с м /м е с .. Б о л ь ш и м
и сп ар ен и е
ок азы вается
такж е в начале
осен и , но у ж е в осн ов н ом не и з-за д еф и ц и та отн оси тел ьн ой в л а ж ­
ности , а и з-за п о н и ж ен н о г о зн ач ен и я у д ел ь н о й в л а ж н о ст и в х о ­
л одн ом в о зд у х е. З и м ой с за м ер зш и х уч астк ов м ор ей и сп ар ен и е
н еб о л ь ш о е в с л ед с т в и е м а л ы х зн а ч ен и й у д ел ь н о й в л а ж н о ст и .
Г о д о в а я с у м м а и сп а р ен и я с А р а л ь ск о го м о р я м ен я ет ся от 70 см
д о 130 см п р и с р е д н ем зн а ч ен и и 100 см . П р и м ер н о в т а к о м ж е
ди а п а зо н е и зм ен я ется годов ое и сп ар ен и е в р азн ы х р ай он ах К а с­
пи й ск ого м оря. С р ед н ее го д о в о е его зн ач ен и е за м н оголетн и й п е­
р и о д о ц е н и в а е т с я в 101 с м [ 1 3 ] .
Н а бол ьш ое и сп ар ен и е затр ач и в ается
энерги я,
на порядок
п р е в ы ш а ю щ и й п о т о к т е п л а Фа . Г о д о в ы е з н а ч е н и я с к р ы т о й
эн­
тальпии д л я А р ал ьск ого м оря составл яю т
2 6 0 к Д ж /( с м 2 -г о д ) и
дл я К асп и й ск ого — 250 к Д ж /(с м 2 -г о д ).
В аж н ей ш и м внеш ним ф ак тор ом , вли яю щ им на р еж и м м ор ей ,
являю тся осадк и О. О ни т а к ж е вли яю т на речной сток и и сп а ­
р ен и е, о б у сл о в л и в а я соо тв ет ст в ую щ ее зн ач ен и е п р есн о го б а л а н са
м ор ей .
А р а л ь с к о е м о р е, с е в е р н а я и с е в е р о -в о с т о ч н а я ч а ст ь
К асп и й ­
ск ого н аход я т ся в ари дн ой зо н е с м алы м к ол и ч еством осадк ов .
В отм еч ен н ом р ай он е К асп и й ск ого м ор я он и
прим ерно
равно­
м ер н о р а с п р е д е л е н ы п о с е зо н а м с г о д о в о й с у м м о й о к о л о 15 см .
Б о л ь ш о е к о л и ч еств о о с а д к о в в ы п а д а е т л и ш ь в ю г о -за п а д н о й п р и ­
б р е ж н о й ч асти К а сп и й ск о го м о р я , г д е горы в ы зы в аю т п о д ъ ем н а ­
тек аю щ его на них в о зд у х а с вы п аден и ем осадк ов ,
пр еи м ущ ест­
вен н о осен ью и зи м ой , к о гда и х с езо н н а я су м м а д о ст и га ет 4 0 —
7 0 с м , .а в ц е л о м з а г о д с л о й о с а д к о в д о с т и г а е т 1— 1 ,5 м . О д н а к о
этот м ак си м ум не си льн о в л и яет на общ ую м а ссу осадк ов , о ц е­
н и ваем ую по м н огол етн и м дан н ы м д л я в сего К асп и й ск ого м оря
в 7 1 к м 3/ г о д , ч т о р а в н о ц е н н о с л о ю в о д ы т о л щ и н о й 1 8 с м .
Г одов ая м н оголетн яя
сум м а
осадк ов в А ральском
м оре
7 ,1 к м 3/ г о д и л и с л о й в о д ы т о л щ и н о й 1 1 ,8 с м с м и н и м у м о м л е т о м ,
к о гда и х м еся ч н а я су м м а м ен ее 1 см . О т г о д а к г о д у к ол и ч еств о
осадков м ож ет
м еняться почти
на
25— 30 %
от
м н оголетн ей
сум м ы .
158
Х ар ак тер речного сток а, п оступ аю щ его в А р ал ьск ое и К а с­
п и й ск ое м ор я р азл и ч ен . В п а д а ю щ и е в А р ал ь ск ое м ор е реки А м у ­
д а р ь я и С ы р дар ья п и таю тся в осн ов н ом за счет гор н ы х л е д н и ­
ков и снегов. И х н а и б о л ее и н тен си в н ое тая н и е п р ои сход и т л етом .
Н а этот сезо н п р и ходи тся м ак си м ум сток а.
Е го
зн ач ен и е
для
п е р в о й р е к и о ц е н и в а е т с я в 4 5 к м 3/ г о д и д л я в т о р о й — 1 4 ,7 к м 3/ г о д
[8 ]. О дн ак о
с
6 0 -х годов
сущ ествен н ая
ч асть
сток а б езв о зв ­
ратн о заб и р а ется на
сел ь ск охозя й ств ен н ы е
нуж ды , и в
м оре
с 1 9 6 1 п о 1 9 8 0 г. п о с т у п а л о в с р е д н е м 3 0 к м 3/ г о д [ 2 ] . В р е з у л ь ­
тате сум м арн ы й приток влаги не к ом п ен си р ует ее р а сх о д на и с­
п ар ен и е и объ ем воды А ральского м оря ум ен ьш ается.
Р еч н о й сто к в К а сп и й ск о е м о р е в зн а ч и тел ь н о й степ ен и ф о р ­
м и р уется за счет таян и я сн ега на в о д о сб о р н о й п л ощ ади б ассей н а,
и 50— 60 % его
годовой
величины
поступает в м оре с м ая по
и ю л ь . П о с р е д н и м м н о г о л е т н и м д а н н ы м г о д о в о й с т о к 3 2 4 к м 3, н о
р а сп р ед ел ен он по п обер еж ь ю м оря неравн ом ерн о. В северн ую
ч асть п о ст у п а ет ок о л о 8 5 % , н а за п а д н о е п о б е р е ж ь е — ок о л о 12%
и в ю ж н у ю ч асть — м ен ее 4 % . П р и ч ем В ол га п остав л я ет ок ол о
78 % сток а.
В зав и си м ости от м етеор ол оги ч еск и х усл ов и й еж егодн ы й реч ­
ной сток м ен я ется в бол ь ш и х п р ед ел а х . Н а и б о л ь ш ее его зн ач ен и е
4 5 9 ,8 к м 3 (1 9 2 6 г . ) , а н а и м е н ь ш е е — 2 1 8 ,7 к м 3 (1 9 3 7 г . ) , ч т о с о ­
ста в л я ет 4 0 — 50 % ср ед н его м н огол етн его зн ач ен и я . В п о сл ед н и е
д в а д еся т и л ет и я на сел ь ск охозя й ств ен н ы е н уж д ы еж ег о д н о р а с ­
х о д у е т с я 3 0 — 3 5 к м 3 в о д ы . Э т о с о с т а в л я е т о к о л о 10 % о т с т о к а
и сущ еств ен н о м еньш е его кл им атич ески х вариаций.
Н е б о л ь ш о й о б ъ е м в о д ы (п р и м е р н о
5 ,5 к м 3/ г о д )
К асп и й ск ое
м о р е п о л у ч а ет от п о д зем н ы х в о д [1 7 ].
Д о 1 9 8 0 г. е ж е г о д н о о т 6 д о 4 0 к м 3 в о д ы и з К а с п и й с к о г о м о р я
п о ст у п а л о в за л . К а р а -Б о г а з-Г о л и там в осн ов н ом и сп ар я л ось.
В н а ст о я щ ее в р ем я в него по т р у б о п р о в о д а м п л ан и р уется сл и ­
вать от 2 д о 6 км 3 к аспи йской воды .
В т а б л . 7 .1 п р е д с т а в л е н ы з н а ч е н и я с о с т а в л я ю щ и х в о д н о г о б а ­
л а н са А р ал ьск ого и К асп и й ск ого м ор ей за р азн ы е пери оды о с р е д ­
нения. П ер есч ет о б ъ ем а сток а v c на тол щ и н у сл оя h п р ои зв оди тся
дел ен и ем v c на пл ощ адь п оверхн ости м оря П.
Т а б л и ц а 7.1
В одны й балан с
Сток
О садки
поверхностный
подземный
К асп ий ское
А ральское
д о 1 9 6 0 г.
1 9 6 1 — 1 9 8 0 гг.
км ^/год
СМ
км з/го д
СМ
км3/г од
см
7 1 ,1
1 7 ,7
3 2 4 ,2
8 0 ,8
сл
СП
М оре
1 ,4
9 ,2
7 ,1
1 4 ,0
1 1 ,8
59
30
89
4 8 ,9
—
—
—
—
159
Сток
М оре
К аспийское
А ральское
д о 1 9 6 0 г.
1 9 6 1 — 1 9 8 0 гг .
И спарение
В К ар а -Б о га з-Г о л
д о 1980 г .
Баланс
км а/г о д
см
кма/г о д
СМ
км3/го д
СМ
— 2 2 ,2
— 5 ,5
— 3 9 2 ,3
— 9 7 ,8
— 1 3 ,7
- 3 ,4
— 66
— 5 9 ,7
— 100
— 9 9 ,4
2 ,2
— 2 2 ,6
3
-3 8 ,7
■— ■ ■
—
—
7 .3 . Д И Н А М И К А В О Д
З ав и си м ость м н огих ди н ам и ч еск и х п р оц ессов от т ер м о х а л и н ­
ны х, з а и ск л ю ч ен и ем теч ен и й и к он век ц и и , б о л е е с л а б а я , ч ем з а ­
в и си м ость тер м охал и н н ы х п ол ей от ц и р к ул яц и и в од. П о эт о м у ц е ­
л е со о б р а зн о в н ач ал е р ассм отр ет ь те п р оц ессы и явл ен и я, к о т о ­
ры е ф ор м и р ую тся п о д в озд ей ств и ем внеш н и х ф ак торов. Р еж и м
вн утр ен н и х м ор ей и са м о их сущ еств ов ан и е о п р ед ел я ется со о тн о ­
ш ен и ем сост ав л я ю щ и х п р есн ого б а л а н са . И зм ен ен и е о б ъ е м а м ор я
v зав и си т от и сп ар ен и я И , о са дк о в О и сток а С
d v /d t =
(О +
И ) П +
С.
(7 .1 )
П оток воды сч и тается п ол ож и тел ь н ы м , есл и он п р и н оси т в о д у
в м ор е и отри ц ательн ы м — есл и ун оси т. В да н н о м сл уч ае п о д С
п он и м ается сум м арн ы й сток как п оверхн остн ы й , так и п одзем н ы й ,
а о са д к и и и сп ар ен и е отн есен ы к еди н и ц е п ов ер хн ости .
Ч а щ е у р а в н ен и е п р есн о го б а л а н са за п и сы в а ет ся так и м о б р а ­
з о м ,' ч т о в л е в о й ч а с т и с о д е р ж и т с я и з м е н е н и е у р о в н я . Э т о с п р а ­
ведл и во, есл и п л ощ адь водн ой п оверхн ости П во врем ен и не м е­
н я ется
d h /d t =
(О +
И) +
С /П .
(7 .2 )
И з т а б л . 7 .1 в и д н о , ч т о в о б о и х м о р я х п р о и с х о д и т
ум еньш ение
о б ъ е м а в о д и п о н и ж е н и е у р о в н я . С 1 9 7 8 г. к 1 9 8 2 г.
п р ои зош л о
у в е л и ч е н и е у р о в н я К а с п и й с к о г о м о р я н а 0 ,7 м . О с н о в н о й п р и ч и н о й
п осл уж и л рост речного сток а, но н ек отор ое влияние о к а за л о и
от сеч ен и е за л . К а р а -Б о г а з-Г о л .
У р ов ен ь А р а л ь с к о го м ор я с н а ч а л а 6 0 -х го д о в и з -за д еф и ц и т а
в о д ы к 1 9 8 2 г. п о н и з и л с я п р и м е р н о н а 8 м и е г о б е р е г о в а я г р а ­
ница
пр одвин улась
далеко в
м ор е.
Д ал ьн ей ш ее
ум еньш ение
о б ъ ем а в о д м ор я и п о н и ж ен и е его уровня- не д о л ж н о бы ть б е сп р е ­
дел ьн ы м и . В сл ед ст в и е ум ен ьш ен и я в од н ой п ов ер хн ости со к р а щ а ­
ю тся п отери воды в р езу л ь т а т е и сп ар ен и я и при н ек отор ы х зн а ч е ­
н и ях П речной сток м о ж ет ур ав н ов еси ть р азн ость осадк ов и и с­
п ар ен и я.
П = - С / i p + И).
160
(7.3)
Е сл и п о л а га ть , что со ст а в л я ю щ и е в о д н о го б а л а н са не и зм е ­
н я т с я , т о п о н и ж е н и е у р о в н я п р е к р а т и т с я п р и 11 = 3 9 ■ 1 0 3 к м 2.
Э ти м н огол етн и е и зм ен ен и я ур ов н я обусл ов л ен ы и зм ен ен и ем
о б ъ ем а воды в м ор я х и н ося т н а зв а н и е объем н ы х. В
основном
причиной так и х к ол ебан и й ур овн я явл яю тся к л и м ати ч еск и е ф а к ­
торы , а в п осл едн и е дв а деся ти л ети я — ан тр оп оген н ое в о зд ей ст ­
в и е н а сток .
деф орм ац ионны е
к ол ебан ия
П ом и м о объем н ы х вы деляю тся
у р о в н я м о р ей . О ни в ы зв ан ы и зм ен ен и е м ф ор м ы у р о в ен н о й п о ­
в е р х н о с т и б е з с к о л ь к о -н и б у д ь с у щ е с т в е н н о г о и зм ен ен и я
объем а
в о д ы в м о р е . К н и м о т н о с я т с я п е р и о д и ч е с к и е (п р и л и в н ы е , с е з о н ­
ны е и суточ н ы е м етеор ол оги ч еск ого п р о и сх о ж д ен и я ) и н еп ер и о­
ди ч еск и е к ол ебан и я уров н я . Б о л ее или м ен ее зам етн ы е приливны е
кол ебан и я
уровня
вы дел ен ы
тольк о в К асп и й ск ом
м ор е.
О ни
и м ею т п ол усуточ н ы й ха р ак т ер и ср едн ю ю а м п л и т у д у от 2 д о 6 см ,
у в ел и ч и в а ю щ у ю ся в си зи ги ю д о 8 см [1 3 ]. С у щ ест в ен н о го в л и я ­
ния на р еж и м м ор я они ок азы в ать не м огут.
Д л я вн утр ен н и х м ор ей ха р а к тер н о нал и ч и е сей ш евы х к о л еб а ­
ний у р о в н я . Л ю б а я п р и ч и н а , п р и в о д я щ а я к д е н и в е л я ц и и у р о в н я
и п р е к р а щ а ю щ а я в к а к о й -т о м о м е н т в р е м е н и п о д д е р ж а н и е е г о ,
в ы зы в ает с м ещ ен и е у р о в н я в с т о р о н у
равн овесного
состоян и я.
И з-за д ей ств и я сил ин ер ц и и ур о в ен ь м ор я п ер ех о д и т его и сн ов а
в озв р ащ ает ся в н ап р авл ен и и п ер в он ач ал ь н ого состоян и я.
Д л я сл ож н ы х по своим оч ер тан и я м и р ел ь еф у д н а К а сп и й ­
ск ого и А р а л ь ск о го м о р ей х а р а к т ер
к ол ебан и й
уровня
более
с л о ж н ы й , ч ем в ы р а ж ен н ы й и зв ес т н о й ф о р м у л о й М ер и а н а . В К а с ­
пи йском м ор е в сп ек тр е к ол ебан и й ур ов н я у д а е т с я вы дели ть п о ­
в ы ш е н н у ю п л о т н о с т ь н а п е р и о д а х 9 , 1 — 9 ,5 ч и 4 , 4 — 4 ,7 ч . П е р в ы й
пик со о т в ет ст в у ет п р о д о л ь н о й о д н о у зл о в о й сей ш е, в то р о й — д в у х ­
узл ов ой
п р одол ьн ой и п оп ер еч н ой
одн оузл овой
сей ш ам .
О ни
впол не со в п а д а ю т с р езул ь тат ам и р асч етов, есл и не
учиты вать
сев ер н у ю м ел к о в о д н у ю ч асть м ор я. Н а и б о л ь ш а я в ел и ч и н а к о л е ­
б а н и й у р о в н я 7 0 см .
В А р ал ьск ом м ор е основны е н а б л ю д ен и я к ол ебан и й
уровня
сей ш евого х а р а к тер а п р оводи л и сь д о н ач ал а его обм ел ен и я . Б ы ли
вы делен ы сей ш е о б р а зн ы е к о л еб а н и я с п е р и о д о м от н еск о л ь к и х ч а ­
сов почти д о су то к и в ел и ч и н ой д о 4 0 см . В н а ст о я щ ее
врем я
и з-за ум ен ь ш ен и я гл уби н ы м ор я и ув ел и ч ен и я рол и д о н н о го тр ен и я
величин а т ак и х к о л еб а н и й у р о в н я д о л ж н а бы ть
м еньш е и они
д ол ж н ы бы стр ее за т у х а т ь . В за л и в а х о б о и х м ор ей в озн и к аю т л о ­
кальны е сей ш и с п ер и одам и
д о десятк а
м инут
и и зм ен ен и ем
уровня в нескольк о сантим етров.
Б ольш ие к ол ебан и я
уровня
в ы зы в аю тся
с г о н н о -н а г о н н ы м и
явлени ям и. О ни со зд а ю т ся ветровы м и теч ен и ям и и д ол ж н ы р а с ­
см атр и в аться в м есте с ним и, хотя и сущ еств ую т
эм п и р и ч еск и е
ф орм ул ы д л я р асч ета повы ш ени я или п он и ж ен и я ур ов н я
м оря
в за в и си м о ст и от ск ор ости в етр а и его н ап р ав л ен и я по отн ош ен и ю
к берегу.
К ти п у деф ор м ац и он н ы х к ол ебан и й ур ов н я отн ося тся его и зм е­
П
Заказ № 427
161
нени я при в етр о в о м в ол н ен и и . С р ед н и е х а р а к т ер и сти к и
устано­
ви вш егося вол н ен и я за в и ся т, как п ок а за н о в к ур се
«Д инам ика
ок еан а», в п ервую оч ер едь от ск орости ветр а, затем от р азгон а
и от гл уби н ы м оря. Е сл и отв л еч ься от м естн ы х в етр ов, ч асто о б у с ­
ловленны х орограф и ей бер егов и не р асп р остр ан я ю щ и хся д а л ек о
от б ер ега , а сл ед о в а т ел ь н о , не с о зд а ю щ и х о б щ у ю к ар ти н у в о л н е­
ния, то сущ еств ен н ы х р азл и ч и й в ск ор ости ветр а н а д обои м и м о ­
р ям и н ет. О сн о в н о е в л и я н и е н а х а р а к т ер в о л н ен и я
ок азы в ает
м ор ф ом етр и я м оря. С р едн я я и ю ж н ая ч асти К асп и й ск ого м оря я в ­
л я ю тся гл убок и м и по отн ош ен и ю ко всем в и д ам в етр ов ого в о л н е­
н и я , а с е в е р н а я ч а с т ь э т о г о м о р я .и А р а л ь с к о е д л я в о л н с д л и н а м и .
2 0 — 40 м о к а зы в а ю т ся м ор я м и к он еч н ой гл уби н ы . П о эт о м у х а ­
рак тер в ол н ен и я в у к а за н н ы х р ай он ах, б у д ет разл и ч н ы м .
Волны
на гл убок ой в о д е ок азы ваю тся больш им и по р а зм ер а м , осо б ен н о
при сев ер н ы х и ю ж н ы х в ет р а х и з-за б о л ь ш о го р а зго н а . В о в р ем я
. ш тор м ов они д о ст и га ю т б — 8 м п о вы соте и 8 0 — 60 м по д л и н е.
В сев ер н ой ч асти К асп и й ск ого м ор я вы сота
н аи бол ьш и х волн
у б ы в ает д о 2— 3 м [1 7 ].
И з-за огранич енны х р азм ер ов и м алы х гл уби н волны А р а л ь ­
ск о го м о р я и м ею т е щ е м ен ь ш и е р а зм ер ы , ч ем в с ев е р н о й ч аст и
К асп и й ск ого м ор я. И х вы сота обы ч н о не п р ев ы ш ает 1 м. И з-за
влияния дн а они бы стро за т у х а ю т п осл е п р ек р ащ ен и я д ей ств и я
ветра.
К в н еш н и м ф а к т о р а м , в ы зы в аю щ и м ц и р к у л я ц и ю в о д в эт и х
м о р я х о т н о ся т ся ли ш ь н а п р я ж ен и е в етр а и реч н ой сток. О д н а к о
д а ж е в К асп и й ск ом м ор е сток ов ая сост ав л я ю щ ая от в сех рек,
в п а д а ю щ и х в его сев ер н у ю ч асть, за м ет н а л и ш ь
в этом
субре­
ги он е. Н о и он а в его ю ж н ой п ол ов и н е зат у ш ев ы в а ет ся ветр овы м и
Т ечени ям и.
""О сновное в л и я н и е н а т е ч е н и я в в е р х н е м с л о е м о р е й о к а з ы в а е т
/в е т е р . В п е р в у ю о ч е р е д ь в о з н и к а ю т д р е й ф о в ы е т е ч е н и я , х о р о ш о
/с о г л а с у ю щ и е с я с в е т р о м , о с о б е н н о е сл и он д о с т а т о ч н о у ст о й ч и в .
' П ри этом в м ел к ов одн ой сев ер н ой ч асти К асп и й ск ого м оря
на­
п р ав л ен и е теч ен и й от п ов ер хн ости д о д н а со в п а д а ет с н а п р а в л е­
н и ем в е т р а (р и с . 7 .3 ) . Д е й с т в и т е л ь н о , д л я м е л к о в о д ь я у р а в н е н и е
в е т р о в о г о т е ч е н и я [7 ] з а п и с ы в а е т с я в в и д е
(7-4)
где
vк=
и -f- iv ;
%к =
хх +
1ху.
И з эт о го в ы р а ж ен и я с л ед у е т , что д р е й ф о в о е теч ен и е, оп и сы ­
в а ем о е первы м ч л ен ом п р авой ч асти , не м ен я ет ся с гл у б и н о й по
н а п р а в л е н и ю (с м . р и с. 7 .3 ) . Д л я и л л ю с т р а ц и и с п е ц и а л ь н о в ы б р а н
сл уч ай с н агон н ы м в етр ом , п р и к отор ом д о л ж н о в озн и к ать к о м ­
п ен сац и он н ое теч ен ие у дн а. О дн ак о оно зам етн о только в сам ой
сев е р о -в о с т о ч н о й ч а ст и м о р я . Н о пр и си л ь н ы х и п р о д о л ж и т е л ь ­
ны х в етр ах ю ж н ы х р ум бов в п р и бр еж н ой п ол осе п одъ ем уровн я
162
м о ж е т д ости гать 2 м и в этом сл у ч а е в озн и к аю т сильн ы е сток овы е
т е ч е н и я , о п и с ы в а е м ы е в т о р ы м ч л ен о м в ы р а ж е н и я ( 7 .4 ) .
П р и н а и б о л е е ч а ст о п о в т о р я ю щ и х с я сев е р о -в о с т о ч н ы х в е т р а х ,
т. е. при с г о н е в о д ы и з с е в е р н о й ч а ст и К а сп и й ск о г о м о р я о д и н а к о ­
вое н ап р ав л ен и е теч ен и я от п ов ер хн ости д о д н а в ы р а ж ен о ещ е
ч етч е, ч ем п р и н а го н е.
В етр ов ы е теч ен и я п р ео б л а д а ю т в в ер хн и х
о с т а л ь н о й ч ,а с т и К а с п и й с к о г о м о р я . П р и ч е м
>
\\с А
M
S #
« 1
Р
„
Ч )
V
/?
м)
их
- 7
'
С
>
1
/Т е /
)
У
о-Ь
/
^ ic / ' . J
f
\
O'*!
О -'/'
/
' г . <*" к Г l a *
\
c r'
o '.
сгГ ^ --------^
W
V
П
\ \ д
1
с л о я х ( 3 0 —^50
устой чи вость
ш
1
Г*- а ?
\ \ сД
ы
/
1
Р и с . 7 .3 . Н а п р а в л е н и е т е ч е н и й в м е л к о в о д н о й ч а с т и К а с п и й с к о г о м о р я [13].
а , б — п оверхностны е (а) и п ридон ны е (6) при северо-восточн ом ветре; в, г — п оверхностны е
(е) и п р идон ны е (г) теч ен и я при ю го -зап ад н о м ветре.
в д о л ь з а п а д н о г о п о б е р е ж ь я с р е д н ей ч асти м о р я п р и в е т р а х с ев е р -’
ны х р у м б о в д о ст и г а ет 8 0 — 100 % . К ю гу и х п о в то р я ем о сть у м е н ь ­
ш ается . П р е о б л а д а ет в етр овая состав л я ю щ ая п овер хн остн ы х т е ­
ч ен и й и у в о сто ч н о го п о б е р е ж ь я м ор я , г д е о н а п р и в о д и т к п е р е ­
н о су в о д на сев ер [1 3 ].
О
си льн ом вли ян и и ветр а на теч ен и я св и детел ь ств ую т т а к ж е
р езул ь таты
расч етов
теч ен и й
по
ди агн ости ческ ой
м одели
А . С. С ар к и ся н а [3 1 ].
В гл убок ов одн ы х ср едн ей и ю ж н ой ч астя х К асп и й ск ого м оря \
п р оявляется п л отн остн ая ц иркуляция вод, н ескольк о м ен яю щ аяся !
по с езо н а м . В ср е д н ей ч асти К асп и й ск ого м ор я к ак зи м о й , т а к и
л етом и м еет м есто ц и к л он и ч еск ая ц и рк уляц и я в од с дв и ж ен и ем
и х н а ю г у з а п а д н о г о п о б е р е ж ь я и н а с е в е р — ■у в о с т о ч н о г о . П р и ч е м
с м е н а в е т р а с с е в е р о -з а п а д н о г о н а ю г о -в о с т о ч н ы й х а р а к т е р ц и р к у ­
л яц и и н е м ен яет. Т ак и е р езул ь таты пол учен ы п о р асч етам к ак д и ­
н а м и ч е с к и м м е т о д о м (р и с . 7 .4 ) , т а к и п о д и а г н о с т и ч е с к о й м о д е л и
А . С. С ар к и ся н а. О дн ак о м од ел и р ов ан и е и н тегр альн ой ци рк уля-
11*
163
| ции тольк о по полю п л отн ости в од б ез уч ета ветр а п р и води т к ан' т и ц и к л о н и ч еск о м у д в и ж е н и ю в о д . Э то с в и д ет е л ь с т в у е т о т о м , что
; в етер не тол ь к о в ы зы в ает д р ей ф о в ы е и гр а д и ен т н ы е т еч ен и я , но и
. соотв етств ую щ и м о б р а зо м п ер естр а и в а ет п ол е п л отн ости . Э то и
: о т р а ж а ет с я на р а зл и ч и я х в х а р а к т ер е п л отн остн ы х теч ен ий .
С к орости как гр ади ен тн ы х,
так и геостроф и ческ и х
теч ен и й
од н ого п ор я дк а и сущ еств ен н о м еньш е др ей ф ов ы х.
В средн ем
у п о в е р х н о с т и м о р я о н и 10— 15 с м /с , с н е б о л ь ш и м п о в ы ш е н и е м
, л ето м и у м ен ь ш ен и ем зи м о й и з-за т о го , ч то
деф ор м ац и я
теч е: ниям и н егл у б о к о го л етом т ер м ок л и н а с о зд а е т бол ь ш и е гор и зон : тальн ы е гр ади ен ты тем п ер атур ы ,
а сл ед о в а т ел ь н о и пл отн ости
в оды . О н и о к а зы в а ю т с я б о л ь ш е , ч ем зи м о й . Э т о и в ы зы в а ет л е т ­
нее уси л ен и е геостроф и ческ ой циркуляции вод.
Н ач и н ая с глуби ны 2 0 — 30 м п р ои сходи т ум ен ьш ен и е го р и зо н ­
тал ьн ы х гр ади ен тов тем п ер атур ы и сол ен ости , отчего о сл а б ев а ет
гео ст р о ф и ч еск а я ц и р к ул я ц и я в од. У ж е на гл у б и н е 100 м ск ор ости
т е ч е н и я н е п р е в ы ш а ю т 8 с м /с , а г л у б ж е
200 м теч ен и е пр ак ти ­
ч еск и о т су т с т в у е т . З и м о й г о р и зо н т а л ь н а я н е о д н о р о д н о с т ь п ол я
тем п ер атур ы с гл уби н ой ум ен ьш ается м ед л ен н ее. И з-за этого и
течен и я по гл уби н е за т у х а ю т сл а б ее.
164
О дной из особен н остей циркуляции в од в небольш и х м орях
я в л я ется р азв и ти е в них верти к альн ы х д в и ж ен и й , о со б ен н о в п р и ­
б р еж н о й п ол осе.
Б ол ьш и е вертик альны е ск орости , п р евы ш аю щ и е на п ор я док w
в ок еан е, соср едоточен ы в основном в п р ед ел а х сл оя ветровы х т е­
чен и й . Г л у б ж е 2 0 0 м р а зв и в а ю т с я
вертик альны е
перем ещ ени я
в о д ы , о б у с л о в л ен н ы е зи м н и м у п л о т н ен и ем в сев ер н о й ч асти К а с ­
п и й ск ого м ор я , в р е зу л ь т а т е ч его х о л о д н ы е в оды с п о л за ю т в его
ср ед и н н у ю к отл ов и н у. П о р я д о к величины так ой ск о р о сти м о ж н о
получить из уп р ощ ен н ого уравн ен и я дв и ж ен и я ,
спроекти рован­
н ого на вер ти к ал ьн ую ось
d w /d t =
g ' — k xw ,
( 7 .5 )
г д е k i — р а з м е р н ы й к о э ф ф и ц и е н т т р е н и я ; g ' = g p '/ p — п л а в у ч е с т ь .
П оск ол ьк у п л авучесть со в р ем ен ем м о ж ет м еняться, то д л я ее
о п р ед ел ен и я и сп ол ь зуется у р а в н ен и е д и ф ф у зи и п л отн ости
d p /d t =
k d 2p /d z 2 — w dp / d z .
( 7 .6 )
П р е д с т а в л е н и е п л о тн о ст и в оды в в и д е р = р (г ) + р ' и п о с л е ­
д у ю щ е е у м н о ж е н и е у р а в н е н и я ( 7 .6 ) н а g / p п р и в о д и т е г о к в и д у
d g '/ d t + Ntw =
где
N =
(g /p ) d p / d z ;
k d 2g ' / d z 2 «
&2 — с к о р о с т ь
— k 2g ' ,
и зм ен ен и я
( 7 .7 )
п л авуч ести
в р езул ь тате перем еш и ван и я.
Х ар актер этого дв и ж ен и я в м ор ях б у д ет р ассм отр ен при и з­
л о ж ен и и тер м охал и н н ы х п р оц ессов. К р ом е того в гл убок ов одн ы х
р а й о н а х м ор я д о л ж н а и м еть м ест о п р и д о н н а я т ер м и ч еск а я кон1 в ек ц и я , н о он а н а ст о л ь к о с л а б а я , что о н ей с у д я т по н ал и ч и ю о б ­
л а стей с н ебол ьш ой отр и ц ател ь н ой устой ч и востью .
Ц иркуляц ия в од м елководн ого А ральского м оря хар а к тер и зу ­
ет ся тем и ж е зак он ом ер н ост я м и , как и сев ер н ой ч асти К а сп и й ­
ск ого м ор я. Г л ав н ая пр и ч и н а, в ы зы в аю щ ая теч ен и я — н а п р я ж е| н и е т р ен и я в етр а . П о э т о м у у с т а н о в и в ш ее ся т еч ен и е м о ж е т бы ть
о п и с а н о ф о р м у л о й ( 7 .4 ) .
П р е о б л а д а н и е в с р е д н е м з а г о д с е в е р о -в о с т о ч н ы х в етр о в и
ум ен ьш ен и е их скорости с восток а на за п а д приводит в ср едн ем
к ан ти цик лони ческом у
нап равлени ю
дв и ж ен и я вод м оря. П ри
ю ж н ом ветре, п овтор яем ость которого л етом д о х о д и т д о 2 0 % ,
р а зв и в а ется ци рк ул яц и я ц и к л он и ч еск ого
харак тер а,
согл асую ­
щ ая ся с п ол ем ветра. Н о при оср едн ен и и за естествен н ы й си н оп ­
ти ч еск и й п ер и о д теч ен и я в м о р е по н а п р а в л ен и ю и ск о р о сти тесн о
св я зан ы с в етр ом , п о эт о м у они си л ьн о отл и ч аю тся от оп и сан н ы х
ср едн и х перен осов вод.
Т ак и м о б р а зо м , в ц и р к ул яц и и в о д в н утр ен н и х м ор ей бол ьш ую
роль играет ветр овая составл яю щ ая . С ущ ествен н ая одн ор одн ость
п о гор и зон там тем п ер атур ы и сол ен ости за п р ед ел а м и зо н речн ого
сток а о б у сл о в л и в а ет м ал ое зн ач ен и е п л отн остн ой
составл яю щ ей
теч ен и я. В ер т и к ал ь н ое п ер ем еш и в ан и е в А р ал ь ск ом м ор е как и
в К а сп и й ск о м о су щ ест в л я ет ся в ер ти к ал ьн ы м и ск о р о ст я м и , в о зн и -
165
-
к аю щ и м и при в ер ген ц и и го р и зо н та л ь н ы х ск о р о ст ей , о с ен н е -зи м ­
н ей к он век ц и и , т у р б у л ен т н ы м п ер ем еш и в а н и ем . В о зм о ж н о , ч то
в этом м ор е т а к ж е п р ои сходи т сп ол зан и е в пр игл убы е м еста в о д ,
б о л е е п л отн ы х и з-за о сол он ен и я в р а й о н а х о б р а зо в а н и я л ьда.
7 .4 . Т Е Р М О Х А Л И Н Н А Я
СТРУКТУРА ВО Д
С ол ен ость вн утр ен н и х м ор ей , не и м ею щ и х в о д о о б м ен а с М и р о­
вы м ок еа н о м , о п р ед ел я ет ся п ер в он ач ал ьн ой со л ен о сть ю в о д д р е в ­
н его о к еа н а , к отор ы е бы ли в п осл едст в и и от н его и зол и р ов ан ы , п о ­
с т у п л е н и е м с о л е й с р е ч н ы м .v c5 c и п о д з е м н ы м v nS n с т о к о м , в ы н о ­
сом сол ей с б р ы згам и м ор ск ой воды в а т м о сф е р у и п ер ен о со м их
н а м а т е р и к v M5 , а т а к ж е о с а ж д е н и е м
их в о садок в отдел ьны х
р а й о н а х м о р е й v aS . К т а к и м р а й о н а м о т н о с и т с я з а л и в К а р а - Б о ­
г а з-Г о л , к о г д а он е щ е н е б ы л о т д е л е н о т К а с п и й с к о г о м о р я , т. е.
при оп р едел ен и и и зм ен ен и я сол ен ости за длительн ы й п ер и од или
о б щ ей м ассы со л ей в м ор е н у ж н о п ол ь зов ать ся у р а в н ен и ем б а ­
л а н са сол ей с уч етом в сех его составл яю щ и х
cL (pv-S) __
dt
dvcSc
dt
|
dvnSn __ 0 d (уи — v0)
dt
P
dt
dpvaS _
dt
( 7 .8 )
Е сли эт о ур ав н ен и е пр оин тегри ровать по врем ен и от м ом ен та
и зол я ц и и от М и р ов ого о к еа н а д о н а ст о я щ его
врем ени с уч етом
хо д а во врем ен и в сех его составл яю щ и х, со дер ж а щ и х ся в пр авой
части , то п ол уч и тся с о л ев а я м а сса м ор я. О д н а к о п ок а т а к и е к о ­
л и ч еств ен н ы е оценк и п р ов ести н ел ьзя и з-за отсутств и я св ед ен и й
о зн а ч ен и я х со ст а в л я ю щ и х б а л а н са за весь истори ч еск и й п ер и о д
сущ ест в ов ан и я м ор ей . М о ж н о сд е л а т ь лиш ь за к л ю ч ен и е о н а п р а в ­
л ен н ости п р оц есса и зм ен ен и я сол ев ой м ассы , и сх о д я из п р ед с т а в ­
л ен и й о п о р я д к а х величин сост ав л я ю щ и х сол ев ого б а л а н са в с о ­
врем енн ы й п ер и од. И зв естн о,
н ап р и м ер ,
что с речны м сток ом
в К асп и й ск ое м ор е еж ег о д н о п оступ ает 7 -1 07 т сол ей , вы н оси л ось
д о 1 9 8 0 г. в
зал .
К а р а -Б о г а з-Г о л
еж егодно
2 8 - 107 т с о л е й и
с б р ы з г а м и у н о с и л о с ь е щ е 2 ,3 - 1 0 7 т / г о д [ 1 7 ] . П р и и с п а р е н и и в о д ы
с п овер хн ости м оря к ол и ч ество сол ей в м ор е не м ен я ется , и зм е­
н я ется лиш ь со л ен о сть и з-за ум ен ь ш ен и я м ассы воды , в к отор ой
они раств ор ен ы . Э ти д ан н ы е св и д етел ь ств у ю т о том , что в с р е д ­
нем п р ои сходи л о ум ен ьш ен и е сол евой м ассы в м ор е, хотя п а л ео н ­
т о л о ги ч еск и е и ссл ед о в а н и я п ок азы в аю т, что бы ли о тд ел ь н ы е п е ­
риоды , к огда п он и ж ен и е сол ен ости м оря
см ен ял ось
ее ростом .
К н аст оя щ ем у врем ен и ср едн я я сол ен ость К асп и й ск ого м оря с о ­
с т а в л я е т 1 2 ,8 5 °/оо.
Е щ е м ен ьш е св ед ен и й о п р о и сх о ж д ен и и сол ев ой м ассы А р а л ь ­
ск о го м ор я . П о ск о л ь к у есть д а н н ы е о т о м , что р а й о н с о в р е м ен ­
н ого м ор я п о л н о сть ю о су ш а л ся , то в о зм о ж н о , что о ст а л а сь х о тя
166
бы
ч асть
сол ей ,
о
ч ем
сви детельствует
сущ ествую щ и й
солевой
с л о й п о д м о р е м . К с е р е д и н е X X в. с о л е н о с т ь м о р я б ы л а п р и м е р н о
р а в н а 1 0 %о. С н а ч а л а 6 0 - х г о д о в и з - з а у м е н ь ш е н и я р е ч н о г о с т о к а
и ум еньш ения
объем а
м оря
вследстви е
роста
отн оси тел ьн ого
в к л а д а и сп ар ен и я в водны й б а л а н с п р о и сх о д и т осол он ен и е м оря.
С р е д н я я с о л е н о с т ь к 1 9 8 2 г. п о в ы с и л а с ь п р и м е р н о н а 9% о.
Б ол ьш ой и дли тельн ы й приток речны х вод, и м ею щ и х и н ое с о ­
д е р ж а н и е р а зл и ч н ы х с о л е й , ч ем в о к е а н е , п р и в ел к т о м у , что с о ­
о т н о ш ен и е сол ей в в о д а х вн утр ен н и х м ор ей отл и ч ается от о к еа н и ­
ч еск ого. М ен ь ш ее п р оц ен тн ое с о д е р ж а н и е хл ор и д ов в в о д а х К а с ­
п и й ск о го и А р а л ь ск о го м о р ей п р и в оди т к то м у , что хл ор н ы й к о ­
э ф ф и ц и е н т д л я э т и х в о д б о л ь ш е , ч ем в о к е а н е . Д л я К а сп и й ск о го
м о р я о н р а в е н 2 ,3 8 , а д л я А р а л ь с к о г о — 2 ,7 9 .
Н а и б о л е е сильн о в сезон н ом и м еж го д о в о м х о д е м ен яется с о ­
л ен о ст ь в сев ер н о й ч асти К а сп и й ск о го м ор я и з-за со о т в ет ст в у ю ­
щ ей и зм ен ч и вости о б ъ е м а реч н ого
стока.
Д л я оценк и ср едн ей
в с л о е с о л е н о с т и м о ж н о в о с п о л ь з о в а т ь с я у р а в н е н и е м ( 1 .2 1 ) , к о ­
т о р о е б е з уч ета адвек ц и и сол ей п р и обр етает ви д
( 7 .9 )
г д е УИП— п р е с н ы й б а л а н с .
С огл асн о этой ф ор м ул е, за м ай — ию ль ср едн я я сол ен ость с е ­
в е р н о й ч а с т и К а с п и й с к о г о м о р я у б ы в а е т п р и м е р н о н а 2 '%0. С а в ­
г у с т а , к огда у м ен ь ш ается п осту п л ен и е речны х в о д и р аст ет и сп а ­
р ен и е, сол ен о сть этой ч асти м ор я н ач и н ает ув ел и ч и в аться . З и м ой
д о п о л н и т е л ь н о е о с о л о н е н и е в оды в ы зы в а ет о б р а зо в а н и е л ь д а .
М н огол етн и е к о л ебан и я сол ен ости т а к ж е в основном зав и ся т
о т к о л е б а н и й р е ч н о г о с т о к а и о н и д о с т и г а ю т 2°/сю, и з м е н я я с ь п о
с е в е р н о м у р а й о н у м о р я о т 7 , 4 д о 9 ,2 °/о 0П ол е сол ен ости в ср едн ей и ю ж н ой ч астя х К асп и й ск ого м оря
б о л е е о д н о р о д н о , ч ем в с ев е р н о й . С р е д н и е г о д о в ы е е е зн а ч ен и я
с о с т а в л я ю т 1 2 ,8 %о, у м е н ь ш а я с ь н а 0 , 2 — 0 ,4 %0 к з а п а д н о м у б е р е г у
м ор я , где зам етн о влияние речного сток а, и увеличиваясь
при­
м ер н о на так ую ж е величин у к восточ н ом у
и з-за
п р ак ти ч еск и
п о л н о г о о т с у т с т в и я з д е с ь р е ч н о г о с т о к а и п о в ы ш е н н о г о и с п а р е н и я ..
Р о с т ср ед н и х го д о в ы х зн а ч ен и й со л ен о ст и с гл у б и н о й оч ен ь н е ­
б о л ь ш о й , в с р е д н е м н е б о л е е 0 , 1 — 0 ,2 .%0 ( р и с . 7 . 5 ) . Т а к о й х а р а к ­
тер поля сол ен ости обусл ов л ен п р еобл адан и ем
и сп ар ен и я
над
притоком п р есн ы х в од в эти х ч астях м оря. В р езул ь тате за п р е­
д ел а м и зон р асп р остр ан ен и я речны х в од со зд а ю т ся усл ов и я , б л а ­
гоп р и я тн ы е д л я сезо н н о й к он век ц и и , п ер ем еш и в а ю щ ей воды . П е ­
рем еш и вани е вод так ж е происходит
при присущ и х
вн утр ен н и м
в о д о е м а м в е р т и к а л ь н ы х п е р е н о с а х в о д ы п р и с г о н н о -н а г о н н ы х я в л е ­
ниях.
Н ебол ь ш ое повы ш ение сол ен ости в п р и дон н ы х сл о я х Д е р б е н т ­
ск ой в п ад и н ы в ы зв а н о о п у ск а н и ем в о д , п р и н есен н ы х к с в а л у г л у ­
б и н с ю га и осол он ен н ы х при д в и ж ен и и в дол ь в осточ н ого п о б е ­
167
р еж ья м оря. Д о б ав о ч н ое осол он ен и е при обр азов ан и и л ьда бл а го ­
приятствует устой ч и в ом у сп ол зан и ю в о д по ск л он у в котловину.
38
Ь2.
Р и с . 7 .5 . С р е д н и е з н а ч е н и я с о л е н о с т и в К а с п и й с к о м м о р е н а р а з р е з е п о 5 1 ° в . д .
П З ].
Р и с . 7 .6 . С о л е н о с т ь
поверхност­
н о г о с л о я в о д ы в ф е в р а л е [1 3 ].
1 — положение кромки льда.
П овы ш ение
сол ен ости
сл о я в оды за счет в ы дел ен и я
в н его сол ей при р осте т о л ­
щ ины л ьда h п р и бл и ж ен н о
оц ен и вается по ф ор м ул е,
AS =
( S — S „ ) A h /h ,
( 7 .1 0 )
г д е S ji — с о л е н о с т ь м о р с к о г о
льда.
З а м еся ц вы дели вш и еся
при
к р и стал л и зац и и
воды
соли
повы ш аю т
сол ен ость
р ассм атр и в аем ого слоя воды
н а 0 , 0 5 — 0 ,1 %о. Т а к и м о б р а ­
з о м у ю г о -в о с т о ч н о й п е р и ­
ф ер и и сев ер н ой ч асти К а с ­
п и й ск ого м ор я зи м о й ф о р ­
м и р ую тся воды повы ш енн ой
сол ен ости
(р и с. 7 .6 ).
О ни
опуск аю тся
по
склон у
в
котловину,
перем еш и ваясь
с н аходя щ и м и ся там в одам и , повы ш ая их сол ен ость и вы ж им ая
со о т в е т ст в у ю щ и й о б ъ е м в о д и з к о тл о в и н ы в в ер х . П о -в и д и м о м у ,
ч асть и х п ер ел и в а ет ся ч ер ез А п ш ер он ск и й п о р о г в ю ж н у ю к о т л о ­
168
вину. О б этом м о ж н о суди ть п о о б л а сти воды повы ш енной со л е­
н о ст и н а ю ж н о м с к л о н е п о р о г а (р и с. 7 .5 ).
С езо н н а я и зм ен чи вость сол ен ости в ц ен тр ал ьн ой и ю ж н ой ч а ­
стя х К асп и й ск ого м оря
сущ ествен н о
м ен ь ш е, ч ем в с ев е р н о й .
В с р е д н е м о н а с о с т а в л я е т 0 , 1 — 0 , 1 5 %о, н о н а о т д е л ь н ы х у ч а с т к а х
в за в и си м о ст и от и зм ен ен и й п р есн ого б а л а н са и зм ен ен и я 5 д о ст и ­
г а ю т 0 , 5 — 1 %0.
О сн овн ы е
за к о н о м ер н о ст и ,
ф орм ирую щ ие
поле
сол ен ости
А р ал ь ск ого м ор я так и е ж е, к ак и в сев ер н ой ч асти К асп и й ск ого
м оря. Н а пр им ере А ральского м оря в н аи бол ее ярком ви де п р о­
с л еж и в а ет ся зав и си м ость сол ен ости от со ста в л я ю щ и х
п р есного
б а л а н са . Д л я ее оц ен к и м о ж н о и сп ол ь зов ать п р и в еден н ое вы ш е
уравн ен и е
( 7 .9 ) , н о п р и о п р е д е л е н и и и зм е н е н и я с р е д н е й с о л е ­
ности м оря ин тегр и ров ан и е сл ед у ет п роводить от п оверхн ости д о
д н а . К ак у ж е о т м еч а л о сь , с 6 0 -х го д о в р е зк о у м ен ь ш и л ся р еч н ой
сток , которы й « р а зб а в л я л » осол он ен н ую в р езу л ь та т е и сп ар ен и я
в оду. П о эт о м у п р ои сходи т осол он ен и е м оря, п р и в едш ее к повы ш е­
нию
его
средн ей
сол ен ости с
9,8'% о в 1 9 6 0 г. д о
б о л е е 2 0 %о
в 1 9 8 2 г. И з - з а м а л ы х г л у б и н и п е р е м е ш и в а н и я с о л е н о с т ь в о д ы
почти о д н о р о д н а от п ов ер хн ости д о д н а . Л иш ь в за п а д н о м ж е ­
л о б е и з-за сп о л за н и я о со л о н ен н ы х в о д 5 с гл у б и н о й п ов ы ш ается
!
п р и м е р н о н а 0 ,3 %0.
Х ар а к тер н о й ч ер той в н утр ен н и х м ор ей
является
равенство
ср едн его годового теп л ообм ен а с атм осф ерой нулю . В противном
сл у ч а е д о л ж н о п р ои сходи ть н еп р ер ы вн ое п овы ш ен и е или п о н и ж е­
н и е тем п ер атур ы воды . У р ав н ен и е т еп л ов ого б а л а н са т ак и х м ор ей
п р и бл и ж ен н о сов п адает с уравн ен и ем теп лового бал ан са их п о­
в е р х н о с т и ( 2 .1 ) .
Т а б л и ц а 7 .2
О с н о в н ы е с о с т а в л я ю щ и е т е п л о в о г о б а л а н с а , к Д ж / ( с м 2- г о д )
М оре
К асп ий ское
А ральское
Б
ф
268
272
— 243
— 238
и
®а
Ф°
— 25
— 34
0
0
И з т а б л . 7 .2 в и д н о , ч т о п р и м е р н о 9 0 % г о д о в о г о р а д и а ц и о н н о г о
б а л а н са р а сх о д у ет ся на к ом п ен сац и ю скры того теп л а и сп ар ен и я
и только 1 0 % — на ком пенсацию
турбулентного
теп лообм ен а
с а т м о сф ер о й . С л ед о в а т ел ь н о , при и сп ол ь зов ан и и р азл и ч н ы х р а с ­
ч етн ы х м ето д ов д л я о п р ед ел ен и я п о л я
тем п ературы
основное
в н и м ан и е д о л ж н о о б р а щ а т ь ся на точ н ость п оток ов р ади ац и и и
и сп ар ен и я.
П ри рассм отр ен ии внутригодового хода средн ей по пл ощ ади
т ем п ер атур ы воды во в н утр ен н и х м ор я х м о ж н о п ол ь зов ать ся о д ­
н ом ер н ы м ур ав н ен и ем теп л оп р ов одн ости
169
и уравн ен и ем теп л ового бал а н са
ч ес т в е -к р а ев о г о у сл о в и я
'
k -% £ OZ
z=
о
=
( 2 .1 ) , к о т о р о е и с п о л ь зу е т с я в к а ­
------- 5 2 - = -------Б + Ф ^ + Ф ^
срср\г
П о т о к и Ф а и Фи з а в и с я т о т т е м п е р а т у р ы п о в е р х н о с т и м о р я и
не м огут и сп ол ь зов ат ь ся в к ач еств е н езав и си м ы х п ер ем ен н ы х, н о
в данн ом случае ради
наглядности
зав и си м ости
тем п ер атур ы
воды р асш и ф р овк а эт и х п оток ов не п р оводи тся .
Влияние
всех
п ереч и слен ны х потоков на ср едн ю ю тем п ер атур у
верхнего
слоя
м оря Т л егч е всего видеть, если п р ои н тегри ровать ур ав н ен и е т еп ­
л о п р о в о д н о с т и ( 7 .1 1 )
( 7 .1 3 )
Е сл и в к ач естве h вы бр ать тол щ и н у к в а зи о д н о р о д н о го
слоя,
т ем п ер а т у р а к о т о р о го в сезо н н о м х о д е м ен я ет ся н а и б о л е е сильно*
то при дост аточ н о бол ьш ом оср едн ен и и во врем ен и , н ап ри м ер з а
м е с я ц , Фь и м е е т т о т ж е з н а к , ч т о и п е р в о е с л а г а е м о е , н о с у щ е с т ­
в е н н о м е н ь ш е .е г о п о з н а ч е н и ю .
С л едов ател ь н о, зн ак
изм ен ен и я
тем п ер атур ы о п р ед ел я ется зн ак ом п ер вого сл а га ем о го
правой
ч а с т и в ы р а ж е н и я ( 7 .1 3 ) . В ы ш е о т м е ч а л о с ь , ч то он п о л о ж и т е л ь н ы й
с м ар та по август и в этот п ер и од п р ои сходи т повы ш ение
тем ­
п ер атур ы м ор ей . С сен тя бр я зн а к этого сл а га ем о го
стан ови тся
отри ц ател ьн ы м и н ач и н ается п он и ж ен и е тем п ер атур ы в ер х н его
сл о я м ор ей .
П р и р ассм отр ен и и и зм ен ен и я тем п ер атур ы отдел ьн ы х у ч а ст ­
ков м ор ей н уж н о, естеств ен н о, прин им ать во вн и м ан и е адв ек ц и ю
теп л а теч ен и ям и .
В сев ер н ой м ел к ов одн ой ч асти К асп и й ск ого м оря тер м о к л и н
н е м о ж е т о б р а з о в а т ь с я . П о э т о м у з д е с ь в в е се н н е-л е т н и й п е р и о д
п о сл е с х о д а л ь д а п р о и сх о д и т ин тен си вн ы й пр огрев в сей
толщ и
воды с естествен н ы м убы в ан и ем ам п ли туды годов ого х о д а т ем п е­
ратуры с глубиной. В и ю ле— августе тем п ер атур а
п овер хн ости
в этой ч асти м ор я д о ст и га ет св оего го д о в ого
м ак си м ум а
(2 5 —
2 6 ° С ), а в оч ен ь м е л к о в о д н ы х р а й о н а х е щ е н а 2 — 3 ° С в ы ш е, ч т о
в п о л н е о б ъ я с н и м о , х о т я бы н а о с н о в а н и и ф о р м у л ы ( 7 .1 3 ) .
В ц ен тр ал ьн ой и ю ж н ой гл убок ов одн ы х ч астях м оря и з-за
ук азан н ы х вы ш е причин тер м ок л и н н ач и н ается с гл уби н 15— 30 м .
О тн оси тельн о м ал ая тол щ и н а р асп о л о ж ен н о го вы ш е тер м ок л и н а
с л о я - п р и в о д и т , к а к э т о в и д н о и з в ы р а ж е н и я ( 7 .1 3 ) к д о в о л ь н о
о д н о р о д н о м у п ол ю тем п ер атур ы с вы соким и ее зн ач ен и я м и , д о ­
с т и г а ю щ и м и в а в г у с т е н а п о в е р х н о с т и 2 5 — 2 6 °С . Т а к и м о б р а з о м ,
м ал ая ср авн и тел ьн о о д н о р о д н а я гл уби н а
тер м окл и на
явл яется,
гл а в н о й п р и ч и н ой небольш и х; п р о ст р а н ств ен н ы х и зм ен ен и й т ем п е ­
р а т у р ы п о в е р х н о с т и м о р я (р и с . 7 .7 ) . Т о л ь к о в р а й о н а х п р е о б л а ­
д а н и я ап велли н га им еет м есто п он и ж ен и е тем п ер атур ы воды , к ак
эт о н ап р и м ер , от м еч ается в восточ н ой ч асти С р ед н его К асп и я.
170
В
св я зи
с м алы м и вертикальны м и
гр ади ен там и
солен ости
по­
н и ж ен и е тем п ер атур ы со п р о в о ж д а ется р азв и ти ем
тер м и ч еск ой
кон век ци и,
проникаю щ ей д о
200 м, а в некоторы х р ай он ах д о
3 5 0 м. К ю гу т ем п ер а т у р а воды в сл о е к он век ц и и п о степ ен н о п о ­
в ы ш а е т с я д о 10 °С ( р и с . 7 . 7 ) . Т а к а я п р о с т р а н с т в е н н а я н е о д н о р о д ­
ность п ол я тем п ер атур ы п овер хн ости м ор я о б у сл о в л ен а ум ен ь ш е­
н и ем п о т о к а т е п л а в а т м о с ф е р у с с е в е р а н а ю г.
Н и ж е гл уби н ы р а сп р о ст р а н ен и я кон в ек ц и и т ем п ер а т у р а воды
в теч ен и е го д а п р ак ти ч еск и не м ен я ется , так как там в ер ти к ал ь ­
ны е гр ади ен ты тем п ер атур ы и т еп л оп р ов одн ость малы .
Р и с . 7 .7 . С р е д н е е з н а ч е н и е т е м п е р а т у р ы в о д ы в К а с п и й с к о м
5 1 ° в . д . [1 3].
м оре на р азр езе по
П ер еч и сл ен н ы е за к о н о м ер н о сти ф ор м и р ов ан и я пол я т ем п ер а ­
т у р ы п р и сущ и и А р а л ь ск о м у м ор ю д о т ех гл у б и н , к отор ы е в нем
и м ею т м есто. П ри чем ум ен ьш ен и е о б ъ ем а м оря на и зм ен ен и е его
т еп л о в о го р е ж и м а п ов л и я л о су щ ест в ен н о м ен ьш е, ч ем на с о л е ­
н о ст ь . Э т о с в я за н о с т ем , что с л а б е е
м ен яю тся
составл яю щ и е
т еп л о в о г о б а л а н са . Н а ч и н а я с а п р ел я п р о и сх о д и т бы стры й п р о ­
гр ев в о д и к м аю т ем п ер а т у р а в оды о т о т р и ц а т ел ь н ы х зн а ч ен и й
повы ш ается д о
10— 1 5 °С .
Б ы стрее
повы ш ается
тем п ер атура
в м ел к о в о д н о й ю г о -за п а д н о й ч асти м ор я ,
м едлен н ее — в
более
гл у б о к о в о д н о й восточной.
В св я зи с м ал ой тол щ и н ой в ер хн его
п ерем еш ан ного
слоя и
бол ь ш и м п оток ом л уч и стой эн ер ги и п р огр ев это го слоя' п р ои с­
х о д и т так ж е бы стр о, как и в сев ер н ой ч асти К асп и й ск ого м ор я.
В августе тем п ер атур а поверхн остн ого слоя А р ал ьск ого м оря п о­
в ы ш а е т с я д о 2 4 — 2 5 °С . Р а з н о с т ь м е ж д у т е м п е р а т у р о й в о д ы с е ­
в е р н о й и ю ж н о й ч а с т е й м о р я с о с т а в л я е т п р и м е р н о 1 °С . К э т о м у
в р ем ен и д о д н а уста н а в л и в а ет ся п р ак ти ч еск и гом отер м и я . Л иш ь
в тер м ок л и н е за п а д н о го ж ел о б а в п р ед ел а х гл уби н от 20 д о 30 м
т е м п е р а т у р а п о н и ж а е т с я п р и м е р н о н а 10 ° С , а г л у б ж е п р о и с х о д и т
п остеп ен н ое ум ен ьш ен и е прогрева д о 2— 3°С .
О сен н ее о х л а ж д ен и е А р ал ь ск ого м ор я, как и сев ер н ой ч асти
К асп и й ск ого, н ач и н ается с п р и бр еж н ы х уч астк ов в сен тя бр е, но
н а м ел к оводьях он о н аступ ает у ж е в кон це августа. Э то приводит
171
к р осту пространственн ой н еодн ор одн ости поля тем п ературы , д о ­
сти гаю щ ей м ак си м ум а в н оя бре, к огда тем п ер атур а п оверхн ости
гл у бок ов од н ого ж ел о б а стан ови тся п р и м ер н о на 3 — 4 °С теп л ее,
ч ём в ц ен т р а л ь н о й части м ор я и на 6 — 8 °С т еп л ее сев ер н ы х м е л ­
ководи й. Т ак ое р азл и ч и е о б у сл о в л ен о нак опленн ы м за л ето за п а ­
с о м т е п л а (р и с . 7 .8 ) .
Р и с . 7 .8 . Т е м п е р а т у р а п о в е р х н о с т и А р а л ь с к о г о м о р я в м а е
(1) и в августе
(2 ) .
Д л и тел ь н ое сущ еств ов ан и е в од в и зол и р ов ан н ы х от М и ров ого
о к е а н а б а с с е й н а х б е з а д в ек ц и и с к о л ь -н и б у д ь зн а ч и т ел ь н ы х о б ъ е ­
м ов воды с д р уги м и свой ств ам и при вел о к бол ьш ой их о д н о р о д ­
ности, что ви дн о п о сол ен ости . П о эт о м у А р ал ь ск о е м ор е за н и м а ет
о д н а в о д н а я м а сса , есл и н е уч и ты вать у сть ев ы х в зм ор и й , н а к о ­
тор ы х ест ест в ен н о , п р о сл еж и в а ю т ся речны е воды .
Б ол ь ш ой о б ъ ем речны х в о д , п о ступ а ю щ и х в сев ер н ую ч асть
К асп и й ск ого м ор я, и их см еш ен и е с м ор ск и м и о б р а зу ет сп ец и ф и ­
ч еск ую северокасп и й скую в одн ую м а ссу . О н а отл и ч ается п он и ­
ж ен н ой солен остью . З а гр ан и ц у ее р асп р остр ан ен и я п р и н и м ается
и з о г а л и н а 1 0 %о- В э т и х ж е в о д а х п о н и ж а е т с я щ е л о ч н о с т ь и п р о ­
зр а ч н о ст ь (м е н е е 5 м ) и з -за в ы н о са р еч н ы м и в о д а м и м е л к о д и с ­
п ер сн ы х в зв есей .
В оста л ь н о й ч асти м ор я в ы д ел я ет ся вер хн яя к асп и й ск ая в о д а ,
х а р а к т ер и зу ю щ а я ся бол ьш и м сезон н ы м и зм ен ен и ем т ем п ер а т у р ы
172
и со л ен ости , о к отор ы х вы ш е гов ор и л ось, вы соким с о д ер ж а н и ем
к и сл о р о д а и з-за ин тен си вн ой а эр а ц и и зи м о й при
к он век ти вн ом
перем еш и вани и. Н асы щ енность
0 2 составляет
9 0 — 100 %. Э та
в о д н ая м а сса р а сп р о ст р а н я ется д о глуби н ы п р он и к н овен и я к он ­
векции (2 0 0 — 3 0 0 м ). П о д эти м и в о д а м и р а сп о л о ж ен ы гл уби н н ы е,
ч асто р а зд ел я ем ы е на воды средн екаспи й ски е и ю ж н окасп и й ски е
в с в я з и с т е м , ч т о п е р в ы е п р и м е р н о н а 1 °С х о л о д н е е
вторы х,
а п о с л е д н и е п р и м е р н о н а 0 ,1 %о б о л е е с о л е н ы е , ч е м п е р в ы е . Э т о
св я за н о с тем , что в ф ор м и р о в а н и и гл уби н н ы х ср ед н ек а сп и й ск и х
в о д у ч а ст в у ю т зи м н и е воды сев ер н о й ч асти м ор я , а в ф о р м и р о в а ­
нии гл уби н н ы х ю ж н ок асп и й ск и х в о д — зи м н и е, но б о л ее теп л ы е и
солен ы е воды с восточного склона.
О сл а б л ен н о е п ер ем еш и в ан и е глуби н н ы х в о д п р оявл яется в п о­
н и ж е н н о й н а с ы щ е н н о с т и и х к и с л о р о д о м (о к о л о 3 0 % ).
7 .5 . Л Е Д Я Н О Й
ПОКРОВ
Н есм о т р я на то, что К а сп и й ск о е и А р а л ь ск о е м ор я р а с п о л о ­
ж ен ы в ср а в н и т ел ь н о н и зк и х ш и р о т а х в ни х е ж е г о д н о о б р а з у е т с я
л ед. Э то объ я сн я ется их п ол ож ен и ем внутри континента, при к о­
тор ом т еп л оотдач а м оря п оср едств ом и сп ар ен и я и тур бул ен тн ости
в о с ен н е -зи м н и й п е р и о д о к а зы в а е т с я б о л ь ш е р а д и а ц и о н н о г о б а ­
л ан са. З а м ер за н и ю м орей бл агоп ри ятствует м ал ая сол ен ость их
в о д , и з-за к от ор ой т ем п ер а т у р а н а и б о л ь ш ей п л отн ости вы ш е т е м ­
п ер атур ы за м ер за н и я . Э то п р еп я тств ует р азв и ти ю кон век ци и п е ­
р ед за м ер за н и ем м оря и сп особств ует пон иж ению тем п ер атуры
его п ов ер хн остн ого слоя. Н а к о н ец м ал ы е глуби н ы в р а й о н а х о б ­
р а зо в а н и я л ь д а св и д ет ел ь ств ует о том , что нак оп лен н ы й за л ето
за п а с теп л а бы стр о р а с х о д у ет с я осен ью .
И з к у р са « Ф и зи к а о к еа н а » и зв ест н о , что м а сса о б р а зо в а в ш е ­
гося л ь д а на еди н и ц е п л ощ ади п р оп ор ц и он ал ьн а р а зн о сти у х о д я ­
щ его и п р и ходя щ его потоков теп л а к н и ж н ей п овер хн ости л ьда.
П оск ол ьк у о о л н а я теп л оем к ость тонкого л ьда м алой
сол ен ости
н еб о л ь ш а я , то п р и б л и ж ен н о п о л а га ет ся , что верти к ал ьн ы й п оток
в его т о л щ е н е м ен я ет ся . Э т о п о зв о л я е т в ы р ази ть и зм ен ен и е т о л ­
щ и н ы л ь д а ч е р е з с о с т а в л я ю щ и е т е п л о в о г о б а л а н с а ( 4 .9 ) .
П о с к о л ь к у п о д о л ь д о м в с е г д а Ф|, « Ф 0 < 0 , т а к
как
поток
т е п л а н а п р а в л е н в в е р х , т о и з в ы р а ж е н и я ( 4 .9 ) в и д н о ,
что при
прочих равны х усл ов и я х наибольш ая' скорость
п р ир оста
льда
и м еет м есто в м ел к оводн ы х р а й он ах, гд е д о н ач ал а о б р а зо в а н и я
л ьда в ода полностью п ер ем еш и вается и отд ает все теп л о, н ак оп ­
л ен н ое за л ето. Е стеств ен н о, что сум м а п ер в ы х т р ех сл а га ем ы х
теп л ов ого б а л а н са д о л ж н а бы ть отри ц ател ьн ой .
П ер еч и сл ен н ы м у сл о в и я м у д о в л ет в о р я ет сев ер н а я ч асть К а с ­
п и й ск ого м ор я и б о л ь ш а я ч асть А р а л ь ск о го . В п ер в ом и з н и х л е д
у ж е в с е р е д и н е н о я б р я п о я в л я ет с я н а с е в е р о -в о с т о ч н ы х м е л к о ­
водьях, затем в северн ой п р и бр еж н ой зо н е и п остеп ен н о п р одв и ­
гается в м ористы е районы . Н а и б о л ь ш ее р асп р остр ан ен и е л едя н ой
пок ров п о л у ч ает в ф ев р а л е, п ок ры вая почти в сю сев ер н ую ч асть
173
м о р я (с м . р и с. 7 .6 ) . П о с к о л ь к у с у м м а р н о е з н а ч е н и е п о т о к о в т е п л а
в вы раж ени и
( 4 .9 ) н е б о л ь ш о е , п о р я д к а — 6 к Д ж / ( с м 2 - м е с ) , т о
вари ац и и составл яю щ и х теп лового бал а н са сущ еств ен н о влияю т
к ак на пр и р ост л ь д а, так и на его р асп р остр ан ен и е. В р езул ь тат е
в т еп л ы е зи м ы л ь д о м п о к р ы в а ет ся
только
п р и бр еж н ая
ч асть,
а в сур ов ы е — вся сев ер н а я ч асть м ор я и д а ж е в в и д е за б е р е г о в
р а сп р о ст р а н я ет ся в ср ед н ю ю ч асть м оря.
П ри п ай п р едстав л я ет собой сравн и тел ьн о узк ую кром ку, ш и ри ­
н о й 10— 3 0 км . Е г о с р е д н я я т о л щ и н а в о з р а с т а е т о т 20 см н а з а ­
п а д е д о 5 0 с м ,н а с е в е р о - в о с т о к е , н о в а н о м а л ь н о х о л о д н ы е з и м ы
м о ж е т д о с т и г а т ь 9 0 см [1 3 ].
Т о л щ и н а д р е й ф у ю щ е г о л ь д а н еск о л ь к о м ен ь ш е, ч ем п р и п а я ,
так как он о б р а зу ет ся п о зд н ее, и н ек отор ое вл и ян и е на h о к а зы ­
в а е т п о т о к т е п л а Ф я. И з - з а м а л о й т о л щ и н ы э т о т л е д л е г к о т о р о ­
си т ся и в т о р о с а х И м о ж е т п р ев ы ш а т ь 2 м.
К ром к а л ьда п о тер м и ч еск и м усл ов и я м о п р ед ел я ется к ак п о ­
л о с а , в к о т о р о й с у м м а п о т о к о в т е п л а в в ы р а ж е н и и ( 4 .9 )
равна
н ул ю . В дей ств и тел ь н ости и з-за д р ей ф а л е д м о ж ет
опускаться
ю ж н ее и доходи ть д а ж е д о А п ш ерон ск ого п ол уостр ова. В ср едн ем
с п л о ч ен н о ст ь д р е й ф у ю щ е г о л ь д а у м е н ь ш а е т с я с с е в е р а н а ю г, н о
в зо н а х к он вер ген ц и и он а повы ш енн ая, а в зо н а х ди в ер ген ц и и —
п он иж енная.
Т ая н и е л ь д а н ач и н ается с п ер ех о д а сум м ы поток ов т еп л а, п е­
р е ч и с л е н н ы х в п р а в о й ч а ст и в ы р а ж е н и я ( 4 .9 ) , ч е р е з н у л ь к п о ­
л о ж и т ел ь н о м у зн ачен и ю . В ср едн ем эт о п р ои сходи т в м ар те и за
м е с я ц о с н о в н а я м а с с а е г о т а е т , т. е. т а я н и е л ь д а п р о и с х о д и т б о ­
л е е и н т ен си в н о , ч ем е го н а р а с т а н и е . П р и ч и н о й т а к о г о п р о ц е с с а
с л у ж и т н е т о л ь к о а си м м ет р и я зн а ч ен и й сум м ы
потоков
теп л а
осен ью и в есн ой , но и вы н ос л ь д а из сев ер н ой ч асти К асп и й ск ого
м оря в средн ю ю .
З ак он ом ер н ости стан овл ен и я и таян и я л ь да в А р ал ьск ом м оре
так и е ж е, как и в К асп и й ск ом . Л е д ран ьш е
всего
появляется
в м е л к о в о д ь я х с е в е р н ы х у ч а с т к о в м о р я (в с р е д н е м в о в т о р о й д е ­
к а д е н оя бр я ) и постеп ен но расп р остр ан я ется вдоль
восточного
п о б ер еж ь я на ю г, о б р а зу я п р и п ай . П о зд н е е в сего, в я н в ар е, п р и ­
пай ф орм и руется у пр и гл убого за п а д н ого берега. В ср едн ем тол ­
щ ина п р и п ая в о зр а ст а ет от 40 см на ю ге
д о 70 см на
севере
м ор я. Е го ш ири на 2 0 — 40 км. М ак си м ал ь н ое р асп р ост р ан ен и е л е д я ­
н ого п ок р ов а п р о и сх о д и т к ф ев р а л ю , к о гда зн а ч и тел ь н а я ч асть
акватории м оря покры та плавучим льдом .
И зм ен ч и в ость п л о щ а д и л е д я н о го п ок р ова и его толщ и ны в з а ­
ви си м ости от потоков теп л а велик а по той ж е
п р и ч и н е, что и
в К асп и й ск ом м ор е. В сур о в ы е годы в се м о р е п ок р ы в ается л ь д о м ,
а в у м е р е н н ы е и м я гк и е зи м ы ц ен т р а л ь н а я и ю ж н а я ч асть м ор я
не за м ер за ет и в них п оп адает только дрей ф ую щ и й лед.
Таяние льда
такж е
н ач и н ается в кон це
ф евр ал я — н ач але
м ар та и к сер ед и н е ап р ел я весь л е д тает.
В ср едн ем п р одол ж и тел ь н ость сущ ествован и я л ьда в А р ал ь ­
ск о м м о р е о к а зы в а е т с я н еск о л ь к о б о л ь ш е, ч ем н а К а сп и й ск о м .
.
174
МОРЯ, ИМЕЮЩИЕ
ОГРАНИЧЕННУЮ СВЯЗЬ
С ОКЕАНОМ (С РЕ ДИ ЗЕ МН ЫЕ )
8 .1 . М О Р Ф О М Е Т Р И Я
8
М ОРЕЙ
К этой к атегор и и м ор ей отн ося тся те, к отор ы е ок р уж ен ы суш ей
и сообщ аю тся с ок еан ом н еп оср едств ен н о или ч ёр ез др уги е м оря
ср ав н и тел ь н о узк и м и п р ол и в ам и , сущ еств ен н о огр ан и ч и ваю щ и м и
их в одообм ен с ок р уж аю щ и м и бассей н ам и . П ом и м о собствен н о
С р еди зем н ого м оря, в нее в ходя т м оря, л и бо пол н остью , л и бо
ч а с т и ч н о р а с п о л о ж е н н ы е в г р а н и ц а х С С С Р , — Б а л т и й с к о е , Б е л о е ',
Ч ер н ое, А зов ск ое. Э ти м оря л е ж а т в разн ы х ш иротн ы х зо н а х , но
огр аниченность в од о о б м ен а приводит к ф орм и рован и ю некоторы х
о б щ и х ч ер т р еж и м а . В п ер в у ю о ч ер ед ь к ним отн о си тся за т р у д н е н ­
н ое п р он и к н овен и е ок еан ск ой прили вной волны , р азв и ти е со б ст в ен ­
ны х к о л еб а н и й у р о в н я сей ш ев о г о х а р а к т е р а , о б щ и е ч ер ты с т р а т и ­
ф и к а ц и и в за в и с и м о с т и о т з н а к а п р е с н о г о б а л а н с а и т. д . Р а зм е р ы
п ер еч и сл ен н ы х м ор ей и м о р ф ом етр и ч еск и е хар ак тер и сти к и весьм а
р а з н о о б р а з н ы (т а б л . 8 .1 ). С р е д и з е м н о е м о р е о д н о и з с а м ы х б о л ь ­
ш и х и г л у б о к и х , а А зо в ск о е — с а м о е м а л е н ь к о е и м е л к о е и, п о
сути , п р ед ст а в л я ет со бой л и м а н Ч ер н ого м ор я. Р а зм ер ы п р оли вов
т а к ж е в ар ь и р ую т в бол ьш и х п р ед ел а х . И х отн оси тел ьн ы й в к л ад
ч а с т о в ы р а ж а е т с я к о э ф ф и ц и е н т о м о б о с о б л е н н о с т и С.
Б ольш ое
влияние
на
ги др ол оги ческ ие
п р оц ессы
ок азы в ает
р ел ьеф дн а. Н а и б о л ее р ов н ое д н о у А зов ск ого м оря. О но п р ед ­
ставл я ет собой плавно п он и ж аю щ ую ся к центру м оря м елкую
к о т л о в и н у , о ч ем с в и д е т е л ь с т в у е т р а з н о с т ь н а и б о л ь ш е й и с р е д н е й
Т а б л и ц а 8.1
О сновны е м орф ом етри чески е х ар ак тер и сти к и м орей
М оре
Е
К
О
3
н
Д"ф0 с_ ш.
к
А зовское
Б елое
Б алти йское
Ч ерное
С р ед и зем н о е
45— 47
64— 69
54— 66
41— 47
3 0 — 45
'
39
90.
419
422
2505
S
£
и
2
н
Е
о.
0 ,3
5 ,6
2 1 ,5
555
3603
7
67
51
1315
1438
а
*
В
а;
13
350
470
2210
5121
Е
с
В
а
с
5
42
18
35
300
Е
и
Р.
с
В
0 ,0 3
1 ,9
0 ,7 5
0 ,0 4
7,Ь
с
6 ,7 -Ю -3
4 .4 -1 0 -5
3 ,1 - ю - г
8 -1 0 -5
2 -1 0 -3
175
глуби н. В Ч ерн ом м оре вы деляю тся ц ентр альн ая гл убок ая к отл о­
вина
и с е в е р о -за п а д н а я
м елководная
ч асть с гл у б и н а м и
м е­
н е е 1 0 0 м . Н а р и с . 8 .1 в и д н о , ч т о с к л о н м е ж д у и з о б а т а м и 1 0 0
и 1000 м крутой, а д н о котловины гл у б ж е 2 000 м дов ол ь н о р овн ое.
Б о л е е п е р е с еч ен н ы й р е л ь е ф д н а Б е л о г о м о р я (р и с. 8 .2 ). В н ем
с ев ер н а я м ел к о в о д н а я ч асть, н а зы в а ем а я В о р о н к о й , и м еет гл уби н ы
н е п р ев ы ш а ю щ и е 50 м. О н а о т д е л е н а о т о сн о в н о й ч а сти м ор я
(Б а с с е й н а ) п р о л и в о м (Г о р л о ) с гл у б и н а м и д о 4 0 м. Д н о Б а с ­
сей н а т а к ж е н ер о в н о е. Е го гл у б о к о в о д н а я ч асть в в и д е ж е л о б а
Р и с . 8 .1 . М о р ф о м е т р и я Ч е р н о г о и А з о в с к о г о м о р е й .
с Я > 2 0 0 м вы тянута от ц ен тр а в К ан дал ак ш ск ую губу. О стальн ая
.ч а с т ь Б а с с е й н а и м е е т г л у б и н ы м е н е е 5 0 м . О ч е н ь н е о д н о р о д н о
дн о вы тянутого в м ер и ди он ал ь н ом н ап р ав л ен и и Б ал ти й ск ого м оря
(р и с . 8 .3 ) . Е г о р е л ь е ф о п р е д е л я е т с я гр у п п о й к о т л о в и н , р а з д е л е н ­
ны х подводны м и порогам и и островам и. Н а и б о л ее обш ирн а Г от­
л а н дск а я в п ади н а, р а сп о л о ж ен н а я в ц ен тр ал ьн ой ч асти м оря.
О с н о в н а я ч а ст ь г л у б и н в н ей б о л е е 100' м , н о о т д е л ь н ы е п о н и ж е ­
ния пр евы ш аю т 2 00 м. М ак си м ал ь н ая гл у би н а за ф и к си р о в а н а
в н еб о л ь ш о й Л а н д с о р т ск о й в п а д и н е, н а х о д я щ ей ся с ев е р о -за п а д н е е
п ер в ой . В ы тянуты й к с ев ер у обш и рн ы й Б отн и ч еск и й зал и в о т д е ­
л ен от ц ен тр ал ь н ой части м ор я м ел к ов одн ы м п ор о го м с А л а н д ­
ским и остр овам и .
С р ед и зем н ое м ор е н а и б о л ее гл убок ое из эти х м ор ей , но в отл и ­
чие от почти столь ж е гл убок ого Ч ер н ого м оря р ел ьеф его д н а так
ж е н ео д н о р о д ен , как и Б ал тий ск ого м оря, но с больш им д и а п а зо ­
ном п ер еп а д а гл уби н . В нем вы дел я ю тся д в е основны е котловины :
176
за п а д н а я и в осточ н ая с н аи бол ь ш и м и гл уби н ам и свы ш е 3 км. О ни
р а з д е л е н ы о т н о с и т е л ь н о м е л к о в о д н ы м А ф р и к а н о -С и ц и л и й с к и м п о ­
р о г о м с г л у б и н а м и 3 0 0 — 5 0 0 м (р и с. 8 .4 ) . К о т л о в и н ы т а к ж е н е
п р едстав л я ю т собой ровн ы е уч астк и дн а. З а п а д н а я р ассек ает ся
хр ебтом с остр ов ам и К орси к а и С ар ди н и я на д в е, н ося щ и е н азван и я
Б о л еа р ск о го и Т и р р ен ск ого м ор ей . В восточ н ой к отл ови н е т о ж е
в ы дел я ется С р еди зем н ом ор ск и й х р еб ет, о п р едел я ю щ и й н а и б о л ее
гл у б о к о в о д н у ю о б л а с т ь / н а зы в а ем у ю И он и ческ и м м ор ем . С ам ая
в о сто ч н а я ч асть С р ед и зем н о го м ор я ч асто н а зы в а ет ся Л ев а н т и й ­
ск и м м ор ем . К р уп н ы е зал и в ы С р ед и зем н о го м ор я и з-за сп ец и ­
ф ик и их р еж и м а т а к ж е отн осятся к ти п у м ор ей . Н а и б о л ее круп н ое
из них Э гей ск ое м оре и м елк оводн ое с глуби нам и м енее 200 м
А д р и а т и ч е с к о е м о р е. В к а к о й -т о с т е п е н и т е р м и н о л о г и я ч а ст ей С р е ­
д и зем н о г о м ор я о п р ед ел ен а общ и м ок еан и ч еск и м х а р а к т ер о м его
рел ьеф а, в котором вы деляю тся
аби ссал ьн ы е обл асти , круты е
м а т ер и к о в ы е скл он ы и о т н о си т ел ь н о н еб о л ь ш и е м атер и к ов ы е о т ­
м ел и . О б о со б л ен н ы е р ел ь еф о м ч асти м ор я зак л ю ч а ю т в с е б е б о л ь ­
ш ие объ ем ы воды , и н огда с р азл и ч аю щ и м и ся ги др ологи ческ и м и
х ар ак т ер и сти к ам и , что и д а л о о сн о в а н и е н азы в ать и х м ор ям и .
О д н а к о в се они , за и ск л ю ч ен и ем А д р и а т и ч еск о го м ор я, и м ею т
б о л ь ш е о б щ и х ч ер т р е ж и м а , ч ем р а зл и ч и й , что д а е т о с н о в а н и е
о б ъ ед и н я ть их в еди н о е С р ед и зем н о е м ор е.
12 Заказ № 427
177
О бщ ей м ор ф ом етр и ч еск ой чер той в сех м ор ей явл яется м а л ая
гл уби н а и п л ощ адь сеч ен и я проли вов, п р и в одя щ ая к сильной о б о ­
со б л ен н о сти м ор ей . Н а и б о л е е гл у б о к Г и бр ал тар ск и й п р оли в, л и м и ­
т и р у ю щ и е в о д о о б м е н гл уби н ы в его за п а д н о й ч асти со ст а в л я ю т
Р и с . 8 .3 . М о р ф о м е т р и я Б а л т и й с к о г о м о р я .
1 — А р ко н ская к о тл о ви н а; I I — Б о р н х о л ьм ск ая в п а д и н а ; / / / — Г д а н ь с к а я котлови на; I V —
Г о т л а н д с к а я в п а д и н а ; V — Л а н д со р т с к а я в п а д и н а ; V I —- А л ан д с к а я вп ад и н а; V II — в п а д и н а
У льве; V I I I — в п а д и н а Б ью рё. Ц и ф р ам и у к а за н ы н аи б ол ьш и е глуби ны по р а б о т е [44].
пр и м ер н о 300 м. О дн ак о по сравн ен и ю с гл уби н ам и С р ед и зем н о го
м оря он м елки й и п р еп ятствует п р о х о ж ден и ю ч ер ез н его гл уби н н ы х
в о д . П л о щ а д ь сеч ен и я н а и б о л е е у зк о й части п р ол и в а х о тя и н а и ­
бо л ь ш а я из в сех, но по ср ав н ен и ю с сеч ен и ем м ор я м а л а , что в и д н о
п о м а л о м у к о э ф ф и ц и е н т у о б о с о б л е н н о с т и С.
Н а и б о л ее бл и зк а гл уби н а п р ол и ва к ср едн ей гл у б и н е в Б ел о м
м о р е , н о в е г о Б а с с е й н е г л у б и н а о к о л о 150'— 2 0 0 м , п о э т о м у г л у ­
бин ны е воды ч ер ез Г ор л о п р оходи ть т а к ж е не м огут. Э то сам ы й
ш ирокий из проливов, п оэтом у несм отр я на м ал ую гл уби н у, п л о­
щ а д ь его сеч ен и я д о ст а т о ч н о б о л ь ш а я по отн ош ен и ю к сеч ен и ю '
м ор я и о б о со б л ен н о ст ь эт ого м ор я н аи м ен ьш ая из всех.
178
Е щ е м еньш е л и м и ти р ую щ ая в од ообм ен гл уби н а прол. Б осф ор ,
в ю ж н о й ч асти к о т о р о го о н а р а в н а 3 5 м , но эт о оч ен ь у зк и й п р ол и в
и п л о щ а д ь его сеч ен и я почти т ак а я ж е , к ак у К ер ч ен ск ого п р оли ва.
В р езул ь тате Ч ер н ое м ор е ок азы вается н а и б ол ее обособл ен н ы м ,
ч то оч ен ь си л ь н о в л и я ет на сп ец и ф и к у его р еж и м а .
О сн ов н ая д о л я в о д о о б м е н а Б а л т и й ск о го м ор я с С евер н ы м в д а т ­
ск и х пр ол и вах п р оходи т ч ер ез п орог Д а р сен с гл уби н ам и при­
м е р н о 18 м . З д е с ь п л о щ а д ь с е ч е н и я
(с м . т а б л . 8 .1 ) п р и м е р н о
0 , 7 5 к м 2. П л о щ а д ь с е ч е н и я д р у г о г о п р о л и в а ( З у н д а ) в н а и б о л е е
Р и с . 8 .4 . О с н о в н ы е ч е р т ы м о р ф о м е т р н и С р е д и з е м н о г о м о р я .
узк о м м есте почти н а п ол тор а п ор я дк а м еньш е, п о эт о м у су м м а р ­
н а я п л о щ а д ь сеч ен и я п р оли вов п р ак ти ч еск и н е отл и ч ается от п р и ­
в еден н о го зн ач ен и я . М и н и м альн ы м по гл у б и н е и сеч ен и ю явл яется
К ер ч ен ск и й п р ол и в , н о, т а к к а к А зо в ск о е м о р е оч ен ь н еб о л ь ш о е,
его о б о со б л ен н о сть от Ч ерн ого м оря ок азы в ается не слиш ком си ль­
н о й , х о т я и м н о го б о л ь ш ей , ч ем Б е л о г о м о р я , к о т о р о е т а к ж е м о ж е т
р а ссм а т р и в а т ь ся к ак зал и в Б а р ен ц ев а м оря.
8 .2 . К Л И М А Т И Ч Е С К И Е Ф А К Т О Р Ы , В Л И Я Ю Щ И Е Н А Р Е Ж И М
Р а ссм атр и в аем ы е м оря н аход я тся в разн ы х ш иротны х зо н а х ,
п о эт о м у осн овн ой приток теп л а, обусл ов л ен н ы й солн ечн ой р а д и а ­
ц и ей , у в ел и ч и в ается от Б ел о го м ор я к С р ед и зем н о м у . С ол н еч н ая
р а д и а ц и я с о зд а ет соответствую щ и й теп л овой ф он, на к отор ом р а з ­
ви ваю тся п р и сущ и е к а ж д о м у м ор ю особен н ости р еж и м а. Н о, так
к ак все м оря расп ол ож ен ы в ум ерен н ой зон е, приток лучистой
э н е р г и и и м еет х о р о ш о в ы р а ж ен н ы й сезо н н ы й х о д , в ы зы в аю щ и й
сезон н ую изм ен чи вость тем п ер атур ы воды и д р у ги х за в и ся щ и х
о т н ее п р оц ессов.
12*
179
В с е м ор я н а х о д я т ся п о д сильны м в л и я н и ем суш и , к отор ая их
о к р у ж а ет , и ч ем д а л ь ш е он и у д а л ен ы от о к еа н а , тем это вл и я н и е
си л ьн ее. О но п р оя в л я ется в ц и рк ул яц и и атм осф ер ы , в св ой ств ах
п оступ аю щ его в о зд у х а , в к ол и ч естве осадк ов и и сп ар ен и и . Н а и б о ­
л ее сильн о кон ти н ен тальн ость кл и м ата п р оявл яется в р ай он ах
Ч ер н ого и А зов ск ого м ор ей . З и м ой н а д ним и п р ео б л а д а ет вл и ян и е
ази атск ого ан ти ци к л он а, п р и н ося щ его хол одн ы й и сухой в о зд у х
с в ет р о м с ев е р н о г о и с е в е р о -в о с т о ч н о г о н а п р а в л е н и я . Л е т о м п р о ­
явл яется вл и ян и е а зор ск ого м ак си м ум а , о со б ен н о в за п а д н о й ч асти
Ч ер н ого м оря, ув ел и ч и в аю щ его п ов тор я ем ость ветров за п а д н о го
н ап р ав л ен и я. В рай оны эт и х м ор ей п оступ аю т и ци клон ы , но п о ­
в т о р я е м о с т ь и х м ен ь ш е, ч ем н а п р и м ер , н а д Б а л т и й ск и м и Б ел ы м
м ор ям и. Т акой хар ак тер ц и рк уляци и в о зд у х а , явл яю щ ей ся по о т ­
нош ен и ю к м ор ям внеш ним ф ак тор ом , п р и в оди т к ср ав н и тел ь н о
н е б о л ь ш о м у к о л и ч ес т в у в ы п а д а ю щ и х о с а д к о в (т а б л . 8 .2 ), м а л о й
Т а б л и ц а 8 .2
С о ст а в л я ю щ и е п р есн о го б а л а н с а м о р ей з а год
О садки
Речной сток
И спарение
П ресн ы й баланс
М оре
А зо вско е
Ч ерное
С ред и зем н ое
Б алти йское
Б елое
км3
см
км3
СМ
КМ3
14
230
1000
210
38
37
54
40
50
42
27
309
430
440
228
71
75
17
104
253
— 35
— 365
— 3130
— 185
— 36
СМ
— 92
— 86
— 125
— 44
— 40
КМ3-.
6
174
— 1700
465
230
см
16
41
— 68
11р
255
отн оси тел ьн ой в л аж н ости в о зд у х а , в ср едн ем равн ой 80 %. С л ед ­
ств и ем эт о го я в л я ется и н тен си в н ое и сп а р ен и е, п р ев ы ш а ю щ ее к о л и ­
ч ество в ы п а да ю щ и х о са д к о в . Т ем не м ен ее пресны й б а л а н с Ч е р ­
ного и А зов ск ого
м ор ей п ол ож и тел ьн ы й в сл едств и е бол ьш ого
речного сток а. Н о р асп р ед ел ен и е состав л яю щ и х п р есн ого б ал ан са
по акватор и и м ор ей не р авн ом ер н о. Д а ж е н а д н ебол ьш и м А зо в ­
ск и м м о р ем г о д о в о е к о л и ч ест в о о с а д к о в м е н я е т ся от 2 8 см в з а ­
п а д н о й его ч асти д о 48 см — в в осточ н ой . Е щ е си л ь н ее м ен я ет ся
к ол и ч ество в ы п адаю щ и х о садк о в н а д Ч ерн ы м м ор ем . И х год ов ой
м иним ум
(3 2 с м ) . п р и х о д и т с я н а с а м у ю с е в е р н у ю ч а ст ь м о р я .
К ю гу к ол и ч ество о садк ов б о л ее или м ен ее р ав н ом ер н о у в ел и ч и ­
в а ется , д о ст и г а я у ю ж н о г о п о б е р е ж ь я 72 см . М а к си м у м о с а д к о в
в ы п адает в в осточ н ой ч асти м ор я, гд е их го д о в о е зн ач ен и е д о ст и ­
г а е т 180 см [1 7 ]. Т а к о е у в е л и ч ен и е о с а д к о в к ю г у и в о с т о к у м о р я
о б у сл о в л ен о вли ян и ем ор огр аф и и .
В так ой ж е, если не в бол ьш ей , степени н ер ав н ом ер н о р а сп р е­
д ел ен реч н ой сток. В А зо в ск о м м ор е 9 0 % сток а п р и х о д и тся на
реки Д о н и К уб ан ь . П о сл е их за р егу л и р о в а н и я и б е зв о зв р а т н о го
и з ъ я т и я о к о л о 11 к м 3/ г о д р е ч н о й в о д ы н а о р о ш е н и е з е м е л ь р е ч н о й
с т о к с о с т а в л я е т о к о л о 2 7 к м 3/ г о д [ 5 ] . О с н о в н а я м а с с а р е ч н о й в о д ы
180
в Ч ер н о е м о р е п о ст у п а ет в его се в е р о -за п а д н у ю ч асть. Н е п о с р е д ­
с т в е н н о э т и в о д ы в ц е н т р а л ь н у ю ч а с т ь м о р я н е р а с п р о с т р а н я ю т с я ..
М огут ли ш ь п оп асть в той или иной степени р азбав л ен н ы е им и м ор ­
ские воды .
Б о л ее р ав н ом ер н о по п ов ер хн ости м ор ей р а сп р ед ел ен о и сп а ­
р ен и е. Н аи м ен ь ш и е его зн ач ен и я н а х о д я т с я в ц ен тр ал ьн ы х р а й о ­
н ах м ор ей , так как п оступ аю щ и й с суш и в о зд у х по м ер е п р о д в и ж е­
ния н а д м ор ем п остеп ен н о н асы щ ается влагой и деф и ц и т в л а ж ­
ности, а сл ед о в а т ел ь н о , и и сп ар ен и е ум ен ь ш аю тся . Н а д А зов ск и м
м ор ем и з-за его н еб о л ь ш и х р а зм ер о в в л а ж н о с т ь су щ ест в ен н о не
м ен яется и и сп ар ен и е лиш ь н ем н ого ум ен ь ш ается к ц ен тр у м ор я.
В Ч ер н о м м о р е и сп а р ен и е п о ст еп ен н о у м ен ь ш а ет ся от зап адн ы х:
р а й о н о в к в о с т о ч н ы м . Н а д п е р в ы м и о н о с о с т а в л я е т 9 0 с м /г о д ,,
а к в о сто к у и з-за п овы ш ен и я там о са д к о в и о т н оси т ел ь н ой в л а ж ­
н о с т и и с п а р е н и е у м е н ь ш а е т с я д о 6 0 с м /г о д .
В св я зи с п р о т я ж ен н о ст ь ю
С р ед и зем н о г о м ор я п о дол готен а 40°, его к л и м а т и ч еск и е у с л о в и я в за п а д н о й и в о сто ч н о й ч а ст и
су щ ест в ен н о р азл и ч н ы . В сев е р о -за п а д н о й ч асти за м е т н о в л и я н и е
А т л а н т и ч е с к о г о о к е а н а , а в в о с т о ч н о й и ю г о -в о с т о ч н о й — вл и ян и е:
А зи и и А ф р и к и . З и м о й н а д м ор ем р а сп о л а га ет ся с р е д и зе м н о м о р ­
ск ая ветвь п ол я р н ого ф р он та, на котор ом р а зв и та и н тен си вн ая
ц и к лон и ч еск ая дея тел ьн ость. О на
сопровож дается
повы ш енн ой
о б л а ч н о с т ь ю , о с а д к а м и , у с и л е н и е м в е т р а И и з м е н ч и в о с т ь ю егон ап равл ен и й , хотя п р о сл еж и в а ет ся тен ден ц и я к увели ч ен и ю п овто­
р я ем о сти за п а д н ы х и сев е р о -за п а д н ы х н ап р ав л ен и й .
Л ето м на м ор е р асп р остр ан я ется п ер и ф ер и я азо р ск о го м а к си ­
м ум а и у ст а н а в л и в а ет ся ан ти ц и к л он и ч еск и й тип погоды с н е б о л ь ­
ш о й о б л а ч н о с т ь ю , м а л ы м к о л и ч е с т в о м о с а д к о в и с л а б ы м в е т р о м ..
В ц е л о м з а г о д к о л и ч е с т в о о с а д к о в у б ы в а е т с с е в е р о - з а п а д а н а.
ю г о - в о с т о к о т 1 0 0 д о 10 с м . Х о д и с п а р е н и я о б р а т н ы й . Е г о м а к с и ­
м у м в ю г о -в о ст о ч н о й ч а ст и м о р я у б е р е г о в А ф р и к и 5 0 0 см . К з а ­
п а д у и сп ар ен и е ум ен ьш ается, в р ай он е Т и рренского м оря оно п о
и з м е р е н и я м в п е р и о д М Г Г 114 с м /г о д [2 4 ]. В о с н о в н о м о ц е н к и и с ­
п ар ен и я пол учен ы косвенны м п утем в в и д е остаточ н ого ч л ен а у р а в ­
н е н и я в о д н о г о б а л а н с а и л и р а с ч е т н ы м м е т о д о м ;п о с р а в н и т е л ь н о '
м ал ом у к ол и ч еству и н ф орм ац и и .
Е ж ем еся ч н ы е зн ач ен и я и сп ар ен и я ок азы в аю т ся б ол ь ш е м еся ч ­
ны х су м м о са д к о в . Д а ж е зи м о й и сп а р ен и е в 2 р а за п р ев ы ш ает
о са д к и . Э то т д еф и ц и т п р есн о й воды н е к о м п ен си р у ет ся речны м
ст о к о м (см . т а б л . 8 .2 ) , и п р есн ы й б а л а н с м о р я о к а з ы в а е т с я о т р и ­
ц ател ьн ы м . Е ж ег о д н о в н ем и сп ар я ется на 1700 км 3 воды бол ьш е,
ч е м п о с т у п а е т . В п е р е с ч е т е н а п л о щ а д ь м о р я э т о с о с т а в л я е т сл о й :
воды в 68 см .
Б ал ти й ск ое и Б ел о е м оря по геогр аф и ч еск ом у п ол ож ен и ю р а с­
п о л о ж ен ы в о б л а ст я х , н а д котор ы м и ч а сто п р о х о д я т ци клон ы со
в сем и с о п у т с т в у ю щ и м и п о с л е д с т в и я м и , т. е. б о л ь ш о й о б л а ч н о сть ю и вы сокой отн оси тел ьн ой в л аж н о ст ь ю , больш и м к ол и ч еств ом о с а д ­
ков и си л ьн ы м и в е т р а м и п е р е м е н н ы х н а п р а в л е н и й , с б о л ь ш е й
п о в т о р я е м о с т ь ю в е т р о в з а п а д н ы х р у м б о в . Н а д Б а л т и й с к и м м ор ем :
181
тол ьк о весн ой нескольк о ум ен ь ш ается п овтор яем ость п р о х о ж ден и я
ци к лон ов. Н а д Б елы м м ор ем л етом н еск ол ьк о бол ьш е п о в т о р я е­
м о сть в ет р а с е в е р о -в о с т о ч н о г о н а п р а в л е н и я , а в о ст а л ь н ы е с е ­
зо н ы н е т с к о л ь к о -н и б у д ь у с т о й ч и в о г о п р е о б л а д а н и я в е т р а к а к о го л и б о нап равлени я.
В о б о и х м ор я х к ол и ч ество в ы п адаю щ и х о садк ов пр евы ш ает
и сп а р ен и е. Б о л ь ш о е к ол и ч еств о п р есн ой воды п р и н ося т реки. К ак
и в др у ги х м ор ях этот сток р а сп р ед ел ен н ер ав н ом ер н о. О сн овн ая
его д о л я в Б ал ти й ск ом м ор е п о ст уп ает в восточ ны е и северн ы е
районы . Е сл и ж е отн ести сум м ар н ы й сток ко всей п л о щ а д и м оря,
т о он с о ст а в и т сл о й в 104 см .
Х отя о б ъ е м р еч н ого сто к а в Б е л о е м о р е м ен ьш е, чем в Б а л ­
ти й ск ое, но в п ер есч ете на его п л о щ ад ь относител ьны й сток ок а зы ­
в а е т с я сам ы м б о л ь ш и м , с о ст а в л я я сл о й в 2 5 3 см .
У о б о и х эт и х м ор ей ок азы в ается н аи бол ьш и й п ол ож и тел ь н ы й
п р ес н ы й б а л а н с (с м . т а б л . 8 .2 ) . В св я зи с т ем , ч то о с н о в н о й в к л а д
в н его в н оси т реч н ой сток, м а к си м ум к отор ого п р и х о д и тся на в есн у,
а м и н и м ум на зи м у , то и пресны й б а л а н с и м еет так ой ж е с е зо н ­
ны й ход.
Т епловы е потоки ,м еж д у атм осф ер ой и м орям и ок азы ваю тся
•б о л ее з а в и с и м ы м и о т с о с т о я н и я п о с л е д н и х , ч ем с о с т а в л я ю щ и е
п р есн ого б а л ан са. З а т р а т а теп л а на и спар ен и е в той ж е степени ,
к ак и сам о испарен ие, м еняется по м ере п р охож ден и я в о зд у х а н а д
м о р ем и его у в л а ж н ен и ем . О чень сильн о и зм ен я ется тур бул ен тн ы й
п оток теп л а по м ер е тр ан сф ор м ац и и в о зд у х а н а д м ор ем . О н о к а ­
зы в а ет ся оч ен ь бол ь ш и м в п р и б р еж н о й п о л о се м ор я о сен ь ю ,
к огда в о зд у х п оступ ает с о х л а ж д ен н о й суш и на не п ок ры тое л ьдом
м ор е.
О сн овн ой п р и ходн ой состав л я ю щ ей теп л ов ого б а л а н са м ор ей
яв л я ется р ади ац и он н ы й ба л а н с, м еньш е остал ьн ы х статей б а л а н са
зав и ся щ и й от их т еп л ов ого состоя н и я . Е го го д о в о е зн а ч ен и е у в е ­
л и ч и в а ет ся с сев ер а на ю г, н о д л я т еп л о в о го р е ж и м а м ор ей в а ж н а
н е тол ьк о го д о в а я сум м а л уч и стого п оток а теп л а , но и его с е зо н ­
н ы е вар и ац и и . В о в сех м ор я х годов ы е зн ач ен и я р а д и а ц и о н н о го
-б а л а н с а п о л о ж и т е л ь н ы е ( т а б л . 8 .3 ) .
• М есячн ы е сум м ы р ади ац и он н ого б а л а н са и зм ен яю тся в теч ен и е
г о д а , и м ея м а к с и м у м л е т о м , у в е л и ч и в а ю щ и й с я с с е в е р а н а ю г.
Т а б л и ц а 8 .3
П риближ енны е
М оре
Б елое
Б алтийское
А зо вско е
Ч ерное
■ С р ед и зем н о е
182
зн ачени я
составляю щ и х теплового
к Д ж / ( с м 2- г о д )
ф
Б
112
170
219
237
400
—
—
—
—
—
и
100
130
193
194
300
баланса
*а
—
—
—
—
—
70
35
29
33
60
поверхности
V
jiAS
3
0
0
0
0
-
м орей,
Фо
— 55
8
—3
10
40
В Б ел о м м о р е он со ст а в л я ет п р и м ер н о 2 5 к Д ж /(с м 2 -м е с ), а в С р е­
д и з е м н о м — 70 к Д ж /(с м 2-м е с ). З и м ой р ади ац и он н ы й б а л а н с м и н и ­
м альны й и тольк о в С р еди зем н ом м ор е остает ся полож ительны м '
с о з н а ч е н и я м и п о р я д к а 4 — 10 к Д ж / ( с м 2 - м е с ) . В о с т а л ь н ы х м о р я х
р а д и а ц и о н н ы й б а л а н с зи м о й о тр и ц а тел ь н ы й , х о т я и н е б о л ь ш о й ,
д а ж е в Б е л о м м о р е о н о б ы ч н о н е н и ж е — 12 к Д ж / ( с м 2 - м е с ) .
Г о д о в ы е .с у м м ы п о т е р ь т е п л а н а и с п а р е н и е с п о в е р х н о с т и м о р е й
с о с т а в л я ю т н е м е н е е 3 /4 р а д и а ц и о н н о г о б а л а н с а .
В ю ж н ы х м о р я х м а к с и м у м Фи и м е е т м е с т о .з и м о й , д о с т и г а я '
в С р е д и з е м н о м м о р е зн а ч е н и й — 3 5 к Д ж / ( с м 2 - м е с ) . Т а к о г о ж еп ор я дк а п отер и теп л а на и сп ар ен и е в Ч ер н ом м ор е. В за м е р за ю ­
щ их м ор ях м ак си м ум и сп ар ен и я п р и ходи тся н а осен ь д о о б р а зо в а ­
ния л ед я н о го п ок р ова. З и м ой ж е затр аты на и сп ар ен и е со л ь д а
м иним альны ;
Т у р б у л ен тн ы й т еп л о о б м ен с а т м о сф ер о й тол ьк о в теп л ы й п е ­
р и о д г о д а п о л о ж и т е л ь н ы й , т. е. н а п р а в л е н и з а т м о с ф е р ы к п о в е р х ­
ности м ор я, но н еб о л ь ш о й и з-за м ал ой р а зн о сти т ем п ер а т у р воды
и п о с т у п а ю щ е г о в о з д у х а . З и м о й , а н а з а м е р з а ю щ и х м о р я х осен ью до их покры тия л ьдом , т ем п ер атур а воды сущ ествен н о вы ш е т ем п е­
ратуры в о зд у х а , п оступ аю щ его с х ол од н ой суш и , осо б ен н о в сев ер ­
ны х ш и ротах. В этот п ер и од года турбулен тны й поток теп л а ст а ­
нови тся больш и м и н а п р ав л ен от п ов ер хн ости м ор я в а т м о сф ер у .
В р езу л ь та те сум м арн ы й годов ой поток теп л а ок азы в ается отр и ­
ц а т е л ь н ы м и в н е с к о л ь к о р а з м е н ь ш е з а т р а т т е п л а н а и с п а р е н и е ..
С ам ое сев ер н ое из р ассм атр и в аем ы х м ор ей Б ел о е м ор е на и с­
п ар ен и е и турбулентн ы й теп л ообм ен с атм осф ерой тер я ет бол ьш е
т еп л а , ч ем
в него за
го д п оступ ает лучистой
энерги и
(с м .,
т а б л . 8 .3 ). В о с т а л ь н ы х м о р я х л уч и сты й п о т о к т еп л а за г о д п р а к т и ­
ч еск и к о м п ен си р у ет за т р а т ы т еп л а н а и сп а р ен и е и тур бул ен тн ы й :
поток теп л а в атм осф ер у и годовой теп л ообм ен м еж д у п овер х­
н ость ю и н и ж е л е ж а щ и м и сл о я м и м ор я оч ен ь м а л . Н о с езо н н ы е .
в а р и а ц и и т е п л о о б м е н а зн а ч и тел ь н ы . В о в с ех м о р я х л е т о м Ф о > 0 '
и они п ол уч аю т б о л ь ш о е к ол и ч ество т еп л а , вы зы в аю щ его п ов ы ш е­
ние тем п ер атур ы воды . М ак си м ум теп л а п ол уч ает С р ед и зем н ое
м о р е , г д е в и ю н е Фо д о с т и г а е т 6 0 к Д ж / ( с м 2 - м е с ) . М и н и м у м , е с т е ­
ствен н о, п р и ходи тся на Б ел о е м ор е, в котором в ав густе Ф о ~
» 2 5 к Д ж /(с м 2 -м е с ) .
В х о л о д н ы й п е р и о д г о д а в о в с е х м о р я х Ф о < 0 , т. е. о н и т ер я ю т '
т еп л о , что п р и в оди т к п о н и ж ен и ю т ем п ер а ту р ы воды . Ч ем ю ж н еер а с п о л о ж е н о м о р е, т ем д л и т е л ь н е е п е р и о д е го н а г р е в а и корочеин тер вал врем ен и , в теч ен и е к отор ого м ор е тер я ет теп ло.
П р о д о л ж и т ел ь н о ст ь п р огрев а в о д м ор ей с ю га на север у м ен ь ­
ш а ет ся б о л е е ч ем в 2 р а за : от 7 — 8 м е с в С р е д и зе м н о м м о р е
до 3 м ес в Б елом . С оответствую щ им обр азом увеличивается про­
дол ж и тел ь н ость их вы хол аж и в ан и я . П ри этом м ак си м ум т еп л о о т­
дач и см ещ ается на п р ед л ед ост ав н ы й п ер и од. З и м ой ж е ледяной:
п о к р о в м о р е й с у щ е с т в е н н о о с л а б л я е т п о т е р и т е п л а . Т а к , н а п р и м е р ,,
в Б е л о м м о р е с у м м а р н ы й п о т о к т е п л а в а т м о с ф е р у н е б о л е е 15 —
2 0 к Д ж /( с м 2 - м е с ) , т. е. в 2 р а з а м е н ь ш е , ч ем в б о л е е ю ж н о м
18®
Ч ер н ом м ор е. П о эт о м у северн ы е Б ел о е и Б ал ти й ск ое м ор я хотя
и п о л у ч а ю т л е т о м м ен ь ш е т еп л а , ч ем ю ж н ы е м о р я , но й т ер я ю т
его м ен ьш е зи м ой . Ч ем сев ер н ее р а с п о л о ж е н о м ор е, тем м ен ьш е
в н е м а м п л и т у д а с е з о н н ы х и з м е н е н и й с у м м а р н о г о п о т о к а т е п л а Ф 0:
о т 9 0 к Д ж /( с м 2 -м е с ) в С р ед и зем н о м м о р е и 80 к Д ж /( с м 2 -м е с )
в Ч е р н о м м о р е , д о 3 0 к Д ж / ( с м 2 - м е с ) — в Б е л о м м о р е . З н а ч е н и я Фо
и его сезо н н ы х ам п л и туд ок азы в аю т осн ов н ое вли ян и е на т еп л ов ое
п о л е м ор ей , хотя и сам и за в и ся т от него.
8 .3 . В О Д О О Б М Е Н
Ч Е РЕ З П РО ЛИ ВЫ
Г и д р о л о ги ч еск и й р е ж и м с р е д и зе м н о м о р с к и х м о р ей оч ен ь си л ь н о
зав и си т от в о д о о б м е н а ч ер ез п р оливы , хотя н а п оток в н и х в о д
в свою оч ер едь вл и яет п л отн ость в о д в соп р и к асаю щ и хся в о д о ем а х .
В о всех м орях с полож ительны м
п р есн ы м
балан сом
уровень
в ы ш е, ч ем в с м е ж н ы х в о д о е м а х , п о э т о м у ч ер ез п р ол и в ы д о л ж е н
осущ еств л я ться соответствую щ и й сток. Н о п л отн ость в од д а ж е
в ер х н и х сл о ев м ор ей , к у д а п р о и сх о д и т сток, б ол ь ш е, ч ем в р а с ­
см атриваем ы х м орях
(т а б л . 8 .4 ). П о э т о м у в о зн и к а е т о б р а т н о е
теч ен и е в п р ол и в ах, п р и р ода к отор ого п л отн остн ая .
Т а б л и ц а 8 .4
Х а р ак т е р н ая у сл о вн ая п лотн ость вод ы
М оря
Б елое— Б аренцево
Б ал т и й с к о е — С еверн ое
А зовское— Ч ерн ое
Ч ерное— М рам орное
С р ед и зем н о е— А тл ан ти ­
чески й океан
а и перепады уровней в см еж ны х м орях
П р о л ив
Я пр м
<Ji
02
Д£р см
А£с см
Горло
Д атски е
К ерчен ский
Б осф ор
Гибралтар
42
18
5
35
300
21
6
7
1 4 ,5
2 8 ,5
2 6 ,5
23
11
2 2 ,5
27
2 2 ,6
30
2
2 7 ,5
— 44
0 ,1
3
2 ,7
1
0 ,0 0 1
П о х а р а к т ер н ы м зн а ч ен и я м п л о тн о сти в оды в п р е д е л а х сл оя ,
огр а н и ч ен н о го гл у б и н о й п р о л и в а , вы ч и сл ен п е р е п а д у р о в н ей по
р а зн ы е стор он ы п р ол и в а, которы й к о м п ен си р ов ал бы р а зн о сть
дав л ен и й в см еж н ы х м орях
на лим итирую щ ей гл уби н е пролива.
Э та оц ен к а Д £р п р о в о д и л а сь по п р и б л и ж ен н о й ф о р м у л е
Д £р =
A P /(p g ) =
Д р Я п р /р .
( 8 .1 )
Н аи м ен ьш и й п ер еп а д д ав л ен и я и м еет м есто на в х о д е и вы ходе
К ер ч ен ск о го п р ол и в а в п ер в ую оч ер едь и з-за его м ал ой гл уби н ы .
П о в ы ш ен и е ур о в н я в А зо в ск о м м о р е в сего н а 2 см п ол н ость ю
к ом п ен си р ует этот п л отн остн ой п ер еп а д давл ен и я .
В м ор я х Б ел ом , Б ал ти й ск ом и Ч ерн ом д а в л ен и е на гор и зон те
д н а п р о л и в о в м ен ь ш е, ч ем в с м е ж н ы х с н и м и Б а р е н ц е в о м , С е в е р ­
н о м и М р а м о р н о м н астол ь к о, что д л я его к о м п ен сац и и п р есн ы й
384
б а л а н с д о л ж ен пр евы ш ать ур ов ен ь первы х м ор ей на 2 0 — 30 см .
Л и ш ь в С р ед и зем н о м м о р е и з-за б о л е е вы сок ой п л отн ости его в оды
д а в л е н и е н а г л у б и н е 3 0 0 м вы ш е, ч ем в п р и л ега ю щ и х р а й о н а х
А тлан ти ческ ого ок еан а. Т олько п он и ж ен и е ур овн я С р ед и зем н ого
м ор я н а 44 см по о т н ош ен и ю к А т л а н ти ч еск о м у о к еа н у м о ж е т
к ом пенсировать этот п ер еп а д дав л ен и я и восп реп ятствовать в о з­
н и к н ов ен и ю п л о тн о ст н о го теч ен и я .
П ресн ы й б а л а н с сп особст в ует ум ен ьш ен и ю п ер еп ад а дав л ен и я
в см еж н ы х м ор я х. Т ам , гд е он п ол о ж и тел ь н ы й , о б р а зу е т с я н е к о т о ­
ры й п о д ъ ем у р ов н я , а в С р ед и зем н о м м ор е — п о н и ж ен и е ур ов н я ,
к о т о р ы е у м е н ь ш а ю т з н а ч е н и я Д £ р.
И з м е н е н и е у р о в н я м о р ей з а сч ет п р е с н о г о б а л а н с а Д ^с (с м .
т а б л . 8 .2 ) х а р а к т е р и з у е т с у м м а р н ы й э ф ф е к т з а г о д п р и о т с у т с т в и и
с т о к а ч е р е з п р о л и в ы . В д е й с т в и т е л ь н о с т и п е р е п а д у р о в н е й А^с от
п р есн ого б а л а н са с уч етом сток а сущ еств ен н о м еньш е. Е го м о ж н о
оп р едел и ть тольк о п р и н и м ая во вн и м ан и е хар ак тер теч ен и я в п р о ­
л и в е, но д л я п р и б л и ж ен н о й оц ен к и д о ст а т о ч н о счи тать, что теч ен и е
и м еет устан ови вш и й ся хар ак тер и оп и сы вается ур ав н ен и ем
k d 2u jd z 2 — g d l jd x ,
( 8 .2 )
х
{г—
гд е ось
нап равлена вдоль пролива. Н а дн е пролива
Я пр)
и м еет м есто у сл о в и е п р и л и п ан и я и « н = 0, а у п ов ер хн ости (2 = 0 )
отсутствует н ап ряж ен и е трения, так как рассм атр и в ается только
сток овая состав л я ю щ ая поток а. П о сл ед н ее усл ов и е р авн оси л ьн о
отсутстви ю гр ади ен та ск ор ости
Р еш ен и е
и м еет ви д
ур авн ен и я
u =
О п р еделен н ая
ск орость
й =
из
(8 .2 )
2= 0
при
=
0.
п ереч и сл ен н ы х
условиях
- ( g l 2 k ) ( H l » - z 2) d t ,ld x .
этой
_L_
-4 ^ -
ф орм улы
я пр
f
H np
w ,, _ _
f
средн яя
g t f 2ПР
g//2"P
по
( 8 .3 )
сеч ен и ю
пролива
,Q
%
J иаг = - ~ ж - ^ т
равна
объем у
пр есн ого
с е ч е н и е п р о л и в а П Пр, т . е .
бал ан са
v J I i np =
v n,
(8-4)
вы тек аю щ ем у
( - g H zj3 k ) d U d x .
ч ер ез
все
( 8 .5 )
И з- э т о й ф о р м у л ы н а х о д и т с я у к л о н в п р о л и в е . У м н о ж и в е г о з н а ­
ч е н и е н а д л и н у п р о л и в а /, п о л у ч и м п р и б л и ж е н н о е з н а ч е н и е и з м е ­
нен и я у р о в н я в м о р е, о б у с л о в л ен н о е п р есн ы м б а л а н со м :
A tc =
— 3 / j v n/ / ( g - t f прПпр).
'
( 8 .6 )
П р и п ол уч ен и и эт о й ф о р м у л ы и м ел о сь в в и д у, что сто к о в о е т е ­
ч ен и е, в ы зв а н н о е отл и ч и ем п р есн о го б а л а н са от н у л я , за п о л н я ет
все сеч ен и е пролива.
185
В ы ч и сл ен н ы е по этой ф о р м у л е зн ач ен и я п ер еп а д о в ур ов н я
в см еж н ы х м орях, при котором поток воды ч ер ез проливы равен
п р е с н о м у б а л а н с у , п р и в е д е н ы в п о с л е д н е м с т о л б ц е т а б л . 8 .4 . П р и
расч етах
приним алось,
что
коэф ф иц иент
турбулентности
k =
— 1 0 2 с м 2/ с .
С о п о ст а в л ен и е эт и х зн а ч ен и й Д £с с п р есн ы м б а л а н со м , в ы р а ­
ж ен н ы м в ви де слоя п р есн ой воды , при веден н ы м в п осл едн ем
с т о л б ц е т а б л . 8 .2 , п о к а з ы в а е т , ч т о д е й с т в и т е л ь н о е п р е в ы ш е н и е
у р о в н я м о р ей с у щ е ст в е н н о м ен ь ш е и он о т ем м ен ь ш е, ч ем б о л ь ш е
сеч ен и е п р ол и ва, ч ер ез которы й п р ои сходи т сток или п оступ л ен и е
воды .
О б у сл о в л ен н ы е пр есн ы м сток ом и зм ен ен и я ур ов н я м ор ей о к а ­
з а л и с ь м е н ь ш е т е х п р и р а щ е н и й у р о в н я Д £ р, к о т о р ы е к о м п е н с и р у ю т
п е р е п а д д а в л е н и я н а г о р и зо н т е гл у б и н ы п р о л и в о в , в ы зв ан н ы й р а з ­
н остью п л отн остей воды в см еж н ы х м ор ях. Т олько в А зовск ом
м о р е по ср а в н ен и ю с Ч ер н ы м р а зн и ц а д а в л ен и й и з-за оч ен ь м е л ­
к ов одн ого пролива м ала. Д л я ее ком пенсации достаточ н о повы ­
ш ен и я ур ов н я А зов ск ого м оря в сего на 2 см . М е ж д у тем п о л о ж и ­
т ел ь н ы й п р есн ы й б а л а н с в ы зы в а ет с р е д н ее з а го д п ов ы ш ен и е
у р о в н я п р и м е р н о н а 3 с м , т. е. д о с т а т о ч н о е , ч т о б ы в о с п р е п я т с т в о ­
в а т ь сущ еств ов ан и ю в К ер ч ен ск ом п р ол и в е п остоя н н ого п л отн остл о го теч ен ия. В остал ь н ы х п р ол и в ах п л отн остн ое теч ен и е м о ж ет с у ­
щ еств о в а т ь в т еч ен и е в сего г о д а . П р и ч ем и з-за м а л ы х зн а ч ен и й Д £0
в ср едн ем за го д о б ъ ем воды , п р и н оси м ой п л отн остн ы м теч ен и ем ,
в с л е д с т в и е б о л ь ш и х Д £р о к а зы в а ет с я зн а ч и т е л ь н о б о л ь ш е, ч ем
п р есн ы й сток. П р и то к т ак ого к ол и ч еств а в оды п р и в оди т к п о д ъ ем у
у р о в н я в м о р я х с п о л о ж и тел ь н ы м п р есн ы м б а л а н со м , которы й, о к а ­
з ы в а е т с я п о э т о м у в ы ш е , ч е м Д£с- В р е з у л ь т а т е у с и л и в а е т с я с т о ­
к ов ое теч ен и е.
В прин ци пе б а л а н с притока и отток а воды и м еет м есто только
в сл у ч а е пр евы ш ен и я ур ов н я в м ор я х с п ол ож и тел ь н ы м ба л а н со м
н а д с м е ж н ы м и н а Д £ = Д £ Р— Д £ с У р овен ь м ор я с о тр и ц ател ь н ы м п р есн ы м б а л а н со м д о л ж е н бы ть
н и ж е н а э т у в ел и ч и н у , ч ем в с м е ж н о м , в д а н н о м с л у ч а е , ч ем
в А т л ан ти ч еск ом о к еа н е. В р еал ь н ы х у сл о в и я х и з-за тр ен и я в стр еч ­
ны х п оток ов и п р он и к н овен и я ж и д к о ст и из од н о го п оток а в д р у ­
го й Д£ м еньш е.
В р е зу л ь т а т е из м ор ей с п о л ож и тел ь н ы м пр есн ы м б а л а н со м
: и з -з а п р е в ы ш е н и я в . н и х у р о в н я в ы т е к а е т в о д а с п о н и ж е н н о й п л о т ­
ностью . О д н ов р ем ен н о и з см еж н ы х м ор ей п о ст у п ает в о д а с п овы ­
ш ен н ой п л отн остью
и з-за
гр ади ен та . давл ен и я , обусл ов л ен н ого
р азн ость ю п л отн остей воды .
О б р а т н а я сх ем а ц и р к ул я ц и и воды м е ж д у С р еди зем н ы м м ор ем
и А тлан ти ческ и м ок еан ом . Н о в л ю бом сл уч ае в озн и к аю т р а зн о ­
н ап р ав л ен н ы е поток и, к отор ы е в у зк и х п р ол и в ах р асп ол агаю тся
од и н н а д д р у ги м , а в ш и р ок и х и з-за у ск о р ен и я К о р и о л и са с м е ­
щ аю тся к разн ы м б ер ега м , как это и м еет м есто в Г ор л е Б ел ого
м оря.
В п р остей ш ем сл у ч а е так и х у зк и х проли вов, как Б осф ор и Г и б ­
186
р а л т а р , у ста н о в и в ш ееся р а с п р ед е л е н и е встр еч н ы х п оток ов , ск о р о ­
стей теч ен и я и п р оф и л я п л отн ости воды н а х о д и тся и з реш ен и я
уравн ен ий
k d 2u /d z 2 =
р - 1 д Р /д х \
d P jd z =
и д р /д х =
g-p;
( 8 .8 )
k d 2p jd z 2.
( 8 .9 )
Р и с . 8 .5 . С к о р о с т ь т е ч е н и я н а п р о д о л ь н о м
р а з р е з е в п р о л и в е Б о с ф о р , с м / с [17].
Д и ф ф ер ен ц и р ов ан и ем уравн ен и й
и подстан овк ой одн ого р езул ь тата
диенты дав л ен и я
k d 3u / d z 3 =
( 8 .7 )
в
( 8 .7 ) п о
другой
(g /p ) д р /д х .
z, а ( 8 .8 ) — п о х
и скл ю чаю тся гр а ­
( 8 .1 0 )
Д в а у р а в н е н и я (8 .9 ) и ( 8 .1 0 ) в с л у ч а е з а д а н н о г о k с о д е р ж а т д в а
н еи зв естн ы х и и р и при соотв етств ую щ и х гр аничны х усл ов и я х
м огут бы ть р еш ен ы ч и сл ен н о л и б о д л я н ек отор ы х п р осты х сл у ч а ев
анал и ти ч еск и . Р еш ен и е п озв ол я ет пол учи ть п р едстав л ен и е о п р о­
ф и л я х п л отн ости и ск орости теч ен и я, к отор ое в в ер хн ем сл ое н а ­
п р ав л ен о в стор он у м ор я с в одой повы ш енной пл отн ости , а в н и ж ­
н е м — в обр а т н у ю стор он у. Г р ан и ц а м е ж д у эти м и п оток ам и не
гор и зон тал ь н ая , а н ак л он ен а в сто р о н у м ор я с в од ой п он и ж ен н ой
п л отн ости . Н а и б о л е е хар ак тер н ы м п р и м ер ом в этом отн ош ен и и
м ож ет служ и ть расп р едел ен и е водны х м асс в проливе Б осф ор
(р и с . 8 .5 ) .
В
дей стви тел ьн ости
сезон н ы е
и зм ен ен и я
п р есного
балан са
и к о л еб а н и я у р о в н я у п ер и ф ер и и п р о л и в о в , в ы зв а н н ы е в етр о м или
други м и причинам и, м огут приводи ть к больш им п ол ож и тельны м
и о т р и ц ат ел ь н ы м зн а ч е н и я м Д £. Е сл и у р о в ен ь м о р ей с п о л о ж и т е л ь ­
187
н ы м пр есн ы м б а л а н со м н и ж е см еж н ы х м ор ей , то п л о тн о ст н о е т е ­
ч ен ие
усили вается,
если
вы ш е,
то
оно
осл абевает.
П ри
. Д £ > ( Д £ Р— Д £ с ) п л о т н о с т н о е т е ч е н и е н е м о ж е т и м е т ь м е с т а , т а к
к ак д а в л е н и е д о п о л н и т е л ь н о г о с т о л б а в оды б о л ь ш е, ч ем д а в л е н и е ,
- с в я за н н о е с р а з н о с т ь ю пл о т н о с т е й воды . П о э т о м у в п о т о к е вод ы
ч ер ез пролив в сегда бол ьш ую дол ю за н и м а ет состав л я ю щ ая , вы ­
зв а н н а я ветровы м н агон ом или сгон ом с той или д р у го й стороны
п р ол и ва. Н а и б о л ее велик в к л ад этой состав л я ю щ ей в п оток е воды
ч ер ез К ер ч ен ск и й п р ол и в (т а б л . 8 .5 ).
Т а б л и ц а 8 .5
П отоки воды через проливы
М оре
А зовское
Б алти йское
Ч ерное
Б елое
С р ед и зем н о е
П ролив
К ерченский
Д атски е
Босф ор
Горло
Гибралтар
Д ардан еллы
П риток, км3/го д
Сток, км3/г о д
3 6 ,6
1 , 2 - 103
176
2000
( 3 7 . . . 4 0 ) • 103
350
4 3 ,0
1 , 6 7 - 103
433
2230
( 3 5 , 5 . . . 3 8 , 5 ) • 103
1 70
И з т а б л . 8 .5 в и д н о , ч т о п о т о к и в о д ы ч е р е з К е р ч е н с к и й п р о л и в
б о л е е ч ем в 6 р а з п р ев ы ш а ю т п р есн ы й б а л а н с А зо в с к о г о м о р я .
О н и п р а к т и ч еск и п о л н о с т ь ю в ы зв ан ы м е н я ю щ и м и ся в етр о в ы м и н а ­
гон ам и и сгон ам и , так как гр ади ен т д ав л ен и я за счет п ер еп а д а
п л отн ости м ал.
Т ак ая ж е картина в одообм ен а ч ер ез датск и е проливы . Ю ж ны е
ветры н агон я ю т в оды С ев ер н ого м ор я в сп ец и ф и ч еск ую в ор он к у
п р о л и в о в С к а г ер р а к а и К а т т е г а т а , в ы зы в ая в н и х п о д ъ е м у р о в н я
и п оток в од ч ер ез проливы в Б а л ти й ск ое м ор е. П р и сев ер н ом ветр е
картина обр атн ая . А н ал огич н ое явлени е п р ои сходи т при к р упн о­
м а сш т а б н ы х п е р е п а д а х ур ов н я С ев ер н ого и Б а л т и й ск о го м ор ей ,
в ы зв ан н ы х д р у ги м и п р и ч и н ам и . Т а к и е теч ен и я , и м ею щ и е о д н о н а ­
п р авл ен и е от п овер хн ости до дн а, госп одств ую т в 80 % случаев.
Д в ухсл ой н ость и п р оти в оп ол ож н ое н ап р авл ен и е потоков бы ваю т
т о л ь к о п р и с л а б о м в е т р е и л и с м е н е е г о н а п р а в л е н и я (р и с . 8 .6 ) .
В остал ь н ы х п р о л и в а х в етр ов ой н агон или сгон о к а зы в а ет б о л е е
с л а б о е в л и я н и е, ч ем п е р е п а д д а в л е н и я з а сч ет р а зн о с т и п л о т н о ст ей
воД ы н а в х о д е и в ы х о д е п р о л и в а . Н а п р и м е р , п о т о к в о д ч ер ез
прол. Б осф ор в стор он у Ч ерн ого м оря п рим ерн о равен п р есн ом у
б а л а н с у , п о э т о м у о н и д о л ж 'е н в ы з в а т ь в н е м п о д ъ е м у р о в н я н а
т а к у ю ж е в е л и ч и н у , т. е. н а 1 с м .
П оток воды ч ер ез Г орло Б ел ого м оря как в одн у, так и в д р у ­
гую сто р о н у по сам ы м м и н и м альн ы м оц ен к ам н а п ор я д о к бол ь ш е
п р есн ого б а л а н са . Н о п р и ч и н ой 1 так и х бол ьш и х потоков сл у ж а т
не ветр овы е к ол ебан и я уровн я, а п л отн остн ой гр ади ен т дав л ен и я .
В п р о л и в е в с ег д а в ы д ел я ю тся р а зн о н а п р а в л ен н ы е п оток и , п р и ч ем
188
и з-за бол ьш ой ш ирины Г о р л а вы тек аю щ и й п оток п р и ж и м а ет ся
п о д вли ян и ем уск ор ен и я К ор и ол и са к сев ер н ом у б ер егу, а в ы ходя ­
щ ий — к ю ж н ом у. О бъем ы
переносим ы х в п оток ах вод м огут
си л ьн о м еняться, так как при больш ой ш ирине и п л ощ ади сеч ен ия
Ф
Р и с . 8 .6 . П р о ф и л ь с о л е н о с т и в о д ы в К а т т е г а т е , °/сю [35].
4Х — при спокойной погоде; б, в — при сильн ы х восточн ы х и за п а д н ы х ветр ах . П о оси абсци сс
отм ечено п о ло ж ен и е п лав у чи х м аяко в.
п р о л и в а д л я п е р е н о с а 2 ты с. к м 3 в г о д д о с т а т о ч е н п е р е п а д у р о в н я
в с е г о в 9 с м . Г р а д и е н т ж е д а в л е н и я (с м . т а б л . 8 .4 ) р а в н о ц е н е н
п е р е п а д у у р о в н я б о л е е ч ем в 20 с м .'
В 20 р а з бол ьш е деф и ц и та п р есн ого б а л а н са С р еди зем н ого м оря
п р и т о к в н е г о в о д и з А т л а н т и ч е с к о г о о к е а н а ч е р е з Г и б р а л т а р ..
П о эт о м у его н ел ьзя р ассм атр и в ать как к ом п ен сац и он н ы й . О сн ов ­
ная п р и ч и н а в озн и к ш и х п ер ен осов в о д ч ер ез п р оли в — р азн ость
п л отн остей
вод
С р еди зем н ого
м оря
и
прилегаю щ и х
к
про­
л и в у в о д А тл ан ти ч еск ого ок еан а . З а счет р а зн о сти п л отн остей
в придонны х слоях
п р ол и ва в озн и к ает так ой
го р и зо н та л ь н ы й
j гр ади ен т
давления,
которы й
равн оценен
перепаду
уровн ей
на
концах
пролива
более
чем
в 40
см .
П ри
таком
пере­
п а д е ур овн ей на к он ц ах п р оли ва поток воды ч ер ез Г и бр ал тар
бы л
бы
нам ного
больш е
сущ ествую щ его.
Только
в
р езул ь ­
т а т е п он и ж ен и я ур ов н я С р ед и зем н о го м оря за счет вы н оса и з
189
н его в о д в А тл ан ти ч еск и й ок еа н и и сп ар ен и я м о ж е т им еть м ест о
к о м п е н с а ц и я г о р и з о н т а л ь н о г о п л о т н о с т н о г о г р а д и е н т а д а в л е н и я ..
Н о при этом в в ер хн и х сл о я х пр ол и ва в озн и к ает гр а ди ен тн о е теч е­
ние в стор он у С р еди зем н ого м ор я, вы р авн и ваю щ ее п ер еп ад у р о в ­
ней и у в е л и ч и в а ю щ е е го р и зо н т а л ь н ы й г р а д и ен т д а в л е н и я . В р е ­
зул ь тате
ф орм и руется
дв ухсл ой н ая
структура
переноса
вод
(р и с. 8 .7 ). В о т л и ч и е от м о р ей с п о л о ж и т е л ь н ы м п р есн ы м б а л а н ­
сом п р и ток в о д ч ер ез п р ол и в зд е сь п р о и сх о д и т в его в ер хн ей ч а сти ,
а сток в н и ж н ей . Э тот х ар ак т ер теч ен и я сохр ан я ет ся в т еч ен и е
в сего го д а . В етер м ен я ет и н тен си вн ость п ер ен оса , но в осн ов н ом
верхнего слоя вод.
Р и с . 8 .7 .
С корость
течений
в Г и бралтарском проливе,
[24].
см/с
П ер ен ос в од ч ер ез прол. Д а р д а н ел л ы им еет ту ж е п р и р оду,
как и в Б о сф о р е. П о сути , первы й п р ол и в м о ж н о счи тать п р о д о л ­
ж ен и ем
последнего,
а
небольш ое
М рам орное
м ор е,
объ ем ом
в 3 , 5 т ы с . к м 3, р а с ш и р е н и е м о б щ е г о п р о л и в а . П р о л и в Д а р д а н е л л ы
лиш ь н ем н ого г л у б ж е Б о сф о р а . Н а п ор огах глуби н ы состав л я ю т
лиш ь 50— 60 м. П о эт о м у ч ер ез н его п р о х о д я т п ов ер хн остн ы е в о д ­
ны е м ассы м ор ей . В ер х н и е его сл ои за н и м а ю т воды , в ы тек аю щ и е
из М р ам ор н ого м оря, а н и ж н и е — зап ол н я ю т воды , п оступ аю щ и е
из Э гей ск ого м ор я. П р ак ти ч еск и весь о б ъ ем ср ед и зем н о м о р ск и х
в о д , в х о д я щ и х в Д а р д а н е л л ы , п р о х о д и т д о Ч е р н о г о м о р я (с м .
т а б л . 8 .5 ).
8.4. ЦИРКУЛЯЦИЯ в о д
Н есм о тр я на р азл и ч и е р а зм ер о в , м ор ф ом етр и и , в о здей ств и я
ветра и в одн ого б а л а н са ср еди зем н ы х м ор ей , в ни х п р оявл яю тся
о б щ и е ч ер ты ц и р к у л я ц и и в о д , н а к от ор ы е в б о л ь ш ей и л и м ен ь ш ей
степени
нак лады ваю тся
реги ональн ы е
особен н ости
движ ения.
Во
всех
м орях
в
р езул ь тате
ди н ам и ч еск ого
в оздей ств и я
атм осф ер ы о б р а зу ю т ся др ей ф ов ы е п ерен осы в од в п р ед ел а х эк м ан овского сл оя трени я. С р авни тельн о н ебол ьш и е р азм ер ы м ор ей
по отн ош ен и ю к м асш т а б а м атм осф ер н ы х ди н ам и ч еск и х п р оц ессов
190
об у сл о в л и в а ю т си л ьн ое вли ян и е бер егов н а др ей ф ов ы е теч ен и я.
В п р и бр еж н ой зо н е м ор ей почти п остоян н о сущ еств ую т повы ш ен­
н ы е гр а ди ен т ы у р о в н я и в ы зв ан н ы е им и в д о л ь б ер его в ы е гр а ди ен т ы
теч ен и я. Д о п о л н и тел ь н о е вл и ян и е на п р и бр еж н ы й ур овен ь ок азы ­
в а ет речной сток. В р езу л ь та т е ур овен ь эти х м ор ей в п р и бр еж н ой
з о н е в с р е д н е м о к а зы в а е т с я б о л е е в ы сок и м , ч ем в и х ц ен т р а л ь н ы х
частях. Э то сп особств ует р азви ти ю в в ер хн и х сл о я х м ор ей ген е­
р ал ь н ой ц и к л он и ч еск ой ц и рк ул яц и и . В за в и си м о ст и от р еги о н а л ь ­
ны х особен н остей к а ж д о го из м ор ей ее п р отя ж ен н ость и и н тен ­
си вн ость м ен яется, п р ои сходи т д р о б л ен и е и в ы дел ен и е л ок альн ы х
циркуляций.
В о в сех м о р я х в бол ьш ей или м еньш ей степ ен и и м еет м есто
гор и зон тал ь н ая
неоднородность
поля
п л отн ости ,
приводящ ая
к п л отн остн ой ци рк уляц и и вод. О на си л ьн ее п р оявл яется при б о л ь ­
ш и х м а с ш т а б а х о ср ед н ен и я , чем п р и м ал ы х, и за п р ед е л а м и э к м а ­
н о в ск о г о сл о я . П о эт о м у в м о р я х , за и ск л ю ч ен и ем оч ен ь м е л к о в о д ­
н ого А зов ск ого м ор я, теч ен и я в в ер хн и х и гл уби н н ы х сл оя х р а зл и ­
ч а ю т ся н е тол ьк о по ск ор ости , но и по н ап р ав л ен и ю . И з-за
в о д о о б м е н а со см еж н ы м и в о д о ем а м и с р азн ы м и по п л отн ости
в о д а м и н а п р а в л ен и е теч ен и й в эт и х сл о я х м ор ей ч асто п р о т и в о ­
п о л о ж н о е. Н а и б о л е е отчетл и во п р оя в л я ется эта зак он ом ер н ость
в м ор ях с больш и м в одообм ен ом ч ер ез проливы .
Н есм о тр я на эти о б щ и е за к о н о м ер н о сти ци рк ул яц и и , р еги о ­
н ал ь н ы е ее осо б ен н о сти вели к и . В м ел к ов одн ом А зов ск ом м ор е,
гл у б и н а к отор ого н е п р евы ш ает эк м ан овск и й слой трени я, эф ф ек т
б а р о к л и н н о ст и о к азы в ает ся м алы м по ср ав н ен и ю с вли ян и ем н а ­
п р я ж ен и я трения ветра и укл она уровн я. П оэтом у скорость у ст а ­
н ов и в ш его ся в етр ов ого теч ен и я д о п у ст и м о п р ед ста в л я ть эк м ан ов ск ой ф ор м ул и р овк ой , р еш ен и е к оторой в ком п лек сн ой ф ор м е им еет
в и д ( 7 .4 ) .
С тац и он и р ован и е теч ен и я в А зов ск ом м ор е н а ступ ает за о т р е­
зо к врем ен и м ен ее суток и при и звестн ой ден и в ел я ц и и уровн я
ф о р м у л а ( 7 .4 ) е г о о с н о в н ы е ч ер т ы о т о б р а ж а е т .
П р и к о р о т к и х и н т е р в а л а х о с р е д н е н и я т е ч е н и е в в е р х н е м 5^—
6 -м е т р о в о м с л о е м ор я о б у с л о в л е н о н а п р я ж е н и ем тр ен и я в ет р а , о т ­
клоняясь от него вправо, как это сл ед у ет из ф орм ул ы
( 7 .4 ) .
Г л у б ж е си л ьн ее п р оявл яется гр ади ен т н ое теч ен и е, в ы р а ж а ем о е
в т о р ы м с л а г а е м ы м ф о р м у л ы ( 7 .4 ) . В н а и б о л е е м е л к о в о д н ы х р а й о ­
н а х м оря с гл уби н ам и м ен ее 5 м от п оверхн ости д о дн а п р ео б л а ­
д а ю т о д н о н а п р а в л ен н ы е т еч ен и я . Э то в ы зв ан о т ем , что при м а л о й
гл у б и н е м ор я п ов ор от в ек тор а д р ей ф о в о го теч ен и я н ебол ьш ой
и эт о т п о т о к б о л ь ш е , ч ем гр а ди ен т н ы й .
П ри оср едн ен и и за длительн ы й ин тер вал врем ен и , п ор ядк а с е ­
зо н а , в к л ад п ервого сл а га ем о го по отн ош ен и ю ко в тор ом у у м ен ь ­
ш а ет ся . В у к л о н е ур ов н я о п р ед ел ен н у ю рол ь, о со б ен н о в есн ой
и л етом , н ач и н ает играть сток овая составл яю щ ая . Э то п риводи т
к т о м у , что в м о р е ф о р м и р у е т с я г е н е р а л ь н а я ц и р к у л я ц и я ц и к л о н и ­
ч е с к о г о т и п а , с о с к о р о с т ь ю п о р я д к а 10 с м / с . В ы д е л я е т с я п р и э т о м
сток ов ая со ст ав л я ю щ ая теч ен и я в К ер ч ен ск ом п р оли ве.
191
В ел и к и р еги он ал ьн ы е особ ен н ости ц и рк ул яц и и в Ч ер н ом м ор е.
И з-за м ал ости в о д о о б м ен а ч ер ез проливы по ср авн ен и ю с о б ъ е ­
м ом м ор я он о б л и ж е остал ь н ы х п р и б л и ж а ет ся к вн утр ен н и м м о ­
рям . П оступ аю щ ая из Б осф ор а в ода как н еп р ер ы вн ое теч ен и е не
п р осл еж и в ается . П о данн ы м н абл ю ден и й ср еди зем н ом ор ск и е воды
в при легаю щ ем к п роливу уч астк е м оря о б р а зу ю т н ебол ьш и е
о б л а сти с повы ш енн ой сол ен остью и т ем п ер ату р о й . Э то св и детел ь ст в у ет о том , что они в о в л ек а ю тся в м ен я ю щ ееся по н а п р а в л ению в етр овое теч ен и е и д в и ж у тся ок ол о д н а д о края м атер и к овой
Р и с . 8 .8 . С р е д н я я г о д о в а я т о п о г р а ф и я п о в е р х н о с т и Ч е р н о г о
г о р и з о н т а 3 0 0 м , д и н . с м [42].
моря
относи тельн о
о т м е л и , а д а л е е б ы с т р о о п у с к а ю т с я д о г л у б и н ы п о р я д к а 0 ,5 к м .
С к о р о с т ь э т о г о о п у с к а н и я о ц е н и в а е т с я в 0 ,3 с м /с .
П оступ аю щ и е воды А зов ск ого м оря т о ж е н еп оср едств ен н о не
о к а зы в а ю т к а к о г о -л и б о в л и я н и я н а т еч ен и я в Ч е р н о м м о р е. С л е ­
д о в а т ел ь н о , ц и р к ул я ц и я в о д в н ем ф о р м и р у е т с я , за сч ет м естн ы х
ветровы х и барок лин ны х условий .
В п р ед е л а х эк м ан ов ск ого сл оя и зм ен ч и в ость теч ен и й при м а ­
лом п ери оде их осредн ен и я такова ж е, как и ветра. З а п р едел ам и
эт о го сл оя к р а т к о п ер и о д н а я и зм ен ч и в ость теч ен и й о б у сл о в л ен а
ин ер ц и он н ы м и к о л еб а н и я м и . П р и у в ел и ч ен и и п ер и о д а о ср ед н ен и я
и зм ен ч и в ость теч ен и й у м ен ь ш а ется и в ы д ел я ет ся в д о л ь б е р е г о в о е
теч ен и е, н ап р а в л ен н ое против д в и ж ен и я ч асовой стр елк и . О н о
с о гл а су ет ся с гор и зон тал ь н ой н ео д н о р о д н о ст ь ю п ол я п л отн ости ,
в ы р а ж ен н о й Д и н ам и ческ и м
рельеф ом
(р и с . 8 .8 ) . П о -в и д и м о м у ,
ветровая составляю щ ая в таком
о ср едн ен н ом з а го д теч ен и и
и грает сравн и тел ьн о н ебол ьш ую роль.
С тр уя в д о л ь б ер его в о го теч ен и я п р о х о д и т н а бол ьш ей части
м о р я в п р е д е л а х 5 0 -м и л ь н о й п р и б р е ж н о й зо н ы , о т х о д я о т б е р е г а
ли ш ь в его м ел к о в о д н о й сев е р о -за п а д н о й ч асти и о т д ел я я ее от
192
/
\
\
!
гл у б о к о в о д н о й . С к ор ость п ов ер х н о ст н ого теч ен и я в ст р еж н е м о ж ет
д о с т и г а т ь 1 м / с , н о н а б о л ь ш е й ч а с т и с е ч е н и я н е п р е в ы ш а е т 10 с м / с .
О тдел ьн ы е уч астк и эт о го теч ен и я и м ею т н азв ан и я по б ер его в о м у
рай он у: К а в к а зск о е, К р ы м ск ое, за п а д н а я ч асть п оток а н а зы в а ет ся
Р ум ел и й ск и м теч ен ием , ю ж н ая — А н атол ийски м .
В нутри общ его круговорота в од вы деляю тся дв а бо л ее слабы х:
за п а д н ы й и в о сто ч н ы й ц и к л о н и ч еск и е к р у го в о р о т ы . П о -в и д и м о м у ,
в их ф орм и рован ии сущ еств ен н ая роль п р и н адл еж и т м ор ф ом етри и,
так к ак с у ж е н и е м ор я К ры м ом и ср ед н ей ч астью А н атол и й ск ого
п о б ер еж ь я п р и води т к о б р а зо в а н и ю м ер и ди он ал ь н ы х теч ен и й , хотя
и слабы х.
З а п р е д е л а м и в д о л ь б е р е г о в о г о п е р е н о с а с к о р о с т ь т е ч е н и я с л а -s
б а я и н е п р е в ы ш а е т 5 — 10 с м / с .
;
Ц и к л о н и ч е с к а я ц и р к у л я ц и я в о д п р и в о д и т к п о в ы ш е н и ю уровн я:,
м о р я у б е р е г о в . В с р е д н е м за г о д он з д е с ь вы ш е, ч ем в ц е н т р а л ь ­
н ы х р а й о н а х м о р я н а 1 2 — 16 с м .
С гл уби н ой о ср едн ен н а я ск ор ость теч ен и я у бы в ает п р и м ерн о
п о э к с п о н е н ц и а л ь н о м у з а к о н у и з а п р е д е л а м и в е р х н е г о 3 0 0 -м е т р о -;
в ого сл о я о н а со ст а в л я ет м ен ее 20 % от ск ор ости пов ерхн остн ого:
т е ч е н и я . Э т о и о б у с л о в и л о в ы б о р г л у б и н ы 3 0 0 м в к а ч е с т в е н у л е -;
в о й о т с ч е т н о й п о в е р х н о с т и п р и в ы ч и с л е н и и т о п о г р а ф и и м о р я , п р и -'
в е д е н н о й н а р и с . 8 .8 . Д а н н ы е и н с т р у м е н т а л ь н ы х н а б л ю д е н и й п о к а - ;
з ы в а ю т , ч т о н а п р а в л е н и е ц и р к у л я ц и и в о д с г л у б и н о й н е м е н я е т с я ,'
о н а о с т а е т с я ц и к л о н и ч е с к о й , н о с к о р о с т и е е у б ы в а ю т д о 3 — 5 с м /с
[4 2 ]. Т а к о е о с л а б л е н и е п о д в и ж н о с т и гл у б и н н ы х в о д я в л я ет ся о т ­
ли ч и тел ьн ой ч ер той ц и р к ул яц и и Ч ер н ого м ор я и о б у сл о в л ен о он о
ум ен ьш ен и ем с гл уби н ой гор и зон тал ь н ы х гр ади ен тов п л о т н о ст и ;
и ослаблен и ем
в р езу л ь та т е ди сси п ац и и п оток а м ехан и ческ ой
эн ерги и его в ер хн и х сл оев.
С веден и й о вер ти к ал ьн ом п ер ем ещ ен и и в о д ещ е м еньш е. Я сн о,
что пр и ц и к л о н и ч еск о й ц и р к у л я ц и и п р о и с х о д и т п о д ъ е м в о д в ц е н ­
тральны х р а й он ах м оря и оп уск ан и е по его п ер и ф ер и и . П о к осв ен ­
ны м оц ен к ам ск ор ость п о д ъ ем а в о д в в ер х н и х с л о я х м ор я с о ст а в ­
л я е т 1 0 ~ 4— 1 0 - 5 с м / с . В е р т и к а л ь н ы е п е р е м е щ е н и я в о д ы в п р е д е л а х
н и ж н е г о 5 0 0 -м е т р о в о г о с л о я в о д ы в ы зв а н ы п р и д о н н о й к о н в ек ц и ей .
В ер ти к ал ьн ая скорость в этом сл о е так ая ж е, как и в в ерхн ем .
П о эт о м у , н есм о тр я на ср а в н и т ел ь н о н еб о л ь ш у ю ск ор ость теч ен и й ,
вертик альны е п ер ем ещ ен и я воды ок азы в аю тся сл абы м и.
Ц и р к у л я ц и я в о д в оста л ь н ы х м о р я х с ин тен си в н ы м в о д о о б м е ­
ном ч ер ез проливы сущ еств ен н о отл и ч ается от и зл о ж ен н о й . Х а р а к ­
тер н ей ш ее ч ер т о й к а к в м о р я х с п о л о ж и т е л ь н ы м п р есн ы м б а л а н с о м
; ( Б а л т и й с к о е ’й~Б~ело*е) 7 " т а к ~ й ^ ~ с ~ Т 5 т р щ а т ё Ж Ш м ^ ^
яв­
л яется
противополож ное
нап равлени е
средн его
переноса
вод
в в ер хн ем и гл у б и н н о м сл о я х , к о т о р о е стан ов и тся зам етн ы м при
...... ..... ...
д л и тел ьн ом о средн ен ии .
'
' .....
' П р и о ср едн ен и и теч ен и й за естествен н ы й син оп ти ч еск и й п ер и о д
и м е н е е, ц и р к у л я ц и я , о с о б ен н о в с л о е тр ен и я , о к а зы в а ет ся оч ен ь
изм ен ч и вой и о б у сл о в л ен н о й н а п р я ж ен и ем тр ен и я в етр а. С и льн ое
вл и я н и е н а н ее ок азы в аю т оч ер тан и я бер его в о й п ол осы , а в ср а в н и ­
13, Заказ № 427
193
тельн о м ел к ов одн ы х Б ал ти й ск ом и Б ел ом м ор я х ещ е и р ел ьеф
дн а. В р езу л ь та т е д а ж е ин тегр ал ьн ая ц и рк уляц и я п р едстав л я ется
в в и д е си стем ы ви хр ей , м ен яю щ и хся при п ер ем ен е ветр а. Х ар ак -
с м 3/с .
тер н о в этом отн ош ен и и Б ал ти й ск ое м ор е, о б л а д а ю щ е е особен н о
н е о д н о р о д н о й м о р ф о м е т р и е й д н а и б е р е г о в . Н а р и с . 8 .9 п о к а з а н ы
и н тегр ал ьн ы е ф ун к ц и и т ок а, св я зан н ы е с полны м п оток ом с о о т ­
нош ениям и
^--- ------ ---------------------- —.... .....
И
j
о
194
~ ~~~
Н
u dz = —d-^jdy,
"
......
dz = dty/дх. 8( -1 1
0
В и д н о , что в за в и си м о ст и от н а п р а в л ен и я в етр а ц и р к у л я ц и я
м о ж е т г1 1 ё 1 Ш т ^ я 1 ю р е н н ы м о б р а з о м . Е с л и у ч е с т ь , ч т о в р е м я в ы х о д а
и н т ег р а л ь Ш й ц и р к у л я ц и и Т !а ~ ст а ц и о н а р н ы й р е ж и м в т а к о м м о р е
к а к Б а л т и й с к о е н е м е н е е н е с к о л ь к и х с у т о к , т о е е ч ер ты за в и с я т
не тольк о от поля ветр а и м ор ф ом етри и м оря, но и от начальн ой
картины ци рк уляци и вод. П о эт о м у при одн ом и том ж е ветр е, су щ е­
ствую щ ем в теч ен и е н ескольк их- дн ей , и н тегр ал ьн ая ц и рк уляц и я
в разл и ч н ы х сл у ч а я х м о ж ет бы ть р азн ой .
П о н и ж е н и е у р о в н я от с ев е р о -в о с т о к а к ю г о -за п а д у в с р е д н ем
н а 13 с м п р и в о д и т к п е р е н о с у в о д в е р х н е г о с л о я м о р я в с т о р о н у
д а т ск и х пр ол и вов с к он ц ен тр ац и ей вы н осн ого поток а в за п а д н о й
ч а ст и м о р я . В п р и б р е ж н о й ю г о -в о ст о ч н о й ч а ст и п р е о б л а д а е т п о ­
т о к в о д с ев е р о -в о с т о ч н о г о н а п р а в л е н и я , я в л я ю щ и й ся п е р и ф ер и е й
отм еч ен н ого л ок ал ьн ого к р угов ор ота. В ц ел ом эти теч ен и я со зд а ю т
картину
круп н ом асш табн ого
ц и к л он и ч еск ого
перем ещ ени я
вод
в е р х н е г о с л о я м о р я . Е г о с р е д н я я с к о р о с т ь о к о л о 1 0 с м /с .
. Ц и р к ул я ц и я глуби н н ы х сл оев м оря зав и си т от п оступ л ен и я
в него плотны х сев ером ор ск и х вод. О ни входя т ч ер ез датск и е п р о­
ливы п р еи м ущ еств ен н о порци ям и п о д в оздей ств и ем в етр а и д р уги х
к ол ебан и й уровн я и п р одви гаю тся в гл убь м оря, п ерел и ваясь из
одной впадины в др угую . П ри чем , есл и оч ер едн ая порция сев ер о ­
м о р ск и х в о д о к а зы в а ет ся м е н е е п л отн ой , ч ем п р ед ш ест в о в а в ш а я ,
то она не вы тесн яет стар ы е воды , а п р оходи т по ним . С к орость
этого гл уби н н ого теч ен и я п остеп ен н о ум ен ь ш ается по м ер е у д а л е ­
н и я о т п р о л и в о в и в с р е д н е м п о р а с ч е т а м с о с т а в л я е т 1 с м /с .
Н а п ер ем еш и в ан и е в о д си льн ое вл и яни е ок азы в аю т и х и н тен ­
сивны е верти к альн ы е п ер ем ещ ен и я . З ав и хр ен н ость пол я ветр а н ад
м ор ем и н еодн ор одн ость рел ьеф а приводят к обр азов ан и ю м н ого­
ч и сл ен н ы х в и хр ей , в к отор ы х в ер ти к ал ь н ы е ск ор ости д о л ж н ы бы ть
н а 1— 2 п о р я д к а б о л ь ш е с р е д н и х . П о с л е д н и е ж е , р а с с ч и т а н н ы е п о
с р е д н е й с к о р о с т и в е т р а , и м е ю т п о р я д о к 1 0 ~ 4 с м /с .
.— -— ^
Е щ е с л а б е е и с с л е д о в а н а ц и р к у л я ц и я в о д Б е л о г о м о р я . 'О с н о в - ,
н о е п р ед ст а в л ен и е о ней со ст а в л ен о н е на о б о б щ ен и и н е п о с р е д ­
ств ен н ы х н а б л ю д е н и й , к отор ы х оч ен ь м а л о , а п о р е зу л ь т а т а м р а с ­
четов. П р и н ц и п и ал ь н ы е стор он ы п е р е н о с а в о д т а к и е ж е к ак в Б а л ­
т и й с к о м м о р е , т . е. и м е е т м е с т о д в у х с л о й н о с т ь т е ч е н и й . Н о о т л и ­
ч и тел ьн ая ч ер та состои т в том , что воды Б а р ен ц ев а м ор я п о ст у ­
п аю т н е отдельн ы м и п ор ц и ям и , а п остоян н о и в бол ьш ом об ъ ем е.
П о эт о м у г л у б ж е 40 м и м еет м есто п л отн остн ое теч ен и е, св я зан н ое
с в х о д о м б а р е н ц е в о м о р с к и х в о д . О н о о ч е н ь м е д л е н н о е и ц и к л о н и -1
ч еск ого х а р а к т ер а .
I
В в е р х н е м с л о е м о р я п р е о б л а д а ю т т е ч е н и я в е т р о в о г о п р о и с х о -j
ж д ен и я и п о эт о м у и х и зм ен ч и в о ст ь оч ен ь си л ь н ая , С увел ич ен ием ;
п е р и о д а о с р е д н е н и я д о м е с я ц а у м е н ь ш а е т с я в к л а д д р е й ф о в о й со.-'
с т а в л я ю щ е й , в ы р а ж а е м о й п е р в ы м ч л е н о м ф о р м у л ы ( 3 . 1 1 ) , и у в е -1
л и ч и в а ет ся д о л я п л о т н о ст н о й с о с т а в л я ю щ е й , т. е. в т о р о го ч л ен а !
ф о р м у л ы (3 .1 1 ) .
\
В ы ч и слен ная стац и он ар н ая ин тегр ал ьн ая ци рк уляци я п р едстав - \
л я е т с о б о й н е с к о л ь к о к р у г о в о р о т о в (р и с. 8 .1 0 ), и з к о т о р ы х н а и б о л е е
13*
195
кр уп н ы й (ц и к л о н и ч еск и й ) з а н и м а е т в сю п р и л е г а ю щ у ю к Г о р л у
г л у б о к о в о д н у ю ч а ст ь м о р я . О н с у щ е с т в у е т п о с т о я н н о ,1н е с к о л ь к о I
м ен яя свою к он ф и гур ац и ю в за в и си м о ст и от с езо н а . О б о со б л я ет ся /
ци рк уляци я в м ел к ов одн ом О н еж ск ом за л и в е, отдел ен н ом от Б а с -/
сей н а м ел к о в о д н ы м п о р о г о м . В н ем п р е о б л а д а е т а н т и ц и к л о н и ч е -j
с к а я ц и р к у л я ц и я в о д . Р а с ч е т ы с у ч е т о м в е т р а и б е з н е г о п о к а з а л и ,!
что с р е д н я я з а м е с я ц ц и р к у л я ц и я о б у с л о в л е н а в о с н о в н о м н е о д н о - '
р одн остью п ол я п л отн ости . В к л а д ветр а о к а за л ся на п ор я док ;
м ен ьш е, ч ем п л о тн о ст и : Т ем н е м ен ее сезо н н ы е в а р и а ц и и р еч н ого |
сток а с л а б о вли яю т н а общ ую к ар ти н у и н тегр альн ой ци рк уляц и и , j
т а к к а к о н с о с р е д о т о ч е н в в е р х н е м 2 0 -м е т р о в о м с л о е м о р я .
;
В ер т и к а л ь н ы е п ер ем ещ ен и я в о д в м о р е и зуч ен ы оч ен ь с л а б о j
в осн овн ом н а осн ован и и р асп р ед ел ен и я тем п ер атур ы , сол ен ости !
и некоторы х др уги х субстан ц и й . П ол я эти х эл ем ен тов свидетель- \
ствую т о том , что п ост уп аю щ и е б а р ен ц ев о м о р ск и е воды п осл е п р о- |
х о ж д ен и я Г ор л а оп уск аю тся в сл ед ств и е их б о л ее вы сокой п л отн о- i
сти п о ср а в н ен и ю с о к р у ж а ю щ и м и б ел о м о р ск и м и в о д а м и . Э то д о - '
статочно хор ош о ви дн о по р а зр езу сол ен ости .
Ц и р к уляц и я в о д С р еди зем н ого м оря отл и ч ается от д в и ж ен и я
в о д в р а ссм о т р ен н ы х м о р я х , х о т я о сн ов н ы е ф ак тор ы , в ы зы в аю щ и е
в н ем т еч ен и я , т е ж е : н а п р я ж е н и е тр ен и я в етр а и гор и зо н та л ь н ы й
гр а д и ен т п л отн ости . О д н а к о отр и ц ател ь н ы й пресны й б а л а н с, п р е ­
вы ш аю щ ий- п л отн ость
верхни х
сл оев
м оря,
благоп ри ятствует
196
р азви ти ю вертик альны х дв и ж ен и й , р асп р остр ан яю щ и хся до бол ь ­
ш и х г л у б и н , а в н ек о т о р ы х 'р а й о н а х д о д н а . П о э т о м у в С р е д и зе м н о м
м ор е в ер ти к ал ьн ая со ст а в л я ю щ а я ц и р к ул яц и и р а зв и т а си л ьн ее,
ч ем в м о р я х с п о л о ж и т е л ь н ы м п р есн ы м б а л а н с о м .
К ар т и н а го р и зон тал ь н ы х теч ен и й со ст а в л ен а в осн ов н ом н а
осн ов ан и и р езул ь татов р асч етов ди н ам и ч еск и м м етодом отн оси ­
т е л ь н о у р о в н я / э0 = 1 0 0 0 г П а , п р и н я т о г о з а н у л е в у ю и з о б а р и ч е с к у ю
п о в е р х н о ст ь (р и с. 8 .1 1 ).
В о в се м ор я с п о л о ж и тел ь н ы м п р есн ы м б а л а н со м п р о и сх о д и т
п риток б о л ее плотн ы х в од глуби нн ы м теч ен и ем , зд есь ж е атлан -
Р и с . 8 .1 1 . С х е м а с р е д н е й м н о г о л е т н е й у с т а н о в и в ш е й с я ц и р к у л я ц и и п о в е р х н о с т н ы х
в о д [2 4].
1 — < 10 см/с;
2—>10
см/с.
т и ч еск и е в оды п о ст у п а ю т в в и д е п о в е р х н о ст н о г о теч ен и я , в ы зв а н ного п он и ж ен и ем уровн я С р еди зем н ого м оря отн оси тел ьн о А т л а н ­
ти ч еск ого ок еа н а . Э ти воды д в и ж у т ся н а в осток в дол ь аф р и к а н ­
ского
побереж ья
в
виде
С ё в ер о -А ф р и к а н ск о г о
теч ен и я
со
с к о р о с т я м и п о р я д к а 2 5 с м /с .
П о сл е п р о х о ж ден и я Т ун и сск ого п р ол и ва осн овн ая м асса ат л ан ­
т и ч еск и х в о д п о д вл и ян и ем уск ор ен и я К ор и ол и са и ук л он а уровн я
о т к л о н я ет с я к ю г о -в о ст о к у , и в з а л и в а х С и р т а о б р а з у е т с я ан ти ц и к лон и ч еск и й к р угов ор от. Д а л е е воды п р о д в и га ю тся на восток ,
за н и м а я ю ж н у ю ч асть м ор я. В сев ер н о й ч асти м ор я п р е о б л а д а е т
зап ад н ы й п ер ен о с п ов ер хн остн ы х вод, о б р а зу я в м есте с ю ж н ой
стр уей
общ ий
ц и к лон и ч еск и й
круговорот.
В
нем
вы деляю тся
л ок ал ь н ы е ц и р к ул яц и и , св я зан н ы е с м ор ф ом етр и ей м ор я, с зо н а м и
д и в ер ген ц и й и к он вер ген ц и й . П р и этом первы е м огут бы ть о б ъ ед и нены в о б щ у ю зо н у д и в ер ген ц и и , п р о х о д я щ у ю ч ер ез м ор е от
за п а д а до востока.
Т ак ой х а р а к т ер ц и р к ул яц и и , с ум ен ь ш ен и ем е е и н тен си вн ости ,
со х р а н я е т с я д о гл уби н ы п р и м ер н о 100— 150 м. Г л у б ж е п р е о б л а ­
197
д а ет теч ен и е за п а д н о го н ап равл ен и я. П ри чем в восточной п ол ови н е
м о р я С е в ер о -А ф р и к а н ск о е т еч ен и е п р о н и к а е т д о гл у б и н ы 1 км ,
а п р о т и в о т еч ен и е п р о х о д и т с ев е р н ее его.
П о д п оверхн остн ы м и в о д а м и д о глуби н ы 7 5 0 — 1000 м р а сп о ­
л а г а ю т с я п р о м е ж у т о ч н ы е в од ы , с ф о р м и р о в а в ш и ес я в с е в е р о -в о ­
сточ ной ч асти м ор я. В сл ед ст в и е о б щ его повы ш ени я п л отн ости вод
с за п а д а к в осток у в озн и к ает соотв етств ую щ и й гр а ди ен т д а в л ен и я ,
п р и водящ и й к ген ер ал ь н ом у теч ен и ю с в осток а н а за п а д . О но с о ­
д ер ж и т в себ е м н огие круговороты и в восточной пол ови н е м оря
с о ср ед о т о ч ен о в сев ер н ой его ч асти , гд е во м н оги х м ест а х и м еет
то ж е н а п р а в л ен и е, что и п о в ер х н о ст н о е теч ен и е. В за п а д н о й части
м оря п р ом еж уточ н ое за п а д н о е теч ен и е п р осл еж и в ается в езд е п од
п оверхн остн ы м .
М ак си м ум ск ор ости п р о м еж у т о ч н о го теч ен и я н а х о д и тся на гл у ­
б и н е о к о л о 3 0 0 м , д о с т и г а я л е т о м 3 с м /с . З и м о й с к о р о с т ь у в е л и ч и ­
в а е т с я д о 4 — 5 с м /с . Г л у б ж е 1 к м т е ч е н и я д о в о л ь н о с л а б ы е и п р е д ­
ставлен и е о них составлен о на основании р асп р едел ен и я п отен ­
циальной тем п ер атуры , сол ен ости , ки сл орода.
В ер ти к ал ьн ая ц и рк ул яц и я в о д в С р еди зем н ом м ор е н е и ссл ед о ­
в ан а. О ней м о ж н о суди ть ли ш ь по р а сп р ед ел ен и ю разл и ч н ы х
скал яр н ы х ги др ол оги ч еск и х хар ак тер и сти к , п озв ол я ю щ и х сдел а ть
в ы вод о п р ео б л а д а н и и в откры ты х р а й о н а х м ор я в о сх о д я щ и х д в и ­
ж е н и й , п р и у р о ч е н н ы х к зо н а м д и в е р г е н ц и й п о т о к о в . В с в я зи с ч ем
п р ед п о л а га ется , что н и схо д я щ и е д в и ж ен и я к он ц ен тр и р ую тся п р е­
им ущ ественн о вдоль берегов.
Т ак и м о б р а зо м , х о т я ци клон и ч еск и й х а р а к т ер ц и р к ул яц и и в о д
в С р е д и зе м н о е м о р е с о х р а н я е т с я , к а к и в р а с с м о т р ен н ы х вы ш е,
н о и з-за о тр и ц ател ь н ого п р есн ого б а л а н са п о сл о й н о е н ап р ав л ен и е
теч ен и й д р у го е.
8 .5 . К О Л Е Б А Н И Я
УРО ВН Я
В о тл и ч и е от в н у т р ен н и х м о р ей в ср е д и зе м н ы х и з -за св я зи
! с М ировы м ок еан ом нет бол ьш и х и зм ен ен и й уров н я , к отор ы е бы ли
^ бы о б у сл о в л ен ы п р есн ы м б а л а н со м . И м ее т ся л и ш ь к р ай н е н еб о л ь I ш ое, вы я в л я ем ое по ср едн и м м н огол етн и м дан н ы м повы ш ени е
' ур ов н я в м о р я х с п о л о ж и тел ь н ы м п р есн ы м б а л а н со м и п о н и ж е ­
н и е — с отри ц ательн ы м . П ри оср едн ен и и д а ж е за го д эти и зм ен е­
ния у р о в н я м ор ей ч а сто за т у ш ев ы в а ю т ся б о л е е сил ьн ы м и к о л е б а ­
н и я м и , в ы зв ан н ы м и п р е о б л а д а н и е м т о го и л и и н о го т и п а атм о ' сф ер н ой ц и р к ул яц и и н а д и ссл ед уем ы м реги он ом или в бл и зи н его
и в од ообм ен ом ч ер ез проливы .
С езон н ая и зм ен чи вость п р есн ого б а л а н са в м ор я х п р и води т
; к сезон н ом у х о д у уровн я с м ак си м ум ом л етом , м иним ум ом —
зи м о й . Н а н и х н а к л а д ы в а ю т ся и зм ен ен и я у р о в н я м о р я , в ы зв ан н ы е
сезон н ы м и к о л еб а н и я м и а т м о сф ер н о го д а в л ен и я и и зм ен ч и в остью
в етр а. Н о в ц ел ом по м орю ам п л и туда эти х к ол ебан и й уровня
м е н е е L0 с м , х о т я в о т д е л ь н ы х п у н к т а х о н а м о ж е т п р е в ы ш а т ь
198
^ 2 0 — 30 см (в о ст о ч н а я п р и б р е ж н а я ч асть Ч е р н о го м о р я ). В С р е д и ­
з е м н о м м о р е сезон н ы й м ак си м ум у р ов н я см ещ а ет ся н а осен ь , но
в ы зв а н он п ов ы ш ен н ы м с в есн ы д о о сен и п р и то к о м в о д ч ер ез
проливы .
К ол ебан и я уровня в п р ед ел а х нескольких суток обусловлен ы
.г л а в н ы м о б р а з о м с г о н н о - н а г о н н ы м и я в л е н и я м и . Э т и и з м е н е н и я
ур ов н я о п р ед ел я ю тся н а осн ов ан и и т ех ж е ур ав н ен и й , что и р а с ­
см о тр ен н ы е в п р ед ы д у щ ем п а р а г р а ф е теч ен и я . О д н а к о и з-за того,
что в эт о й п р о б л ем е и н т ер ес п р ед ст а в л я ю т тольк о р ост и п а д ен и е
ур ов н я , а н е ск ор ости теч ен и я по гор и зон та м , то при ее реш ен и и
и сп ол ь зую тся п р ои н тегр и р ов ан н ы е по вер ти к ал и ур ав н ен и я д в и ­
ж е н и я . В- н а и б о л ь ш е й с т е п е н и т е о р и я н а г о н о в , п р е д с т а в л я ю щ и х
г о р а зд о б о л е е с ер ь езн у ю о п а сн о ст ь д л я н а р о д н о г о х о зя й ст в а , ч ем
сгон ы , р а зр а б о т а н а д л я Б а л т и й ск о го м ор я и з-за е ж е г о д н ы х у щ е р ­
бо в , п р и ч и н яем ы х н а в о д н ен и я м и Л ен и н гр а д у .
И з уравн ен и й д в и ж ен и я и н еразры вн ости м о ж н о пол учить одн о
д л я п оток а м ассы
d 2Q
,
д2
(
Q2 \
d t2
t-
d td x
l
ЪН
= --
t
-
w
.
gH
db
dQ
b
dx
dx
+ 6t
„
g
[ t ~ c-q w
d 2Q
__
dx2
]’
<8'12>
гд е b — ш и ри н а сеч ен и я; Q — п оток воды ч ер ез сеч ен и е П ; cv —
к оэф ф и ц и ен т трени я.
Р еш ен и е этого ур ав н ен и я п р ов оди тся чи слен н о, п ол уч ен н ы е при
эт о м р езул ь таты х а р а к т ер и зу ю т к он к р етн ую си туац и ю в к он к р ет­
ном м ор е. О д н ак о н ек отор ы е о б щ и е вы воды о вли яни и р еги о н ал ь ­
ны х харак тер и сти к м оря на п ерен ос потока воды м ож н о сдел ать
н а о с н о в а н и и у р а в н е н и я ( 8 .1 2 ) б е з е г о р е ш е н и я . П р и о д н и х и т е х
ж е в н е ш н и х ф а к т о р а х , т. е. г р а д и е н т е а т м о с ф е р н о г о д а в л е н и я Р а
и н а п р я ж ен и и тр ен и я ветр а т и зм ен ен и е п оток а м ассы Q, а с л е ­
д о в а т ел ь н о , и ур ов н я £ ув ел и ч и в ается с ум ен ьш ен и ем глуби н ы
м ор я. П р и бол ь ш и х зн а ч ен и я х Я в к л а д адв ек ти в н ого сл а га ем о го
и тр ен и я о д н о ста н о в и т ся м ал ы м , а и м ен н о он и в ы зы в аю т н а и ­
б о л ь ш и е п р о ст р а н ст в ен н ы е и зм ен ен и я Q. Д о п о л н и т е л ь н о е в л и я н и е
н а гр ади ен т Q ок азы в ает с у ж ен и е б а ссей н а , уч и ты ваем ое третьим
сл агаем ы м уравн ен и я
( 8 .1 2 ) . С о в о к у п н о е в л и я н и е у м е н ь ш е н и я
гл уби н ы и су ж ен и я Ф и н ск ого за л и в а Б а л ти й ск о го м ор я п р и в оди т
к еж его д н ы м б о л ь ш и м п о д ъ ем а м у р о в н я в н ем , в ы зы в аю щ и м н а ­
в о д н ен и я в Л ен и н г р а д е . Н а и б о л е е ч асты п о д ъ ем ы у р о в н я в у ст ь е
Н евы д о 2 м, но и н огд а они п р евы ш аю т 3 м . С ам ы й вы сокий у р о ­
в е н ь , д о с т и г ш и й 3 8 9 с м , з а ф и к с и р о в а н в 1 8 2 4 г.
В Б отн и ч еск ом и Р и ж ск о м за л и в а х так и х бол ьш и х п одъ ем ов
у р о в н я бы ть н е м о ж е т и з -за того, что от в х о д а он и р а сш и р я ю тся
и в х о д я щ а я в ни х в ол н а р а сп л асты в ается . С ам и ж е зал и в ы н е
н а ст о л ь к о в ел и к и , ч тобы в н и х сф о р м и р о в а л с я зн а ч и тел ь н ы й ч и сто
ветровой нагон.
Б ол ь ш ое вл и ян и е на и зм ен ен и е уровн я ок азы в ает его н ач ал ь­
199
н ое состоя н и е п ер ед в х о д о м в зал и в . О н д о л ж ен о б я за т ел ь н о уч и ­
ты в ать ся , х о т я бы к а к н а ч а л ь н о е у с л о в и е д л я н е с т а ц и о н а р н о г о д в и ­
ж ен и я . О ц ен к и п о к а зы в а ю т , что в к л а д н а ч а л ь н о го в о зм у щ ен и я
уровня д о х о д и т д о 50 % р езул ь ти р ую щ его и зм ен ен и я уровн я. Э то
о зн а ч а е т , что к о л еб а н и я у р о в н я в ы зв ан ы н е т о л ь к о в ет р о м , н о
и д л и н н о й в ол н ой , к отор ая в Ф ин ск ом за л и в е си л ьн о д е ф о р м и ­
руется, влияя на величин у к ол ебан и й уровня.
С тр ои тел ь ство защ и тн ой д а м б ы ч ер ез са м у ю у зк у ю ч асть з а ­
л и ва в о сп р еп я тст в у ет п о ст у п л ен и ю н агон н ы х в о д в у сть е Н евы ,
а в ш ирок ой ч асти Ф ин ск ого за л и в а к ол ебан и я ур овн я сущ ест в ен н о
м ен ь ш е, чем в его в ер ш и н е. А н а л о ги ч н ы е у сл о в и я д л я ф о р м и р о ­
вания б ол ьш и х к ол ебан и й ур ов н я и м ею тся в Т аган р огск ом за л и в е
А з о в с к о г о м о р я , г д е с г о н н о -н а г о н н ы е с п а д ы и п о д ъ е м ы в о д ы д о ­
с т и г а ю т ± 2 м.
[
В Ч е р н о м м о р е н а и б о л ь ш и е с г о н н о -н а г о н н ы е к о л е б а н и я у р о в н я ,
| д о с т и г а ю щ и е 1 ,5 м , о т м е ч а ю т с я в с е в е р о - з а п а д н о м м е л к о в о д н о м
I р а й о н е, г д е т а к ж е и м ею тся с у ж а ю щ и е ся зал и в ы .
Н еп ер и оди ч еск и е кол ебан ия уровня хорош о вы раж ены и в Б е­
л о м м о р е , г д е н а г о н ы п о в ы ш а ю т у р о в е н ь п о ч т и н а 1 м , н о в. с в я з и
со зн а ч и тел ь н о й в ел и ч и н ой п р и л и в ов с у м м а р н о е о т к л о н ен и е у р о в н я
от ср едн его в М езен ск ом и К ан дал ак ш ск ом за л и в а х м о ж ет п р е­
вы ш ать 2 м.
И зр еза н н о сть европ ей ск ого б ер ега С р еди зем н ого м оря б л а г о ­
приятствует разви ти ю в его за л и в а х и б у х т а х бол ьш и х к ол ебан и й
у р о в н я п р и с г о н н о -н а г о н н ы х я в л е н и я х . У с т о й ч и в ы е с и л ь н ы е ю ж н ы е
в етр ы в ы зы в а ю т н а г о н в о д , в р е зу л ь т а т е к о т о р о го в в е р ш и н а х
н ек отор ы х зал и в ов ур ов ен ь м ор я м о ж ет п одн и м ать ся д о 3 — 4 м
(Г е н у эзс к и й з а л и в ). В у зк и х б у х т а х Э гей ск о го м о р я и в сев ер н о й
ч асти А д р и а т и ч еск о го м ор я ветры ю ж н ы х р у м б о в м огут и н огд а
п ов ы ш ать у р о в ен ь д о 2 м.
Х ар ак тер н ы м д л я в сех ср еди зем н ы х м ор ей я вл яется сущ еств о­
в а н и е сей ш е в ы х к о л е б а н и й у р о в н я , т е с н о с в я за н н ы х со с г о н н о -н а ­
го н н ы м и я в л е н и я м и . И з - з а о г р а н и ч е н н о й с к о р о с т и в о д о о б м е н а ч еI р е з п р о л и в ы д и н и в е л я ц и я у р о в н я п р и с г о н н о -н а г о н н ы х я в л е н и я х н е
1 м о ж е т бы стр о и сч езн уть. П о эт о м у п о сл е п р ек р ащ ен и я дей ст в и я
I в ы н у ж д а ю щ ей силы у р о в ен ь м ор я стр ем и тся в о зв р а ти т ь ся к неI в о зм у щ ен н о м у со ст о я н и ю и во в р ем я св о его д в и ж ен и я по и н ер ц и и
i п р оходи т его. Т ак ов а одн а из осн овн ы х причин сей ш евы х к о л еб а } ний уровня.
Г"
Н а и б о л е е п р осты сей ш ев ы е к о л еб а н и я у р о в н я в Ч ер н о м м ор е
j и з-за его бол ьш ой гл уби н ы , пр и к отор ой р ел ь еф д н а с л а б о в л и я ет
I н а в ол н ы , и ср а в н и т ел ь н о с л а б о и зр е за н н о й б е р е г о в о й ч ер ты . В н ем
| в ы д е л я ю т с я с е й ш и с п е р и о д а м и п о р я д к а 6 и 12 ч и к о л е б а н и я м и
> у р о в н я о к о л о 10 с м . П р и ч е м к о л е б а н и я в з а п а д н о й и в о с т о ч н о й
j ч астя х м ор я п р оти в оп ол ож н ы по ф а зе, а в ср едн ей ч асти они сущ е\ ствен н о ум ен ь ш аю тся . Э то я в л я ется х а р а к тер н о й чер той о д н о у зл о вой сей ш и .
В А з о в с к о м м о р е о т м е ч е н ы с е й ш и с п е р и о д а м и 6 — 7 и 2 3 ч.
В ы д ел я ю тся сей ш ев ы е к о л еб а н и я у р о в н я и в Б а л т и й ск о м м ор е.
200
С л ож н ость кон ф игурации м оря, н еодн ор одн ость рел ьеф а дн а и н а ­
ли чи е островов пр иводи т к р азн ообр азн ы м сей ш ам в разн ы х р а й о ­
н а х м ор я. В откры той ч асти м ор я к о л ебан и я ур ов н я н е п р евы ­
ш аю т 2 0 — 30 см , но в в ер ш и н а х за л и в о в и з-за т р а н сф о р м а ц и и
д л и н н о й волн ы он и м огут бы ть б ол ь ш е. П ер и о д эт и х сей ш н а х о ­
д и т с я в п р е д е л а х о т н е с к о л ь к и х д е с я т к о в м и н у т д о 2 4 — 2 6 ч. О с н о в ­
ной п р и ч и н ой , в ы зы в а ю щ ей эти к о л еб а н и я у р о в н я , сч и та ю т ся в о з­
м у щ ен и я , в н оси м ы е п р о х о д я щ и м и н а д м ор ем ц и к л о н а м и [8 ].
В м о р я х с зам ет н ы м и п р и л и в ам и сей ш ев ы е к о л еб а н и я в ы д е­
ли ть тр у д н ее. В так ом м ор е, как Б ел о е и отчасти С р ед и зем н ое,
б о л е е ч етко в ы д ел я ю тся пр и л и вн ы е к о л еб а н и я ур ов н я .
В Б ел ом м ор е приливы ф орм и рую тся волной, за х о д я щ ей из
Б а р е н ц е в а м о р я , т. е. п р и л и в и н д у ц и р о в а н н ы й . О н м о ж е т бы ть
оп и сан ур авн ен и ем обы чной п оступ ател ьн ой волны на основани и
ее начальны х харак тер и сти к на в х о д е в В орон ку. П о это м у в у р а в ­
н е н и и ( 1 .1 1 ) и з м е н е н и е у р о в н я в р е з у л ь т а т е с о б с т в е н н о г о п р и ­
л и в а £ м о ж н о во вн и м ан и е не прин им ать. И з-за сл о ж н о сти о ч ер та ­
ний б а ссей н а Б ел ого м ор я, не п озв ол я ю щ и х п р овести уп р ощ ен и е
эт и х у р а в н ен и й , и х р еш ен и е п о л у ч а ет ся тол ьк о ч и сл ен н ы м сп о ­
собом .
П о д х о д я щ а я к В ор он к е п р и л и в н ая в ол н а и м еет п ол усуточ н ы й
п ер и о д и вы соту в си зи ги ю 3 м. В В о р о н к е и з-за ум ен ьш ен и я
сеч ен и я п р ои сход и т тр ан сф ор м ац и я волны . О собен н о сильн о д е ­
ф о р м и р у ется п р и ли вн ая в ол н а в М езен ск ом за л и в е, гд е ее вы сота
в в ер ш и н е за л и в а д о ст и г а ет 7 м [2 6 ]. В св я зи с эти м М езен ск и й
зал и в сч и тается перспекти вны м д л я со о р у ж ен и я в нем приливной
эл ек тр остан ц и и .
О тн оси тел ь н о м ел к ое и дл и н н ое Г ор л о сущ еств ен н о осл а б л я ет
п р о н и к а ю щ у ю в м о р е п р и л и в н у ю в о л н у (р и с . 8 .1 2 ) . Э т о в и д н о п о
у м е н ь ш е н и ю в ы с о т ы о с н о в н о й с о с т а в л я ю щ е й в о л н ы М 2. В р е з у л ь ­
т а т е с л о ж е н и я п о с т у п а ю щ е й и о т р а ж е н н о й в о л н у ю г о -в о ст о ч н о г о
края Г ор ла об р а зу ется ам ф и др ом и ч еск ая обл асть с вращ ением
к о ти да л ей против ч асов ой стр елк и . В ел и ч и н а прили ва на в х о д е
в зал и в ы Б ел о го м ор я 4 0 — 60 см , но к их в ерш и н ам ув ел и ч и в ается .
В К ан дал ак ш ск ой гу б е он а д ости гает 3 м, м еньш е в Д в и н ск ом
за л и в е и ещ е м еньш е в О н еж ск ом .
С ущ ествен н о с л а б ее приливы в С р еди зем н ом м ор е в сл едств и е
м ен ьш ей ш ирины Г и бр ал тар ск ого п р оли ва, п р оп уск аю щ его п р и ­
л и вную в ол н у из А тлан ти ческ ого ок еан а. У ж е в сам ом п роливе
е е в ы с о т а в с и з и г и ю у м е н ь ш а е т с я с з а п а д а н а в о с т о к о т 3 ,0
д о 1 ,0 м [ 2 4 ] . П о в ы х о д е и з п р о л и в а в о л н а р а с п л а с т ы в а е т с я и е е
в ы с о т а п о с т е п е н н о у м е н ь ш а е т с я (р и с. 8 .1 3 ). В х о д я щ а я в о л н а и м ее т
п ол усуточ н ы й п ер и од, п о это м у и в м ор е п р ео б л а д а ю т п ол усуточ н ы е
приливы . И н д уц и р ов ан н ая п р и р ода прилива осо б ен н о ясно за м етн а
в зап ад н о м су б б а ссей н е, где вош едш ая волн а р азв ор ач и в ается
к с е в е р у и п о ст еп ен н о у м ен ь ш а ет ся п о в ы соте. В зн а ч и тел ь н о
о сл а б л ен н о м в и д е в ол н а п р о х о д и т Т ун и сск и й пр оли в и в сл едств и е
больш ой
глубины
Ц ен тр ал ьн ого
бассей н а
она
его п ер есек ает
з а 1 ч. З д е с ь в е л и ч и н а п р и л и в а д а ж е в с и зи г и ю н е п р ев ы ш а е т
201
10— 2 0 см . Т о л ь к о в з а л и в е М а л ы й С и р т и з -з а е г о м о р ф о м е т р и ч е ­
ских о со б ен н о ст ей он а ув ел и ч и в а ется в си зи ги ю д о 2 м. П о этой
ж е причин е п р о и сх о д и т р ост величины п р и л и ва в сев ер н ой ч асти
А др и ати ч еск ого м ор я. С п ец и ф и к а сл о ж ен и я п ост уп аю щ ей и о т р а ­
ж ен н ой волн п р и води т к о б р а зо в а н и ю в бл и зи Т ун и сск ого п р ол и ва
и на сев ер е А др и ати ч еск ого м оря ам ф идром ий .
В Б а л т и й ск о м м о р е пр и ли вы т а к ж е в ы зы в аю тся в ол н ой , п о с т у ­
п аю щ ей ч ер ез проливы , но и з-за их м ал ой гл уби н ы , и зв и л и стости
Р и с . 8 .1 2 . Р а с п р о с т р а н е н и е п р и л и в н о й в о л н ы М 2 в Б е л о м м о р е .
1 — котидали, ч; 2 — амплитуды, см.
и о стр о в о в в о л н а си л ьн о га си т ся и в са м о м м о р е в ы зы в а ем ы е ею
к ол ебан и я ур ов н я и теч ен и я к р ай н е м алы . С л о ж н а я м ор ф ом етр и я
м ор я в ы зы в а ет п ест р у ю к а р т и н у р е зу л ь т а т а с л о ж е н и я п о с т у п а ­
тельн ы х и о т р аж ен н ы х вол н , п о эт о м у х а р а к т ер п р и ли ва по б а с ­
сей н у м ен яется от неп р ави льн ого п ол усуточ н ого д о суточ ного, а его
в е л и ч и н а в о с н о в н о м н е п р е в о с х о д и т 10 с м . П о э т о м у к а к о г о -л и б о
сущ ествен н ого влияния на общ ую хар ак тер и сти к у ги др ол оги ч е­
ского. р е ж и м а о н н е о к а з ы в а е т .
Ч ер н о е м ор е и зол и р ов ан о от ок еан ск и х прили вов, и в н ем они
I со б ст в ен н ы е, и м ею т н еп р ав и л ь н ы й п ол усуточ н ы й х а р а к т ер и оч ен ь
,-v- - 1 н е б о л ь ш и е п о в е л и ч и н е , н е б о л е е н е с к о л ь к и х с а н т и м е т р о в , а п р и J ? ли вн ы е теч ен и я п р ак ти ч еск и не зам ет н ы . П о эт о м у р ол ь пр или вов
j по сравн ен и ю
с н еп ери оди ч еск и м и
к ол ебан и ям и уровн я
м оря
V и со п р о в о ж д а ю щ и м и их теч ен и ям и м ал а.
Г
Н а и б о л е е в и зуал ь н о зам етн ы е к ол ебан и я ур овн я п овер хн ости
j м о р ей в ы зы в аю т в етр о в ы е волн ы . В н а с т о я щ е е в р ем я н а б л ю д ен и я
202
за их харак тер и сти к ам и в едутся в основном с береговы х пунктов
н а б л ю д е н и й . ^ П р е д с т а в л е н и е о р е ж и м е -в о л н е н и я в о т к р ы т о м м о р е „
с о с т а в л я е т с я is о с н о в н о м н а о с н о в а н и и р а с ч е т о в п о э м п и р и ч е с к и м
ф о р м у л а м т и п а ( 1 .1 6 ) и ( 1 .1 7 ) . Д л я г л у б о к о г о м о р я э м п и р и ч е ­
с к и е ' п а р а м е т р ы .. р а в н ы : а = 0 ,0 0 4 2 ; Ъ = 1 8 ,7 ; п = 1 /3 ; т — 3 / 5 .
В м елком м ор е огр ан и ч и вает р азв и ти е вол н ен и я ещ е гл у ­
б и н а Н , т . е.
RB =
0 , 0 7 { U 2/ g ) ( g H ! U * ) 3l\
( 8 .1 3 )
П о э т о м у ) ’ п р д ,с о с т а в л е н и и к а р т и н ы в о л н е н и я .в м о р е у ч и т ы в а е т с я
п овтор яем ость и ск орость ветр а по соответствую щ и м н а п р а в л е­
ни ям , а т а к ж е м ор ф ом етр и я м о р я Д Н а и б о л ее сильн о вли ян и е м ор ф ом етр и и ск а зы в а ет ся на р а зв и ти е в ол н в А зо в ск о м м ор е. В д и а ­
п а з о н е н а и б о л е е ч а с т о п о в т о р я ю щ и х с я в е т р о в о т 5 д о 10 с м /с с р е д ­
н я я в ы с о т а в о л н и з - з а м а л о й г л у б и н ы н е п р е в ы ш а е т 0 , 4 — 0 ,6 м
с п е р и о д о м о к о л о 3 ,5 с . Э т а в ы с о т а в о л н п р и х о д и т к у с т а н о в и в ­
ш ем уся состоян и ю за 4 — 6 ч п осл е н ач ал а дей стви я в етр а. Е сте­
ств ен н о, ч то волн ы м ал ой о б есп еч ен н о сти м огут бы ть зн а ч и тел ь н о
в ы ш е . Т а к , в ц е н т р а л ь н о й ч а с т и м о р я в о л н ы 1 % -н о й о б е с п е ч е н ­
н ости п о р а с ч ет а м м о г у т д о ст и г а т ь 4 м.
Б е л о е и Б а л т и й ск о е м ор я тол ь к о д л я оч ен ь д л и н н ы х в етр ов ы х
вол н с А ~ 7 0 — 100 м в н е к отл ови н м огут р а ссм а тр и в а т ь ся к ак м е л ­
к и е. П р и х а р а к т ер н ы х д л я э т и х м о р ей в о л н а х п р е о б л а д а ю щ и е
г л у б и н ы б о л ь ш е Х /2 , т . е . в о л н ы р а з в и в а ю т с я н а г л у б о к о й в о д е .
О гран и ч и ваю щ и м ф ак тор ом зд е сь явл яю тся р азм ер ы и к о н ф и гу р а ­
ция м ор ей . П о эт о м у в н ебол ь ш ом по п л ощ ад и Б ел о м м ор е п р ео б л а ­
д а ю т волны со ср едн ей вы сотой д о 1 м . Т олько при ш тор м ах он и
д о ст и г а ю т 3 — 5 м.
В больш ем по р а зм ер а м Б ал ти й ск ом м ор е н еск ольк о бол ь ш е
и р азм ер ы волн . П о р асч етам ср ед н я я вы сота волн в ср ед н ей ч асти
м о р я д л я в е т р а п о р я д к а 15 м / с с о с т а в л я е т 4 , 5 м . М а к с и м а л ь н а я
волн а при этом м о ж ет и м еть вы соту д о 9 м и д л и н у 80 м. П р и
бол ьш ей ск ор ости ветр а п о л е в етр ов ого волн ен и я к ак в Б а л т и й ­
ском , так и в Б ел ом н е м о ж ет дости ч ь устан ов и в ш егося состоя н и я ,
так как дл и н а р азгон а ок азы в ается н едостаточн ой и п ол е ш тор м о­
вого в етр а н е оста ется н еи зм ен н ы м столь дл и т ел ь н о е вр ем я , к а к о е
т р еб у ет с я д л я п о л н о го р а зв и ти я в ол н ен и я [4 4 ].
Ч ер н ое и С р ед и зем н ое м оря гл убок и е, одн ак о и их разм ер ы
м еньш е т ех п р едел ьн ы х р азгон ов , которы е м огли п озвол и ть вол н а С р а звиться д о р а зм ер о в / и м ею щ и х м есто в о к еа н а х . П о эт о м у
при. о п р ед ел ен и и ср е д н и х х а р а к т ер и ст и к н а и б о л ь ш его в о зм о ж н о г о
в о л н е н и я с л е д у е т в к а ч е с т в е м а к с и м а л ь н о й д л и н ы ...р а з г о н а X и с ­
п ол ь зов ат ь хар ак тер н ы й р а зм ер м ор ей . В за в и си м о ст и от ск ор ости
L
ветр а в Ч ер н ом м ор е п р ео б л а д а ю т волны , н е превы ш аю щ и е п о
в ы с о т е 1— 3 м , н о п р и о ч е н ь с и л ь н ы х ш т о р м а х в о л н ы о б е с п е ч е н ­
н о с т ь ю д о 5 % м о г у т д о с т и г а т ь 11 м . Т а к о г о ж е х а р а к т е р а в о л н е „н и е и. в С р е д и з е м н о м м о р е .
[
В о л н ен и е во в сех м о р я х и м еет сезон н ы й х о д , о б у сл о в л ен н ы й
( сезон н ы м х о д о м в етр а. О н о м и н и м ал ь н о л ето м и м а к си м а л ь н о
204
в хол одн ы й п ер и о д го д а в св я зи с и н тен си ф и к ац и ей ц и к л он и ч еск ой
д е я т е л ь н о с т и .^ В з а м е р з а ю щ и х Б е л о м , Б а л т и й с к о м и А з о в с к о м
* ~Т О р ях Л ь д ы п р е п я т с т в у ю т р а з в и т и ю в о л н е н и я и п о э т о м у е г о м а к ­
сим ум в них сдв и гается на б о л ее ранний п ер и од д о н ач ал а л е д о ­
обр азован и я.
8 .6 .
ТЕРМ ОХАЛИННАЯ
СТРУ КТУ РА
ВОД
З ак он ом ер н ости ф орм и рован и я п ол ей сол ен ости и тем п ер атуры
в ср е д и зе м н ы х м о р я х в зн а ч и тел ь н о й степ ен и о п р ед е л я ю т с я з н а ­
ком п р есн о го б а л а н с а и а д в ек ц и ей т еп л а и со л ей ч ер ез п р ол и вы .
В м о р я х с п о л о ж и тел ь н ы м п р есн ы м б а л а н со м о б р а зу ет с я в ер хн и й
б о л ее или м ен ее расп р есн ен н ы й слой воды , затр удн я ю щ и й обм ен
сол ям и и теп л ом с п одсти л аю щ и м и в одам и . В м ор я х с отр и ц ател ь ­
ны м п р есн ы м б а л а н с о м в р е зу л ь т а т е о с о л о н е н и я и у п л о т н ен и я
п оверхн остн ы х в од со зд а ю т ся бл агоп р и ятн ы е усл ов и я дл я их в ер ­
тикального п ерем еш и ван и я с н и ж ел еж ащ и м и и соответствую щ его
обм ен а теп л ом и солям и. В се это н ак л ады в ает отп ечаток на в ер ­
ти к альн ую стр ук тур у п ол ей тем п ер атур ы и сол ен ости . Л о к а л и :
за ц и я сток а р еч н ы х в о д и п р и то к а в о д ч ер ез п р оли вы п р и в о д и т
к гор и зон тал ь н ой н ео д н о р о д н о сти п ол ей Т и S .
В о всех м орях в р езул ь тате ветрового п ерем еш и вани я, а в х о ­
л одн ы й п ер и о д го д а — кон век ци и, в о зн и к а ет в ер хн и й к в а зи о д н о ­
родны й по верти к али слой.
Г
В м ел к ов одн ом А зов ск ом м ор е к в ази одн ор одн ы й слой р асп р оj стр ан я ется прак ти ч еск и д о д н а , п о эт о м у со л ен ость и т ем п ер а т у р а
j в н ем по в ер ти к ал и почти н е м ен я ю тся . Р еч н ой сток , в зн ач и тел ь / ной степ ен и ск он ц ен три р ован н ы й на сев ер е, и п р и ток ч ер н ом ор ск и х
1 в о д на ю ге со зд а ю т су щ ест в ен н о е п р остр ан ств ен н ое и зм ен ен и е сол е\ ности в м ор е от почти п р есн ой воды в Т аган р огск ом за л и в е д о
! 1 3 — 14 %0 в б л и з и К е р ч е н с к о г о п р о л и в а ( р и с . 8 . 1 4 ) .
‘
П о сл е того, как на н уж ды н ар одн ого хозя й ств а стал и за б и р а т ь
i l l км 3 реч н ого сток а, в озр ос, естеств ен н о, п риток б о л ее солен ы х
|ч е р н о м о р с к и х в о д , с о л е в о й б а л а н с н а р у ш и л с я и с о л е н о с т ь в о д
IА з о в с к о г о м о р я с т а л а п о в ы ш а т ь с я . З а 2 0 л е т о н а в ы р о с л а п р и / м е р н о н а 3°/сю.
I
С л а б о е и зм ен ен и е тем п ер атур ы с гл у б и н о й и з-за п ер ем еш и в а: ния п о зв о л я ет и сп ол ьзов ать д л я ее оп и сан и я ур ав н ен и е теп л оп р оj в о д н о с т и ( 7 .1 3 ) б е з п о с л е д н е г о с л а г а е м о г о с з а м е н о й h н а г л у ­
бину Я
|
i
Г (* ) =
Г ( 0 ) + ^ -
5 (£ +
Фи+
Ф а )й £ .
( 8 .1 4 )
to
В дан н ом сл уч ае не п р и н ята во вн и м ан и е адвек ц и я теп л а ч ер ез
' К ер ч ен ск и й п р ол и в , к о то р а я м а л а п о ср а в н ен и ю с д р у ги м и с о ст а в ­
л я ю щ и м и т е п л о в о г о б а л а н с а (с м . т а б л . 8 .3 ).
С езо н н ы е и зм ен ен и я т ем п ер а т у р ы в оды п о л н о сть ю в ы зы в аю тся
сезон н ы м х о д о м со ст а в л я ю щ и х теп л о в о го б а л а н са , сто я щ и х п о д
зн а к о м и н т е г р а л а в ф о р м у л е ( 8 .1 4 ) . П о с л е т а я н и я л ь д а м о р е
205
I н а ч и н а ет б ы ст р о п р о г р е в а т ь с я , п р и ч ем с к о л ь -н и б у д ь за м е т н о г о
по ф а зе х о д а тем п ер атур ы воды отн оси тел ьн о притока
теп л а нет. Э то я вл яется сл едств и ем м ел к ов одн ости м оря и и н тен ­
си в н о г о п е р е м е ш и в а н и я и н а х о д и т о т р а ж е н и е в ф о р м у л е ( 8 .1 4 ) .
Т ол ь к о в п ер и од ы дл и тел ь н ы х ш ти лей л ето м т ем п ер а т у р а у д н а
м о ж е т б ы т ь н а 3— 5 °С н и ж е , ч ем у п о в е р х н о с т и .
М аксим альны й
прогрев
м оря приходи тся
на
ию ль— август.
В э т о т п е р и о д т е м п е р а т у р а е г о с о с т а в л я е т 2 4 — 2 7 °С , а в з о н а х
j сдви га
Р и с . 8 .1 4 . С о л е н о с т ь А з о в с к о г о м о р я , %о [5 , 8].
1 — 1936—1951 гг.; 2 — 1976 г.
за т и ш и й у б е р е г о в о н а д о с т и г а е т 3 2 °С . Э т о т а к о е ж е т е п л о е л е т о м
м о р е к а к С р е д и з е м н о е , ■х о т я с у м м а р н ы й п р и т о к т е п л а и з а т м о ­
сф еры в нем м еньш е. О сн овн ая причина так ого бол ьш ого п р огр ева
зак л ю ч ается в м ал ой тол щ е воды Я , н а к отор ую он р а сх о д у ет ся .
И з-за м ал ого за п а са эн тальп и и м ор е у ж е с к он ц а ав густа—
сен тя бр я н ач и н ает о х л а ж д а т ь ся и з-за ум ен ьш ен и я су м м а р н о го п р и ­
тока теп л а и в кон це н о я б р я — н ач ал е д ек а б р я он о н ач и н ает за\^ _ м е р за т ь .
В о стал ь н ы х м о р я х с п о л о ж и тел ь н ы м пр есн ы м б а л а н со м п е р е ­
м еш и в ан и е н е р а сп р о ст р а н я ется д о д н а и з-за б ол ьш и х гл уби н ,
в них п о д верхни м расп р есн ен н ы м сл оем н а х о д я тся воды б о л ее
со л ен ы е и б о л е е п л отн ы е.
Д л я Ч ер н ого м оря, в котор ом сл абы адвек ц и я и у п о р я д о ч ен ­
ны е вер ти к ал ьн ы е п ер ем ещ ен и я м а сс с соотв етств ую щ и м и св о й ­
ствам и , эт а в заи м осв я зь в ы р аж ается ф ор м ул ой
( 2 .5 ) , к о т о р а я
п осле п р еобр азов ан и я потоков теп л а и сол ей у п оверхн ости м оря
чер ез д р у ги е сост а в л я ю щ и е б а л а н со в зап и сы в а ется в в и д е
h та 2 р | | U |3 g
1
(Б
^
гд е М п — пресны й б а л а н с.
206
Фи+ Фа
&
г =h
+ Ф н) + s s 5 0M n — B $ k s X
(8.15)
П р о и н т е г р и р о в а н н ы е - п о в е р т и к а л и в. п р е д е л а х к в а з и о д н о р о д ­
ного сл оя и п о в р ем ен и у р ав н ен и я д и ф ф у зи и сол ей и т еп л о п р о ­
в о д н о с т и ( 7 .9 ) и ( 7 .1 3 ) м о ж н о и с п о л ь з о в а т ь д л я о п р е д е л е н и я с е ­
зо н н ы х и зм ен ен и й т ем п ер а т у р ы и с о л ен о ст и .
П ок а ещ е н е и м еется н а д еж н о обосн ов ан н ы х зак он ом ер н остей
об м ен а теп л ом и сол ям и м еж д у верхни м к вази одн ор одн ы м сл оем
и п одсти л аю щ и м и . П р и ср ед н и х зн а ч ен и я х эт и х поток ов и теп л ов л а г о о б м е н а с а т м о с ф е р о й т о л щ и н а с л о я /г в с е р е д и н е л е т а с о с т а в ­
л я е т 15— 2 0 м (р и с. 8 .1 5 ). П р и ч е м о с н о в н у ю р о л ь в э т о т п е р и о д
года в п л авучести и граю т поток и теп л а, а н е сол еи .
Р и с . 8 .1 5 . Т е р м о и з о п л е т ы в е р х н е г о с л о я Ч е р н о г о м о р я , °С '[17].
М ал ая толщ и на к вази одн ор одн ого слоя, в п р ед ел а х которого
кон центри руется погл ощ ен н ая водой энерги я, приводит к прогреву
эт о г о с л о я в о д ы в с р е д н е м д о 2 4 — 2 5 °С . Э т о п оч ти т а к а я ж е т е м п е ­
р атур а, как в А зов ск ом м ор е, н есм отр я н а б о л ее ю ж н о е п о л о ж ен и е
Ч ерн ого м оря и больш и й приток луч и стой энерги и. Т ак ая за к о н о ­
м ер н ость п р огр ев а св я за н а с п ер ед а ч ей ч асти п огл ощ ен н ого теп л а
за п р едел ы к в ази од н ор од н ого сл оя, о т р а ж а ем о го вторы м п оды н ­
т егр а л ь н ы м с л а г а е м ы м в ы р а ж е н и я (7 .1 3 ) . С р а з у ж е п о д к в а з и ­
одн ор одн ы м сл оем ф ор м и р уется тер м ок л и н . П р остр ан ств ен н ая н е­
од н о р о д н о сть п ол я тем п ер атур ы н ебол ь ш ая , не п р евы ш ает ± 2 ° С
(р и с . 8 .1 6 ) . П о н и ж е н н а я т е м п е р а т у р а н а с е в е р о -з а п а д е в ы зв а н а
п р и ток ом с сев ер а б о л е е х о л о д н ы х речны х в о д и отч асти ап в ел л и н гом и з -з а п р е о б л а д а н и я сго н н ы х с е в е р о -за п а д н ы х в етр о в . П о в ы ­
ш ен н а я т е м п е р а т у р а н а ю г о -в о ст о к е м о р я в ы зв а н а у м е н ь ш е н и ем
за т р а т на и сп ар ен и е.
В хол од н ы й п ер и о д го д а м ор е тер я ет теп л о, что о т р а ж а ет ся
отри ц ательн ы м
зн ач ен и ем
первого
сл агаем ого п од ин тегралом
в в ы р а ж е н и и ( 7 .1 3 ) . Н е к о т о р а я д о л я т е п л а в э т о в р е м я п о д в о д и т с я
к о д н о р о д н о м у сл ою сн и зу за счет н ак оп л ен н ого л етн его теп л а.
Э то о т р а ж а ет ся вторы м сл агаем ы м п од и н тегр алом . Н о этот поток
т еп л а н е к ом п ен си р у ет всю т еп л о о т д а ч у в а т м о сф ер у , и т ем п ер а ­
т у р а п о в е р х н о с т и м о р я п о н и ж а е т с я д о 7 — 8 °С , а в с е в е р о - з а п а д н ы х
м ел к о в о д н ы х р а й о н а х — д а ж е д о отр и ц ател ь н ы х зн ач ен и й п о ­
р я д к а — 0 ,5 ° С . П р и э т о м п л о т н о с т ь в е р х н е г о с л о я в о д ы п о в ы ­
207
ш а ет ся д о зн ач ен и й
o t ^ 1 4 ,2 и в о з н и к а е т к о н в е к ц и я , р а с п р о с т р а ­
няю щ аяся д о глуби н 50— 75 м. В п р и бр еж н ы х рай он ах опускан ие
п р о и сх о д и т д о гл уби н ы б о л е е 100 м и з-за б о л е е си л ь н ого в ы х о л а ­
ж и в ан и я воды и м еньш ей п л отн ости воды н а эти х гл уби н ах. П о ­
сл ед н ее св я за н о с к уп ол ообр азн ы м п о д ъ ем о м и зоп и к н и ческ и х п о ­
в ер хн остей в ц ен тр ал ьн ы х р а й о н а х м ор я, в сл ед ств и е ц и к л он и ч еск ой
циркуляции вод.
С езон н ое и зм ен ен и е сол ен ости в ерхн его сл оя в о д состав л я ет
в с р е д н е м 0 ,4 %о, ч т о с в я з а н о с о т н о с и т е л ь н о м а л о й и з м е н ч и в о с т ь ю
Р и с . 8 .1 6 . П о в е р х н о с т н ы е т е м п е р а т у р а ( 1 ) и с о л е н о с т ь (2 ) Ч е р н о г о м о р я л е т о м [8].
п р есн ого б а л а н са по в сем у м орю . Н о в п р и бр еж н ы х р а й он ах м оря,
гд е б о л ь ш о й сезо н н ы й х о д р еч н ого сто к а или о са д к о в , и зм ен ен и я 5
м огут дости гать неск ольк и х п р ом и л л е и л етом сол ен ость п он и­
ж а е т с я д о 1 3 — 15 %о ( р и с . 8 . 1 6 ) .
З а п р ед ел а м и сл оя сезон н ы х и зм ен ен и й тем п ер а т у р а и с о л е­
н о с т ь б ы с т р о р а с т у т . Т е м п е р а т у р а н а 1 2 5 м у в е л и ч и в а е т с я д о 8 ,5 °С ,
а с о л е н о с т ь д о 2 0 %0. Д а л е е к о д н у т е м п е р а т у р а в о з р а с т а е т
д о 9 ,1 ° С , а с о л е н о с т ь д о 2 2 ,4 %о. Т а к о е п о в ы ш е н и е т е м п е р а т у р ы
св я зы в аю т с вл и я н и ем п оток а т еп л а от д н а , а со л ен о ст ь р а ст ет по
м ере удал ен и я от верхнего р асп р есн ен н ого слоя. О тдельны е н абл ю ­
ден и я св и детел ьств ую т о сущ ествован и и в н ек отор ы х р ай он ах
п л о т н о с т н о й н е у с т о й ч и в о с т и в п р е д е л а х с л о я п р и м е р н о в 0 ,5 к м о т
д н а . Э то д а е т о сн о в а н и е счи тать р а зв и т и е в н ем сл а б о й п р и д о н ­
ной кон век ци и.
Н е с м о т р я н а то что с к о р о ст ь в ер т и к а л ь н о й ц и р к у л я ц и и в Ч е р ­
ном м ор е н е явл яется м ал ой , его и зол и р ов ан н ость и отсутстви е
так и х сток ов п ов ер хн остн ы х в о д в глуби н ы , как ие и м ею т м есто
зи м ой в К асп и й ск ом м ор е, п р и в одя т к о б р а зо в а н и ю обш и р н ой
с ер о в о д о р о д н о й зон ы . С е р о в о д о р о д ф о р м и р у ет ся при су л ь ф а т р ед у к ции орган и ч еск ого в ещ еств а. Е ж его дн о в верти к альн ом сто л б е
208
в о д ы п л о щ а д ь ю 1 м 2 о т г л у б и н ы 2 0 0 м д о д н а о б р а з у е т с я 7 г H 2S
[3 3 ]. Е го к о н ц ен т р а ц и я у в ел и ч и в а ется с гл уби н ы 100— 180 м ко
дну
(р и с. 8 .1 7 ).
В ы ш е п р ео б л а д а ю т ок и сл и тел ь н ы е п р оц ессы
( з о н а 1 ) . В п р о м е ж у т о ч н о й з о н е ( I I ) в с т р е ч а ю т с я 0 2 и H 2S и п р о ­
и сходи т ок и сл ен и е сер о в о до р о д а . Т акой харак тер р асп р едел ен и я
к и с л о р о д а и с е р о в о д о р о д а п р и в о д и т к т о м у , ч т о т о л ь к о 13 %
о б ъ ем а м ор я пригодны д л я ж и зн и , а остал ьн ы е 87 % в о д п р ед ­
став л я ю т м ертвую зон у.
С п ец и ф и к а п ол ей сол ен ости и тем п ер атур ы в Ч ер н ом м ор е п о ­
зв о л я ет вы дел и ть по ним водн ы е м ассы с хар ак тер н ы м и зн а ч е ­
ниями Т и S .
1.
В ер х н я я черн ом орская
водн ая м асса.
В ы деляется
по
пон иж енной
сол ен ости ,
не
п р евы ш аю щ ей
1 8 ,6 %0,
и больш ой ам плитуде сезо н ­
ны х и зм ен ен и й тем п ер атуры ,
дости гаю щ ей у п овер хн ости
2 0 °С . О н а п р о с т и р а е т с я от
поверхн ости д о ни ж ней г р а ­
ницы
тер м ок л и н а,
в
цен­
тральны х рай онах м оря л е­
ж и т н а гл у б и н е 100— 150 м ,
на п ери ф ер ии до сти га ет гл у ­
бины 200 м, а в некоторы х
Р и с . 8 .1 7 . И з м е н е н и е с г л у б и н о й
окисли тельно - восстан ови тельн ого
п о т е н ц и а л а ( м В ) , к и с л о р о д а (%0
п о о б ъ е м у ) и с е р о в о д о р о д а ( м г /л )
[3 3].
м естах ещ е гл у б ж е. В этом сл уч ае и н огда вы деляю т п р и бр еж н ую
в одн ую м а ссу, отл и ч аю щ ую ся от осн овн ой ещ е м еньш ей сол ен остью
и бол ьш ей ам п л и тудой сезон н ы х и зм ен ен и й тем п ер атур ы . Э та
в о д н а я м а с с а за н и м а е т в о сн о в н о м с ев е р о -за п а д н у ю м ел к о в о д н у ю
о б л а ст ь м ор я с бол ьш и м речны м сток ом .
2. Г л у б и н н ая во д н ая м а с с а . З а н и м а е т о сн о в н у ю д о л ю о б ъ е м а
Ч е р н о г о м о р я и х а р а к т е р и з у е т с я п о с т о я н н о й с о л е н о с т ь ю 2 2 ,2 —
2 2 , 3 %о и т е м п е р а т у р о й 8 , 9 — 9 , 1 ° С . О н а п р о с т и р а е т с я о т д н а д о
гл уби н ы 8 0 0 — 1000 м , вы ш е н а х о д и тся п ер е х о д н а я зо н а м е ж д у
в е р х н и м и и г л у б и н н ы м и в о д а м и , т. е. зо н а т р а н с ф о р м а ц и и , в ы д е ­
л я ем а я некоторы м и ав торам и в пром еж уточную в одн ую м ассу.
3. М р ам о р н о м о р ск ая во д н ая м а с с а .
О тл и ч ается повы ш енн ой
с о л е н о с т ь ю , д о с т и г а ю щ е й 3 8 % о. Е е о б ъ е м н е б о л ь ш о й , и о н а в ы ­
д е л я е т с я л и ш ь в п р и б о с ф о р с к о й ч а с т и м о р я , н е д а л е е 1 0 0 -км о т
пролива.
14
Заказ № 427
209
М оря Б ал ти й ск ое и Б ел о е отл и ч аю тся от Ч ер н ого м еньш ей
и зол и р ован н остью ,
больш им
отн оси тел ьн ы м
притоком
п р есн ы х
вод и больш и м притоком сол ен ы х в о д из см еж н ы х м ор ей . П о эт о м у
в них си л ьн ее р азл и ч и е п овер хн остн ы х и гл уби н н ы х вод.
У равнения, отр аж аю щ и е тол щ и ну в ерхн его к в ази одн ор одн ого
сл оя, его сол ен ость и т ем п ер а т у р у эт и х м ор ей , т е ж е , что и д л я
Ч ер н ого м оря. Р а зл и ч и е за к л ю ч а ется во вл и я ю щ и х н а н и х п оток ах
теп л а, состав л я ю щ и х в о дн ого б а л а н са , ск ор ости в етр а. П остоян н ы й
п ол ож и тел ь н ы й пресны й б а л а н с п о н и ж а ет со л ен о ст ь в ер х н его сл оя ,
а зи м н я я к он век ц и я п ер ем еш и в а ет в о д у д о гл уби н ы 4 0 — 60 м
и д а ж е д о 80 м в таких в п ади н ах, как Г отлан дск ая и Г дан ьская
( р и с . 8 . 1 8 ) . В с р е д н е й ч а с т и м о р я с о л е н о с т ь с о с т а в л я е т 6 — 7 %оВ з а л и в а х с б о л ь ш и м р е ч н ы м с т о к о м о н а у м е н ь ш а е т с я д о 2 — 3 %0.
О т теп л ого к хо л о д н о м у п ер и оду года сол ен ость в ер хн его слоя
в о д м е н я е т с я м е н е е ч е м н а 1 %о.
Л етом тер м ок ли н о б р а зу ет ся п од к вази одн ор одн ы м сл оем , т о л ­
щ и н а к о т о р о г о 15— 2 0 м . П р и т о к т е п л а в э т о т с л о й , м е н ь ш и й ч ем
в Ч е р н о м м о р е , п р о г р е в а е т е г о д о 1 5 — 17 ° С . Т о л ь к о в с а м о м с е в е р ­
н о м Б о т н и ч е с к о м з а л и в е в о д а п р о г р е в а е т с я м е н ь ш е : д о 1 2 — 1 3 °С .
Ц и к л он и ч еск и й х а р а к т ер ц и р к ул я ц и и п р и в од и т к т о м у , что в з а ­
п адн ой п р и б р еж н о й ч асти м ор я т ем п ер а т у р а в оды н и ж е, ч ем в в о с ­
точной. Т ак ой х ар ак т ер р а сп р ед ел ен и я тем п ер атур ы вы явл я ется
в р езул ь тате оср едн ен и я . М гновенн ы е съ ем ки тем п ер атуры п о в ер х ­
н ости м ор я со сп утн и к ов п о к а зы в а ю т оч ен ь п ест р у ю
картину
с п ер еп а д а м и м е ж д у ц ен тр ом и п ер и ф ер и ей ви хр ей б о л е е 5 ° С
(р и с. 8 .1 9 ).
В св я зи с тем , что тер м ок л и н за л е г а е т вы ш е гл уби н ы р а с ­
п р о ст р а н ен и я кон век ци и, м е ж д у ним и л ето м н а х о д и т ся х о л о д н а я
п р осл ой к а, в к отор ую л етом п р он и к ает ч асть т еп л а и н а гр ев а ет ее
за л ето п р и м ер н о на 2 °С : от 1 д о 3 ° С . Г л у б ж е сл оя к он век ти вн ого
п е р е м е ш и в а н и я т е м п е р а т у р а в о д ы П очти н е м е н я е т с я , о с т а в а я с ь
о к о л о 4 °С .
П о н и ж ен и е тем п ер атур ы в ер хн его сл оя н ач и н ается с к он ца ав ­
густа в сл ед за н ач алом
ум еньш ения
сум м арн ого теп л ообм ен а
с атм осф ер ой . П р о и сх о д я щ ее при этом уп л отн ен и е п овер хн остн ого
с л о я в о д в ы зы в а е т к о н в е к ц и ю , т. е. о н а о б у с л о в л е н а т е р м и ч е с к и м и
ф акторам и.
Т ем п ер атур а, а особен н о сол ен ость вод, гл у б ж е р асп р остр ан е­
ния кон век ти вн ого сл оя п ер ем еш и в ан и я за в и ся т от и н тен си вн ости
поступления
севером ор ск и х
вод.
Н априм ер,
в
Б ор н хол ьм ск ой
котловине
на
глубине
80
м
сол ен ость
воды
за ф и к си р о в а н а
в 1 9 4 6 г .— 1 4 ,8 4 %0, в 1 9 5 2 г .— 2 0 , 2 5 %0, в 1 9 5 7 г .— 1 3 ,7 5 % 0.
К ак у ж е отм еч ал ось, п оступ л ен и е сев ер ом ор ск и х в од п р ои схо­
ди т отдельн ы м и п орци ям и. Е сл и н овая порци я п л отн ее стар ой , то
п р ои сходи т вы тесн ен и е п осл едн ей . Е сл и ж е н овая порци я вод
и м еет м ен ь ш ую п л отн ость, ч ем ст а р а я , то п ер в ы е п р о х о д я т н а д
вторы м и. В р езул ь тат е вентиляц ия придон ны х сл оев воды о с л а б ­
л яется. В них ощ ущ ается н едостаток к и сл орода и появляется и збы ­
т о к H 2S , у х у д ш а ю щ и й п р о т е к а н и е б и о л о г и ч е с к и х п р о ц е с с о в и д а ж е
210
14*
п р и в о д я щ и й к о б р а зо в а н и ю « за м о р о в » . Т а к и е зон ы п о я в л я ю т ся
п о ч т и е ж е г о д н о и з а н и м а ю т ч а щ е п о н и ж е н н ы е р а й о н ы (р и с . 8 .2 0 )_
Б ольш ое влияние на п ерем еш и ван и е глуби нн ы х и верхн и х в о д
ок азы в аю т м езом асш т абн ы е вихри, ч асто п р ости р аю щ и еся д о гл у ­
бинны х вод. Ц и к л он и ч еск и е вихри при этом вы тягиваю т в в ер х
Р и с . 8 .1 9 . Р а д и а ц и о н н а я т е м п е р а т у р а в Б а л т и й с к о м м о р е 4 и ю н я 1 9 7 8 г. п о д а н ­
н ы м И С З « М е т е о р » ( п р о г р а м м а п р о е к т а « Б а л т и к а » ) , °С .
б о л ь ш и е м ассы воды , что х о р о ш о в и д н о по си н хр он н ы м съ ем к а м
т е м п ер а т у р ы в о д ы с о сп у т н и к о в (с м . р и с. 8 .1 9 ).
П о р асп р едел ен и ю тем п ер атуры и сол ен ости в Б алти й ск ом м ор е
вы дел я ю тся д в е осн ов н ы х в одн ы х м ассы .
1.
В е р х н я я бал ти й ская водн ая м асса. П р ости р ается от п ов ер х­
н ости д о гл уби н ы р а сп р о ст р а н ен и я зи м н ей к он век ц и и . Л ет о м в ней
вы деляется п ов ер хн остн ая в одн ая м асса, а н и ж е тер м ок л и н а —
п р ом еж уточ н ая или хол одн ы й слой . Х ар ак тер н ой особен н ость ю
п ов ер хн остн ой бал ти й ск ой в о д н о й м ассы я в л я ет ся н и зк ая со л ен о ст ь
(д о 8 % о ) и б о л ь ш а я с езо н н а я и зм ен ч и в ост ь т ем п ер а т у р ы , а м п л и ­
т у д а к о т о р о й в р я д е л е т п р е в ы ш а е т 15 °С . В п р о м е ж у т о ч н о м
212
холодном слое соленость лишь немного выше, чем в поверхностной
(8—9°/оо), а температура 3—4 °С.
2.
Придонная водная масса. Представляет собой трансформи­
рованную североморскую воду. Она имеет повышенную соленость,,
постепенно уменьшающуюся от 16 %о на выходе из датских проли­
вов до 10 %о в центральной части моря. Температура этих вод.
5—6°С.
В Белом море из-за поступления большого объема пресных вод
на единицу площади и большого притока высокосоленых баренцевоморских вод расслоение верхних и глубинных вод выражено»
%о
(по объему)
Зг
1975
Р и с. 8.20. Н ал и чи е с ер о в о д о р о д а в восточн ой части Г о тл ан д ск о й котловин ы нш
глуб ине 240 м [44].
еще более сильно, чем в Балтийском море. Весной, после таяния:
льда, по всему морю образуется тонкий очень распресненный слой
воды. Толщина его может быть описана формулой (8.15), гдев пресный баланс Ми должны включаться воды от таяния льда
и относиться он должен к интервалу времени порядка месяца. Та­
кой большой приток пресной воды и тепла, а также слабые ветры
весной приводят к образованию квазиоднородного слоя толщинойв 5— 10 м. В нем только таяние льда вызывает понижение соле­
ности примерно на 2—3 %0. Для этой оценки может использоваться:
формула (7.9). Дополнительное влияние оказывает интенсивный
речной сток. В результате соленость верхнего квазиоднородного*
слоя оказывается пониженной, но в разных районах по-разному..
В заливах с максимальным речным стоком 5<20% о (Двинский:
залив), а в районах с минимальным речным стоком соленость,
понижается до 26 %0. Наиболее высокая соленость в районе Во­
ронки, где поступают баренцевоморские воды, соленость которых
выше 30 %о. В Горле они приливным течением перемешиваются до*
вертикальной гомохалинности с S ~ 29—30 %о. Эти довольно соле­
ные воды заполняют все море с глубины порядка 50 м (рис. 8.21)..
Постепенно к лету в результате перемешивания и поступления
солей из глубины происходит увеличение толщины верхнего слоя
моря до 10—20 м и солености до 25—26 %0, хотя в заливах с интен­
213;
сивным речным стоком S остается ниже 20 %. Галоклин распро­
страняется до глубины порядка 20—40 м, ниже которого соленость
воды довольно однородная.
Р и с . 8.21. С оленость и тем п е р ат у р а воды в Б ел ом м оре на р а зр е зе от Г орла до
О н еж ского за л и в а. Август.
Температура воды, как в Черном и Балтийском морях, зависит
не только от поступающего потока тепла', но и от толщины слоев
с пониженной устойчивостью. В теплый период года наиболее ощу­
тимо прогревается верхний квазиоднородный слой моря. В Бас­
сейне его средняя месячная температура в августе достигает
214
12— 13 °С, а в заливах на 2—3° выше. Под этим слоем образуется1
термоклин, по положению совпадающий в основных чертах с галоклином.
-7
Температура верхнего слоя моря, как и соленость, очень!
неоднородна из-за разной толщины распресненного слоя воды.. \
Наиболее она низка на участках интенсивного перемешивания —
в Горле и в Соловецком проходе между Бассейном и Онежским за- |
ливом.
I
В холодный период года в Горле из-за перемешивания и тепло­
отдачи в атмосферу температура воды понижается до отрицатель­
ных значений (до — 1,4°С) и вследствие высокой солености она
оказывается плотной, в результате чего она в Бассейне заполняет' 1
котловины, выжимая ранее поступившие сюда и несколько транс- j
формированные за счет тепло- и солеобмена воды, которые- [
оказываются менее плотными. Такое постоянное обновление глу­
бинных вод обеспечивает их насыщенность кислородом, состав­
ляющее 70—80 %.
Большая плотность глубинных вод препятствует развитию зим­
ней конвекции, которая распространяется всего до глубины 30—
40 м, так как уплотнение верхнего слоя воды происходит в основ­
ном в результате понижения температуры.
Повышение солености при образовании льда толщиной Ah ока­
зывается небольшим. Оно может быть оценено по формуле (7.10).
В Белом море AS оказывается менее 0,5 %о- Основное осолоне­
ние воды в слое конвективного перемешивания до 27—28 %0 проис­
ходит за счет вовлечения в конвекцию нижележащих соленых вод.
По происхождению и специфике распределения температуры
и солености в Белом море можно выделить несколько водных масс.
1. Поверхностная беломорская водная масса. Распространяется
до глубины проникновения зимней конвекции. Она имеет понижен­
ную соленость от 25 °/00 летом до 28 %0 зимой, а в зонах непосред­
ственного влияния рек — еще более низкую. Характеризуется боль­
шой амплитудой сезонных колебаний температуры, достигающих:
в среднем 15 °С.
2. Баренцевоморская водная масса. Выделяется по высокой
солености (S ~ 3 3 % o ). Она входит в Воронку, а в пределах Горла
претерпевает сильную трансформацию, входя составной частьюв другие воды.
3. Воды Горла (зимние и летние). Образуются при смешении
баренцевоморских вод с беломорскими. Зимой они охлаждаютсядо температуры порядка — 1 °С и имеют соленость примерно 30 %о- ,
Такие плотные воды заполняют все котловины моря. Летом эта:
смесь вод имеет Положительную температуру до 8°С и соленость28—29 %0. Плотность ее оказывается выше, чем у поверхностных;
вод и располагается она между этой водной массой и зимними:
водами Горла.
Совершенно иной характер имеет термохалинная структура1
Средиземного моря в связи с его отрицательным пресным балан­
сом и интенсивным летним прогревом воД| подробно! изложенная'
215-
в работе [24]. Поступающие через Гибралтарский пролив атлан­
тические воды имеют соленость летом около 36,3 %о, а зимой
36,5 %о. Она примерно на 1,5 °/00 ниже, чем у подстилающих их вод
.на глубине около 200 м. Хотя-температура атлантических вод ле­
том ниже на 2—3 °С, чем у окружающих вод в крайней западной
■части моря, их плотность на поверхности относительно небольшая
( 0 ( ~ 2 6 летом и 'Ot~ 27 зимой), в то время как у подстилающих
1вод на глубине 150 м сг* —^28,5. Поэтому атлантические воды дви­
жутся у поверхности моря, а не в глубине, как в ранее рассмот­
ренных морях. Они испытывают интенсивную трансформацию
в результате воздействия атмосферы и потока лучистой энергии.
Поскольку ширина потока атлантических вод 200—300 км, а тол­
щина только 0,15—0,20 км, то он представляется в виде тонкой
лленки, движущейся по плотным водам и слабо с ними переме­
шивающейся.
Большой приток тепла летом вызывает интенсивный прогрев
верхнего 100— 150-метрового слоя воды (рис. 8.22), а испарение
вызывает его осолонение, которое становится тем сильнее, чем
.дальше атлантическая вода продвигается к востоку. Но из-за
прогрева повышение солености не вызывает неустойчивости плот­
ностной стратификации и не происходит конвективного перемеши­
вания.^ Поэтому под поверхностным максимумом солености в ниж­
нем слое атлантических вод имеется минимум солености, связан­
ный с ее начальным значением.
В северо-восточных районах моря, куда атлантические воды не
попадают, такого подповерхностного минимума нет.1
По мере продвижения на восток атлантические воды осолоняются до 39 %0, но плотность их остается ниже подстилающих
их вод. Д аж е зимой при понижении их температуры на 10 °С
(с 23 до 13 °С на западе и с 27 до 16 °С на востоке) конвекция не
проникает в западной части моря глубже 100 м и в восточной
глубже 200 м.
Атлантические воды полностью теряют свои первоначальные
свойства в восточной части моря, где они переходят в северную
ветвь общециклонического потока.
В северо-восточной части моря соленость поверхностных вод
летом в результате интенсивного испарения достигает 39,25 %о.
При понижении температуры в холодный период года воды уплот­
няются до (Tt~29 и опускаются до глубины в 300 м. Нисходящее
“движение имеет также место в локальном антициклоническом
круговороте южнее о. Крит и на периферии циклонического круго­
ворота в восточном бассейне/ Все это приводит к постоянному
(образованию высокосоленых и довольно теплых вод, которые под
слоем поверхностных вод движутся на запад\ (см. рис. 8.22). По
месту своего образования эти воды назы^ваются левантийскими,
,а по положению — промежуточными. По мере продвижения на за­
пад они сравнительно слабо трансформируются. Их соленость
уменьшается всего на 0,5 %о, а температура убывает на 3 °С, но
плотность их остается почти неизменной аг~29,1. Такой характер
216
Р и с. 8.22. Т е м п е р а ту р а и соленость в оды л ето м в д о л ь С реди зем н ого м о р я на р а з ­
ре зе о т Г и б р а л та р ск о го п рол и ва д о п о б ер е ж ь я Л и в а н а [24].
Ш триховкой показана область формирования левантийских вод; 1, 2 — направление движения?
атлантических (/) и левантийских (.2) вод.
трансформации левантийских вод дает основание считать, что
юсновной их обмен теплом и солями происходит с глубинными,
..а не с поверхностными водами, так как в противном случае соле­
ность бы изменилась сильнее.
^Глубже 400— 700 м соленость и температура вод с глубиной
почти не меняются, составляя в среднем 38,5 %0 и 13— 14 °С.
В отличие от Черного моря эти глубинные воды непрерывно обновт?
ляются, о чем свидетельствует высокое содержание кислорода
(5 мл/л).ГПроведенные в работе [24] расчеты глубины проникш>
вения зимней конвекции показали, что на многих участках север­
ной ветви циркуляции зимняя конвекция распространяется до дна^
Это область, расположенная севернее широты о. Корсика в запад­
ном бассейне, Адриатическое и Эгейское моря — в центральном
бассейне, а также в центральных частях циклонических кругово­
ротов, где плотностная устойчивость вод понижена из-за восхо­
дящих токов./Из этих областей [глубинные воды растекаются по
всему морю. Но глубинный водообмен между западной и восточ­
ной частями моря отсутствует из-за Тунисского порога. Это
-определяет различие в температуре и солености глубинных вод
.этих частей моря.
Таким образом, в Средиземном море выделяются три основные
водные массы: атлантическая, левантийская и глубинная. Помимо
них в Адриатическом и Эгейском морях выделяются водные массы
местного происхождения, существенно меньшие по объему, чем
основные. Из них только постоянно образующиеся глубинные воды
играют большую роль в формировании основной глубинной водной
массы.
8.7. Л Е Д Я Н О Й П О К Р О В
Наличие верхнего распресненного слоя в морях с положитель­
ным пресным балансом благоприятствует их быстрому охлажде­
нию в холодный период года и замерзанию. Естественно, что
раньше всех замерзает наиболее северное Белое море, в котором
вода за лето прогревается слабее, чем в других средиземных
морях.
Период охлаждения до температуры замерзания 0 зависит не
только от летнего прогрева моря, толщины прогретого слоя
и интенсивности осенней отдачи тепла в атмосферу, но и от ха­
рактера конвекции и адвекции теплых вод. В центральной и се­
веро-западной частях моря, где соленость к осени выше 24,7 °/сю,
^конвективное перемешивание происходит непрерывно: в начале
в результате уплотнения воды при понижении температуры, а за­
тем за счет осолонения при образовании льда. Поэтому постоян­
ный подток глубинного тепла растягивает процесс выхолаживания
моря и температура, близкая к 0, может сохраняться длительное
время. Выпадающий снег создает распреснение и вода бы­
стро замерзает. В этом отличие замерзания морских вод упомяну­
218
тых районов от солоноватых заливов. Они с севера начинают
замерзать уже в конце октября. Наиболее поздно, в январе, начи­
нают замерзать Горло и Воронка. Такое позднее замерзание вы­
звано притоком баренцевоморских вод, которые быстро выхола­
живаются из-за их сравнительно малой толщины.
Образовавшийся лед покрывает все море и основная часть егодрейфует, так как под влиянием приливных колебаний уровня при­
пай занимает малую площадь, примерно равную 10 % всей;
площади льдов. Припай образуется в среднем раньше плавучих,
льдов в открытой части моря, так как температура воздуха вблизи,
берега всегда ниже, чем вдали от него, вследствие влияния холод­
ного материка, а подток тепла ко льду от воды на мелководьепрактически отсутствует, поэтому припайный лед бывает толще­
плавучего. Он чисто термического происхождения и изменение еготолщины вполне может быть описано известной формулой из «Фи­
зики океана», предполагающей линейность профиля температуры
по вертикали во льду и снеге
н
((,) _ _
A&L
+у
(_ £ .
+
л,у
+
j
(в
_
TJ d t,
(8.16)
•где Тс — температура поверхности снега на льду.
Из этой формулы видно, что толщина льда очень сильно зави­
сит от слоя снега на нем и температуры воздуха, которая близка
к температуре поверхности снега. При средних значениях h c и Тс
лед может нарасти до 60—80 см-, но в малоснежные суровые зимы
максимальная толщина припая может достигать 150 см [8].
В среднем толщина плавучего льда составляет 35—40 см, но
она не однородна по морю. Наименьшую толщину лед имеет в Во­
ронке и Горле, а также в прилегающей к нему части Бассейна.
Это связано не только с более поздним образованием льда в -этих
районах, но и с постоянным его выносом в Баренцево море. Еже­
годно выносится более 13 км3 льда как под действием ветра, так
и преобладающего поверхностного выносного течения, причем по­
следнее выносит примерно в 2,5 раза льдов больше, чем ветровой
дрейф. Такой вынос превышает 20 % всего объема льда в мореи он приводит к тому, что в северо-восточной части моря перед
Горлом преобладает пониженная концентрация льдов (N < 1 ) ,
так как она связана с их дивергенцией, что отражается уравне­
нием (4.14). Здесь появляется много трещин и разводий, быстрозатягивающихся при низких температурах воздуха тонким льдом.
В связи с этим в примыкающей к Горлу части моря средняя тол­
щина льда меньше, чем в его западных и южных районах.
Таяние льда начинается в мае. При этом из-за выноса льда
и появления участков открытой воды в проливе и вблизи от него
в Бассейне происходит быстрое очищение этой части моря. Такой
характер таяния льда описывается не только стаиванием с поверх­
ности, которое отражается уравнением теплового баланса (4.9), нои уравнением (4.14), характеризующим стаивание льдин.
21»
Суммарный эффект поверхностного и бокового таяния приводит
к быстрому исчезновению льда. Речные воды во время паводка
также благоприятствуют взлому припая и освобождению заливов
от льда. В результате за май—июнь море очищается от льдов,
преобладающая масса которого тает.
Ледовые условия в Балтийском море существенно легче, чем
в Белом. Это связано с более мягкой зимой вследствие более
южного положения моря и близости к Атлантическому океану,
с которого преобладают зимой переносы относительно теплых воз­
душных масс. Условия же замерзания моря благоприятные из-за
малой солености воды, при которой сначала достигается темпера­
тура наибольшей плотности, а затем замерзания.
Из-за вытянутости по меридиану более чем на 1000 км клима­
тические условия северной и южной частей моря различные и на
•севере Ботнического залива замерзание наступает уже в первой
половине ноября. Отсюда фронт замерзания вдоль береговой
черты продвигается к югу, одновременно выдвигаясь в мористые
области. В 80 % всех зим замерзают только Ботнический, Финский
и Рижский заливы, а также мелководные шхеры восточных бере­
гов Скандинавии. Открытое же море остается свободным от льда,
так как накопленного летом запаса тепла в перемешиваемом вет­
ром и конвекцией слое, толщиной порядка 50 м, достаточно для
компенсации зимних потерь тепла.
В связи с тем что зимняя температура воздуха не очень низкая,
<ее изменение от года к году существенно влияет на сроки замер­
зания. Поэтому среднее квадратическое отклонение сроков замер­
зания в Балтийском море увеличивается от 18 сут на севере до
■30 сут. Такая большая дисперсия в сроках замерзания присуща
всем морям с относительно мягкой зимой. С этим обстоятельством
связана и степень замерзания Балтийского моря. Центральная его
часть замерзает лишь в очень суровые зимы, которые случаются
несколько раз за столетие. Такие условия были в 1939/40,
1941/42 и 1946/47 гг., а в среднем граница льда в открытом море
не опускается южнее 59° ю. ш.
Рост толщины льда вполне может быть описан формулой (8.16).
Наибольших значений за счет термического роста она достигает
:в первой половине марта. На севере Ботнического залива толщина
неподвижного льда может нарости до 1 м, на востоке Финского
залива до 60 см. Толщина дрейфующих льдов обычно не превы­
шает 40—60 см. Она меньше, чем толщина припая, по тем же при­
чинам, что и в Белом море.
С марта начинается таяние льда и весь он вытаивает без вы­
носа через проливы. Общие закономерности таяния льда такие же,
как в Белом море.
В среднем продолжительность существования ледяного покрова
составляет от 6— 7 мес на севере Ботнического залива, 5 мес в за­
падной части Финского и в Рижском заливах, а в самом море не
€олее 3 мес.
Ежегодно лед образуется в таком теплом море, как Азовское.
:220
При рассмотрении термохалинных процессов отмечалось, что из-за
малой глубины моря температура его воды меняется в широком
диапазоне. Дополнительное влияние оказывает малая соленость
воды, при которой температура наибольшей плотности достигается
раньше температуры замерзания, поэтому температура поверхно­
сти моря уже в декабре переходит через 0 и в северной части моря
появляется лед. Затем фронт замерзания продвигается вдоль бере­
гов к югу. Но в связи с южным положением моря и континентальностью его климата зимой происходят большие изменения его теп­
лообмена с атмосферой от положительных до отрицательных, влия­
ющие на степень замерзания моря. В мягкие зимы замерзает
только северная прибрежная полоса, а в суровые — почти все
море. Общие закономерности формирования ледяного покрова
такие же, как в Балтийском море, но длительность существования
ледяного покрова в среднем составляет 2 мес. Наибольшей тол­
щины в 20—40 см он достигает в феврале, но с повторяемостью
2 % бывает толщиной в 80 см.^
Преобладающий зимой ветер вызывает дрейф льда на запад
и юго-запад к судоходным трассам, где он создает препятствия
для навигации.
Близки к рассмотренным ледовые условия в северо-западной
части Черного моря. Здесь припай шириной в несколько километ­
ров вдоль береговой полосы существует в течение 2 мес и толщина
его достигает 40—50 см, но его протяженность сильно меняется от
года К году. В мягкие зимы замерзают только лиманы и бухты,
а в суровые — граница льда простирается до берегов Румынии,
а в исключительных случаях — до Босфора. Вдали от берегов за­
падной части моря лед бывает только в холодные зимы и толщина
его не более 10— 15 см.
Этот ледяной покров неустойчивый и при отжимном ветре вы­
носится в мористые области, где тает.
Таяние льдов в прибрежной полосе северо-западной части моря
наступает в среднем, как и в Азовском море, в марте и уже во вто­
рой половине месяца лед исчезает. В более южных районах он
исчезает раньше.
Таким образом, ледовые условия в каждом из морей разно­
образны. Естественно, в первую очередь они обусловлены сезон­
ным теплообменом с атмосферой и притоком солнечной энергии,
но важную роль играет специфика летнего прогрева моря и спо­
собность его накапливать тепло с последующим расходом зимой.
Последнее в основном и приводит к замерзанию мелких районов
морей и отсутствию устойчивого ледяного покрова в глубоких.
Глава
М ОРЯ, ОМ Ы ВАЮ Щ ИЕ
Д А Л Ь Н И Й ВОСТОК СССР
9.1. М О Р Ф О М Е Т Р И Я
Три дальневосточных моря — Берингово, Охотское и Японское,
обладают рядом общих черт происхождения, морфометрии, кли­
мата, а вследствие этого и гидрологического режима. Это позво­
ляет объединить эти моря в одну группу. Все они относятся к ка­
тегории окраинных морей. Каждое из них географически четко
выделяется, так как протяженность жидкой границы небольшая.
LHa севере граница Берингова моря проходит по северной пери­
ферии Берингова пролива примерно на 66° с. шу От Тихого океана
это море отделяется Алеутскими и Командорскими островами.
Охотское море от Тихого океана отделяется п-овом Камчатка
и Курильскими островами^а от Японского моря — островами Саха­
лин и Хоккайдо.
Японское море отделено от Тихого океана Японскими остро­
вами, и его южная граница проходит по южной периферии Корей­
ского пролива около 32,6° с. ш. (рис.. 9.1).
Таким образом, эти моря вытянулись вдоль Азиатского мате­
рика с севера на юг на 30°: Берингово море — от 66 до 51,4° с. ш.,
Охотское— от 62,7 до 43,7° с. ш. и Японское — от 52,3 до 32,6° с. ш.
Хотя основная площадь морей лежит на разных широтах, но
некоторые их части расположены в одних и тех ж е широтных зо­
нах. Д аж е северная часть Японского моря и южная Берингова
моря находятся в одной широтной зоне, но из-за различной уда­
ленности от материка и различий во влиянии океана характери­
стики их режима совершенно различны.
[Географическое положение морей таково, что Охотское море
наиболее глубоко вдается в материк и в его режиме должна силь­
нее проявляться континентальность. Берингово море лежит на
границе двух океанов. При этом нужно учесть, что полуострова
Чукотский и Аляска довольно узкие, поэтому океаническое влия­
ние на режим этого моря должно быть сильным?)
Моря расположены на периферии Евразийской и Тихоокеан­
ской плит земной коры, движущихся навстречу друг другу.
В зоне конвергенции плит всегда наиболее сильны вертикальные
смещения земной коры, приводящие к трансгрессии и регрессии
моря. Поэтому донный рельеф морей очень неоднородный, а их
очертания за время существования менялись. Наиболее древними
222
<
D
Он
к
ос_
о
fоed
н
X
о
О
Я
оCU
РЗ
сч
к
о
•©
<
си
о
£
а
Он
являются глубоководные котловины, из них Беринговоморская
существовала уже в кембрийский период, естественно, не в совре­
менных очертаниях: Другие котловины в пределах 200—
300 млн. лет как появлялись, так и осушались, но уже в неогене
котловина Охотского моря существовала. Основное очертание мо­
рей сформировалось после первого оледенения, когда вдоль Азии
возникли островные дуги и вдоль них глубокие провалы земной
коры. В настоящее время этот район остается районом активной
тектонической деятельности, сопровождаемой извержением вулка­
нов и землетрясениями, при которых некоторые черты рельефа
меняются.
Это самые большие моря у побережья нашей страны
(табл. 9.1). Характерной морфометрической особенностью морей
Т аб л и ц а 9.1
М орф ом етрически е х ар ак т ер и с т и к и д а л ьн евосточн ы х м орей
S
Море
Б ерингово
О хотское
Я понское
Относительные площади между г л у ­
бинами в км, %
8
о
н
О
3Е
-
G
?“
g
о.
и
аз
2315
1603
1062
3796
1316
1630
1640
821
1535
0 ,0 -0 ,2 0 ,2 -1 ,0
4 5 ,8
4 1 ,1
2 6 ,3
4 ,9
2 8 ,8
1 6 ,8
1 -2
2 -3
3 -4
5 ,5
2 ,4
1 8 ,7
7 ,0
3 ,2
1 6 ,6
3 6 ,7
7 ,7
2 1 ,5
S
м
ез
Е
S;
4151
3916
3699
Берингова и Охотского является обширный шельф, на долю кото­
рого приходится более 40 % площади каждого из них.
В Беринговом море материковая отмель с преобладающими
глубинами менее 100 м занимает всю его северо-восточную часть,
препятствуя проникновению в нее глубинных вод. Более трети
площади моря занимают Алеутская и Командорская котловины
с глубинами более 3 км. Они разделены хребтом Ширшова, пони­
жающимся к югу и обрывающимся у Алеутской гряды. Здесь глу­
бина достигает 4,5 км, допуская возможность обмена глубинными
и придонными водами котловин. На материковый склон в этом
море приходится всего 17% площади и его крутизна в. основном
находится в пределах 0,5—3,0°.
В Охотском море материковая отмель более равномерно рас­
пределена вдоль берегов материка, чем в Беринговом. Третью
часть площади занимает материковый склон. В целом дно моря
имеет общий наклон к его юго-восточной глубоководной периферии,
где расположена Курильская котловина с глубинами, превышаю­
щими 3 км. Впадина Дерюгина, находящаяся на широте север­
ного Сахалина, существенно меньше первой котловины и глубина
ее менее 2 км. Между этими понижениями дна находятся два
относительно небольших поднятия: возвышенность Института
Океанологии и возвышенность Академии Наук СССР. В связи
224
с большой материковой отмелью и большой глубоководной частью
моря Берингово и Охотское относят к морям смешанного матери­
ково-океанического типа.
В Японском море на шельф приходится лишь немного более
четверти его площади с наибольшим распространением на севере.
Рельеф дна моря довольно пересеченный. К его срединной части
происходит общее понижение дна, с южной стороны которого
расположена возвышенность Ямото, с отдельными глубинами
менее 300 м. Есть также несколько возвышенностей меньшего
размера в южной части моря.
Материковый склон На большом протяжении вдоль материка
и островов Японии узкий и крутой.
Итак, общей чертой рельефа дна всех дальневосточных морей
следует считать существование глубоких котловин, отделенных от
Тихого океана дугами островов. Характер и интенсивность обмена
водами с океаном зависит от размера и глубины проливов между
островами.
В Алеутско-Командорской гряде 47 проливов общей площадью
примерно, в 735 км2, но большинство их мелководны с глубинами
в основном до 100 м. В восточной части гряды, в прол. Амухта
глубина доходит до 500 м. Далее к западу в самом южном про­
ливе Амчитка глубина около 1300 м. Еще западнее между группой
островов Ближние и Командорскими в самом широком проливе
имеется желоб с глубинами до 3600 м. Самые большие глубины,
доходящие до 4420 м, обнаружены в проливе между Командор­
скими островами и п-овом Камчатка [26]. С Чукотским морем
Берингово связано мелководным Беринговым проливом глубиной
порядка 40 м и шириной в узкой части 85 км. Таким образом
северная мелководная часть моря сообщается с океаном через
мелководные проливы, а у глубоководной есть связь с Тихим
океаном через глубокие проливы.
Столь же благоприятны условия водообмена Охотского моря
с Тихим океаном. В гряде Курильских островов более 30 проли­
вов с суммарной шириной 500 км, из которых наиболее широкие
и глубокие проливы Буссоль и Крузенштерна. В первом глубина
составляет 2318 м и во втором— 1920 м. В еще двух крупных про­
ливах Фриза и Четвертом Курильском глубины около 900 м
и 600 м соответственно. Из общей площади сечения на первый
пролив приходится 43,3 %, на второй — 24,4 %, на третий — 9,2 °/о
и на четвертый — 8,1 % [26]. Хотя глубины этих проливов боль­
шие, но дно даж е с.амого глубокого из них на 1,5 км выше, чем
дно Курильской котловины, и поэтому условия для обмена водами,
находящимися глубже 2,3 км, ограничены.
Охотское море с Японским связано мелководными проливами
Лаперуза и Невельского. Первый пролив шириной 44 км имеет
глубины менее 75 м, а у второго, шириной около 7 км, глубины
не превышают 14 м.
В противоположность- первым двум морям Японское море с Ти­
хим океаном соединяются только одним Сангарским проливом,
15 З ак аз № 427
225
ширина которого в узкой западной части всего 19 км, а глубина
130 м. Наибольшим является обширный Корейский пролив, вклю­
чаемый в Японское море и связывающий его с Восточно-Китай­
ским и Желтым. Его наименьшая ширина в средней части пролива
160 км, а глубина 125 м. Очень мелководный с глубинами 2—3 м
Симоносекский пролив какого-либо существенного влияния на во­
дообмен и режим моря не оказывает.
Малые глубины в проливах изолируют глубокие слои Японского моря от сопредельных бассейнов, поэтому характер его
водообмена с морями существенно отличается от того, который
имеет место в Беринговом и Охотском морях.
9.2. К Л И М А Т И Ч Е С К И Е Ф А К Т О Р Ы , В Л И Я Ю Щ И Е НА Р Е Ж И М
Расположенные на периферии самого большого океана и у са­
мого большого материка в области умеренных и высоких широт
моря подвержены в большей или меньшей степени муссонным
перемещениям воздуха со всеми вытекающими последствиями.
Это основная общая черта воздействия атмосферы на моря.
На движение воздуха и его характер над морями влияют три
основных барических образования: алеутский минимум, североти­
хоокеанский максимум и сибирский зимний антициклон. Они фор­
мируются ежегодно и в зависимости от сезона локализуются в по­
стоянных районах, создавая генеральную систему ветров. Наибо­
лее контрастно эта система барических образований выражена
в холодный период года (рис. 9.2 а). Центр алеутского минимума
локализуется в восточной части Алеутской тряды, а сам он про­
стирается на всю северную часть Тихого океана, отодвигая северо­
тихоокеанский максимум к берегам Калифорнии, поэтому на рас­
сматриваемые моря последний не влияет.
На Азиатском материке в это время развивается область высо­
кого давления, которая совместно с. алеутским минимумом приво­
дит к устойчивому северо-западному ветру над Японским и южной
частью Охотского морей. Повторяемость этого ветра от 40 до 60 %.
Далее к северу Охотского моря преобладающий ветер стано­
вится более северного направления, а в западной части Берингова
моря переходит к северо-восточному. Лишь в самой юго-восточной
периферии Берингова моря ветер имеет юго-западное и южное на­
правление. Из-за больших градиентов давления скорость ветра
высокая, возрастающая до 7— 12 м/с в северо-западной части Бе­
рингова моря и до 12— 15 м/с в Японском море.
В теплое время года барическая ситуация меняется коренным
образом. Пропадают сибирский максимум и алеутский минимум,
а северотихоокеанский максимум смещается к северу и усили­
вается (рис. 9.2 6). Вокруг него происходит антициклоническое
вращение воздуха, захватывающее по своей западной и северо-западной периферии районы рассматриваемых морей, в результате
чего в них преобладает южный и юго-западный ветер, но устойчи­
226
вость его несколько меньше, чем зимнего. По скорости он также
слабее, в среднем составляя 4— 7 м/с.
Сезонная изменчивость скорости и направления ветра, которая
наблюдается повсеместно, за исключением юго-восточной части
120
120
150
/5 0
ISO
180
150
150
120
120
30
30
Ри с. 9.2. А тм осф ерное д а в л ен и е на у р о в н е м оря, гП а.
Берингова моря, где круглый год преобладают южные ветры,
влияет на все динамические процессы в верхнем слое морей.
Дополнительное влияние на перемешивание верхнего слоя мо­
рей и теплообмен с атмосферой оказывают обусловленные цикло­
нами и тайфунами штормовые ветры. Наблюдаются они чаще
в холодный период года. В Беринговом море ветер скоростью бо­
лее 15 м/с повторяется от 6 сут в месяц в северной части до 8 сут
в месяц — в южной. В восточной части Охотского моря 20 % всей
повторяемости ветров — штормовые. К побережью материка их
повторяемость убывает до 5— 10 %. Примерно такова ж е повто­
ряемость штормовых условий в Японском море (5— 10% ).
15*
227
Летом повторяемость штормовых условий обычно не превы­
шает 5 %. Большое влияние на тепловой и пресноводный баланс
морей оказывают, как известно, свойства приносимого воздуха.
В дальневосточных морях они существенно различаются в зави­
симости от направления переноса: с материка или с океана.
В первом случае во время зимнего муссона преобладает приход
с материка холодного слабо насыщенного влагой воздуха. Относи­
тельная влажность воздуха на побережье составляет 60 %.
Летом на моря чаще поступает сформировавшийся над океаном
влажный воздух с большой облачностью, которая повсеместно
над Японским морем в среднем составляет 6 баллов, а в южной
части Охотского и Берингова морей возрастает до 8—9 баллов.
Сезонность в переносе воздуха материкового и океанического
происхождения и его пространственное распределение влияет на
основные составляющие пресного баланса — на осадки и испаре­
ние. В соответствии с насыщенностью воздуха влагой и облач­
ностью максимум осадков во всех морях приходится на теплый
период года. Это увеличивает плотиостную устойчивость верхнего
слоя морей и ослабляет их прогрев. В пространственном отноше­
нии больше осадков получают те районы морей, которые ближе
расположены к Тихому океану. В них распределение выпадающих
осадков по сезонам более равномерное, чем в западных и северозападных районах морей. Естественно также, что наиболее южное
Японское море получает больше осадков, чем остальные, а мини­
мум осадков приходится на Охотское море, которое глубже
остальных вдается в материк и обладает большей «континентальностью» климата.
Д аж е в каждом из морей на их южные районы выпадает осад­
ков в 3—4 раза больше, чем на северные.
Абсолютные значения слоя выпадающих осадков известны
с небольшой точностью из-за малого количества пунктов наблю­
дений.
Следующей приходной статьей пресного баланса является ма­
териковый сток. Во всех морях он небольшой и его влияние рас­
пространяется в основном на устьевые участки. В Беринговом море
речной сток сосредоточен в его северной части, а в Охотском —
65 % стока приходится на Амур. Только ради сопоставления реч­
ного стока по морям с учетом их площадей в табл. 9.2 приведены
значения стока в виде слоя пресной воды (см).
Т аб л и ц а 9.2
С оставляю щ и е пресн оводного б а л а н с а [17]
Материковый сток
Осадки
Море
Б ерингово
О хотское
Я понское
228
км3/год
см
КМЗ/ГОД
1300
900
1390
56
56
131
400
600
210
СМ
17
38
20
Испарение
КМ3/ГОД
700
900
900
Пресный баланс
СМ
30
56
85
км3/год
1000
600
700
СМ
43
38
66
Зимой в прибрежной зоне относительная влажность поступаю­
щего на моря воздуха повышается с юга на север от 50 до 70 %.
При этом Aq = qa—q0 достигает значений 2 - Г0_3 и уменьшается по
мере удаления от берега.
При наличии льда температура его поверхности и воздуха
низкие и их разность небольшая, вследствие чего Aq мало. По­
этому испарение со льда небольшое.
При ветре со стороны океана относительная, влажность воздуха
летом превышает 0,9, а температура воздуха равна или даже пре­
вышает температуру поверхности морей, особенно Берингова, по­
этому испарение существенно меньше, чем зимой, а в случае по­
ступления особенно влажного и теплого воздуха происходит кон­
денсация с образованием туманов.
Пресный баланс во всех морях положительный; причем только
в наиболее глубоко вдающемся в материк Охотском море испаре­
ние равно осадкам и избыток пресной воды вызван речным сто­
ком. Во всех остальных морях осадки превышают испарение,
и поэтому пресная вода более равномерно распределена по их
акватории, чем в Охотском море.
Из метеорологических факторов, влияющих на тепловое состоя­
ние морей, основное место отводится радиационному балансу.
Вследствие большой протяженности морей по широте поступаю­
щая на них суммарная радиация меняется в больших пределах
как в пространстве, так и во времени. В теплый период года она
уменьшается от Японского моря до Берингова. Так, например,
в июле суммарная радиация в Японском море в среднем
62 кД ж /(см 2-мес), в Охотском 52 кД ж /(см 2• мес) и в Беринговом
36 кД ж /(см 2-мес) [38]. Примерно в такой же степени умень­
шается к северу радиационный баланс морей.
Менее существенно уменьшается с юга на север поток суммар­
ной радиации и баланс в холодный период года. В январе только
на самом юге Японского моря радиационный баланс положитель­
ный и равен примерно 6 кД ж /(см 2-мес). Но уже в его северной
части он становится отрицательным. В Охотском море он убывает
до — 3 кД ж /(см 2-мес), а в Беринговом до —7 кД ж /(см2-мес).
При рассмотрении значений радиационного баланса морей
нужно иметь в виду, что непосредственные систематические его
измерения проводятся только на береговых пунктах. Приведенные
выше данные получены посредством расчетов. По мере совершен­
ствования методики расчетов и исходной информации количествен­
ные результаты могут меняться, но общий характер распределе­
ния радиационного баланса по морям и его изменение во времени
сохраняется.
Затраты тепла на испарение с поверхности морей обычно опре­
деляются умножением толщины слоя испаряющейся влаги на
удельную теплоту испарения LH= 2,5 кДж/см3. Этот поток в такой
же степени ориентировочный, как и испарение (табл. 9.3).
В такой же, если не в большей степени следует считать ориен­
тировочными значения1турбулентного теплообмена между морями
229
Таблица 9.3
С о ставляю щ и е т еп л ов ого б а л а н с а м орей, к Д ж / ( с м 2-г о д )
Море
Б ери н гово
О хотское
Я понское
Б
ф
и
®а
ф
118
126
135
— 177
— 163
— 158
— 66
— 72
— 59
120
109
86
Г
и атмосферой. Этот поток сильно зависит от того, как быстро
происходит взаимная тепловая трансформация соприкасающихся
слоев воздуха и воды. Наибольшая разность температур этих сред
О— Т0 бывает в холодный период года, когда еще моря не покры­
ваются льдом. В гл. 1 было показано, что по мере удаления от
берега -в— Т0 быстро убывает. Перед замерзанием морей разность
температур воды и воздуха вдоль побережья материка может пре­
вышать 10 °С. При образовании льда эти контрасты убывают, но
за кромкой льда снова увеличиваются до 6°С. Естественно, что
при таких контрастах температуры и высоких скоростях ветра,
которые бывают над дальневосточными морями в этот период
года, турбулентный поток в атмосферу большой. Он быстро убы­
вает по мере удаления от материка, но тем не менее его значения
зимой в западных районах морей на открытых участках воды
могут составлять 20—25 кД ж /(см 2-мес).
Летом преобладает поступление на моря воздуха с океана
с малыми контрастами температуры между ним и водной поверх­
ностью, поэтому турбулентный поток тепла хотя и направлен.
в основном к поверхности морей, но существенно меньше, чем
зимой.
В результате в целом за год турбулентный поток тепла на­
правлен от поверхности морей вверх (см. табл. 9.3). Его сумма
с затратами тепла на испарение превышает приток лучистой энер­
гии, т. е. в среднем за год моря отдают тепло в атмосферу. В теп­
лый сезон, который длится в Японском море с марта по сентябрь,
т. е. 7 мес, в Охотском море 5—6 мес и в Беринговом 3—4 мес,
суммарный теплообмен морей с атмосферой положительный и они
получают тепло. В остальное время — отдают его. Из-за. большой
широтной протяженности морей продолжительность периода полу­
чения и отдачи ими тепла в северном и южных районах разли­
чаются на 1—2 мес.
9 .3 .
ц и рк у л я ц и я
во д
В движении вод дальневосточных морей есть много общих черт,
хотя различия в морфометрии приводят к формированию их суще­
ственных особенностей.
230
1Вследствие суммарного действия глобального распределения
атмосферного давления, поля ветра, потоков тепла и воды, в Тихом
океане к Азиатскому материку происходит наклон изобарических
поверхностей с соответствующим переносом вод.! Однако этот пе­
ренос происходит из различных участков циркуляционной системы
вод северной части Тихого океана. В Японское море поступают
в основном воды западной ветви теплого Куросио, проходящей
через Восточно-Китайское море и добавляющей его воды.* В Бе­
рингово море поступают преимущественно воды Аляскинского
течения, формирующегося из северной ветви Северо-Тихоокеанского течения.! В Охотское же море заходят в основном воды, пере­
носимые с севера Курильским течением (Ойясио).
Следующие различия в характере поступления тихоокеанской
воды заключается в том, что из-за мелководности проливов
в Японское море поступают только поверхностные воды,
а в остальные моря и глубинные. Ежегодно через Корейский про­
лив в Японское море, поступает от 55 до 60 тыс. км3 теплой воды,
составляя в среднем 57,4 тыс. км3/год. В течение года струя этих
вод в виде Цусимского течения также меняется. Наиболее она
интенсивна в конце лета—начале осени, когда под действием юговосточного муссона происходит усиление западной ветви Куросио
и нагон вод в Восточно-Китайское море. В этот период приток вод
увеличивается до 8 тыс. км3/мес. В конце зимы приток вод через
этот пролив уменьшается до 1,5 тыс. км3/мес.
Небольшой объем тихоокеанских вод в Японское море входит
через Сангарский пролив. Но это воды Курильского течения, отли­
чающиеся от первых по своим свойствам. В среднем за год в море
поступает порядка 4 тыс. км3/год поверхностных вод в слое, не
превышающем 130 м. Однако выделить струю этого течения
трудно из-за сильного приливного эффекта, дважды в сутки пре­
рывающего заток тихоокеанских вод и заполняющего все сечение
пролива вытекающими из моря водами.
Поступление тихоокеанских вод в Охотское море происходит
через проливы Курильской гряды, и движение вод в них двусто­
роннее. Поэтому можно лишь выделять проливы по преобладанию
в них поступления или выноса из моря вод. В северных проливах,
включая пролив Крузенштерна, преобладает поступление тихо­
океанской воды, в том числе глубинной, втекающей в разрыв Ку­
рильской гряды в районе упомянутого пролива. Далее в средней
части гряды, включая пролив Буссоль, нет какого-либо преобла­
дающего направления переноса воды и двусторонняя схема перено­
сов имеет место не только в верхних, но и в глубинных слоях
проливов.
В южной части проливов гряды преобладает вынос вод из
Охотского моря. Количественно объем тихоокеанской воды, посту­
пающей через проливы Курильской гряды, точно не определен.
Ориентировочно его оценивают в 135 тыс. км3/год.
В Охотское море поступают еще сильно трансформированные
в Японском море воды тихоокеанского происхождения через про­
231
лив Лаперуза. Объем этих вод по косвенной оценке определяется
примерно в 15 тыс. км3/год. Сезонная изменчивость притока вод
в Охотское море пока еще надежно не определена.
Не лучше изучен пока перенос тихоокеанских вод в Берин­
гово море через проливы Алеутской гряды. Оценка объема этого
переноса сделана в основном по вычисленным динамическим мето­
дом скоростям течений [1]. Согласно расчетам, основное поступ­
ление тихоокеанских вод происходит через проливы Ближний,
Амчитка и Булдырь. В первом из них тихоокеанские воды в море
поступают от поверхности до дна со средней скоростью 2—4 см/с.
Хотя часть площади сечения пролива занимают выходящие из
Берингова моря воды, но общая площадь- настолько велика, что
даж е при таких малых скоростях течения в море заходит около
454 тыс. км3 вод. Также от поверхности до дна проходят тихо­
океанские воды в менее глубоком прол.. Амчитка, где скорость
течения 6— 10 см/с и объем переносимых вод оценивается
в 138 тыс. км3/год. Поток вод в море через проливы Булдырь
и Амухта. оценен в 22 тыс. км3/год. Естественно, что и через дру­
гие проливы, но в меньших объемах существует заток тихоокеан­
ских вод. Так, глубже 3 км в Камчатском проливе происходит
перенос глубинных вод в Берингово море. Приравнивание его
невязке уравнения водного баланса моря дает оценку поступаю­
щих вод в 84 тыс. км3/год. Суммирование перечисленных объемов
вод показывает, что ежегодно в Берингово море поступает
примерно 700 тыс. км3 тихоокеанской воды, что составляет более
19 % всего объема моря.
Несмотря на то что приведенные оценки поступающих тихо­
океанских вод в моря весьма ориентировочны и не учитывают
ветрового переноса, порядок этих величин, по-видимому, не изме­
нится, так- как ветровой перенос концентрируется в сравнительно
тонком верхнем слое. Несомненно, что роль этих вод в гидроло­
гическом режиме всех морей должна быть велика.
Циркуляция вод в дальневосточных морях сильно зависит от
объема поступающих в них тихоокеанских вод, места их захода,
морфометрии и местных .циркуляционных факторов. Важную роль
играют очертания моря около пролива. Так, южная часть Япон­
ского моря представляет собой как бы расширение Корейского
пролива, поэтому струя Цусимского течения постепенно распла­
стывается по всей этой акватории (рис. 9.3). Это течение просле­
живается до 500^—700 м, так как выходящий из Корейского про­
лива поток вод увлекает подстилающие воды и в пределах этого
слоя градиентная составляющая скорости еще превосходит плотностную.
Вследствие прохождения Цусимского течения у западных бере­
гов Японских островов, уровень моря здесь оказывается в среднем
выше на 20 см, чем в Тихом океане у восточных берегов Японии.
Поэтому уже в первом по пути движения вод этого течения Сангарском проливе происходит интенсивный сток вод в Тихий океан.
Примерно 62 % вод Цусимского течения уходит через этот пролив,
232
вследствие чего далее оно становится сильно ослабленным. Еще
около 24 % объема поступающих из Корейского пролива вод сте­
кает через прол. Лаперуза и уже севернее его поток^теплых вод
становится крайне незначительным, но все же проникает в Татар­
ский пролив. В нем из-за малости сечения пролива Невельского
большая часть этих вод поворачивает на юг.
130
140
Ри с. 9.3. С хем а поверхностны х течений Я пон ского м оря, см /с [26].
По мере продвижения , потока вод в Цусимском течении к се­
веру в него включаются воды других течений и от него отчле­
няются струи. В частности струи, отклоняющиеся к западу перед
Татарским проливом, сливаются с выходящими из него водами,
■формируя идущее с небольшой скоростью к югу Приморское тече­
ние. Южнее зал. Петра Великого это течение разделяется на две
ветви: прибрежная продолжает движение на юг и частично отдель­
ными струями вместе с возвратными водами Цусимского течения
в вихревых круговоротах .выходит в Кор’ейский пролив, а восточная
струя отклоняется к востоку и соединяется с Цусимским течением.
Прибрежную ветвь называют Северо-Корейским течением. Вся
перечисленная система течений образует общую для всего моря
циклоническую циркуляцию, в которой восточная периферия со; стоит из теплого течения, а западная — из холодного.
Скорости течений в южной половине моря выше, чем в север­
ной. Вычисленные динамическим методом они в верхнем 25-метроI вом слое Цусимского течения летом убывают от 70 с м/с в Корей­
233
ском проливе примерно до 20 см/с на широте прол. Лаперуза
и становятся менее 10 см/с в Татарском проливе. Скорость холод­
ного течения существенно меньше. Она увеличивается к югу от
нескольких сантиметров в секунду на севере примерно до 10 см/с
в южной части моря. С глубиной скорость течения убывает, и на
глубине 100 м она равна примерно'7з поверхностной в Цусимском
течении и не превышает 1—5 см/с— в Приморском. На глубине
200 м в средних широтах моря скорости в теплом течении убы­
вают до 10 см/с, а в холодном не превышают 2—3 см/с [27]. Но
общая картина циклонической циркуляции вод сохраняется.
В Охотском море изобарические поверхности в пределах верх­
них 1000 м в целом понижаются от Курильской гряды на северозапад. Только в юго-восточной части моря над южной периферией
котловины выделяется небольшая область с повышением динами­
ческих поверхностей. Это видно по уровню моря (рис. 9.4). Из-за
такого наклона уровенной поверхности заходящие в море через:
проливы Курильской гряды тихоокеанские воды образуют большой
циклонический круговорот. В его сечении по широте четко выде­
ляются течения с северной составляющей в восточной части моря
и с южной — в западной (рис. 9.5). В отличие от Японского моря
тихоокеанские воды здесь движутся по всей глубине моря с при­
мерно одинаковыми скоростями. Лишь в прибрежной зоне возникаются вдольбереговые течения с повышенными скоростями, обу­
словленными ростом уровня у берегов, который всегда имеет
место при циклоническом характере циркуляции.
Эти течения, продолжая друг друга, обходят берега моря про­
тив часовой стрелки и отдельные участки этой циркуляции полу­
чили наименования по их географическому положению:, течения
Камчатское, Пенжинское, Амурское, Восточно-Сахалинское.
Если в глубине трансформация ’тихоокеанских, вод в течении
слабая, то в поверхностных слоях моря течения с южной состав­
ляющей вдоль материка и о. Сахалин содержат воды местного
происхождения.
Сильно трансформированные воды тихоокеанского происхожде­
ния проникают в Охотское море из Японского через прол. Лапе­
руза и в виде сильного течения Соя со скоростями до 50—60 см/с
движутся на восток. Очень небольшой объем вод поступает
в Охотское море через пролив Невельского.
В соответствии с особенностями рельефа дна и очертаниями
берегов на общем фоне переноса вод против часовой стрелки обра­
зуются локальные циркуляции.
В еще большей степени поступление тихоокеанских вод оказы­
вает влияние на течения в Беринговом море. Как уже отмечалось*
'проходящее вдоль южного склона Алеутской гряды на запад Аля­
скинское течение, прижимается к гряде и от него отходят ответ­
вления потоков, заходящих в Берингово море. В динамическом
рельефе уровенных поверхностей моря имеет место наклон от его
восточной части к юго-западной. Поэтому вычисленные динами­
ческим методом течения широкой струей вдоль материкового
234
склона устремляются на северо-запад, разделяя море на две части
(рис. 9.6). По мере приближения к материку этот поток р а з д е -'
ляется на две ветви, одна из которых поворачивает на запад
и вдоль Камчатки в виде Восточно-Камчатского течения направ140
145
150
155
160
Р и с. 9.4. У р о в е н н а я п оверхность О хотского м о р я летом , см [18].
ляется на выход из моря через Камчатский пролив. Часть вод
этого течения у Командорских островов поворачивает на восток,
включаясь в общий поток тихоокеанских вод, поступающих через
прол. Ближний. Эта система течений создает в юго-западной части
моря циклонический круговорот вод, основные струи которого
прослеживаются до самых нижних горизонтов [1]..
В восточной мелководной части моря под воздействием
рельефа дна и очертаний берегов возникают отдельные циркуля­
ции циклонического и антициклонического характера, но общий
перенос вод направлен в сторону Берингова пролива, через кото235
-Л / /
4 / ч. чV
\4 i t \ ч
,
)
_J 4 * ц v /- ✓
/ / / ч//
*
i
\
/Х \< - if 1
XЧ
\■
^*.ч
ж. ч
’-ХУ
•ч ♦
4
Чч
4/ \ ч
i ** i * ч
V к*
ч
IMtW
>\ t * / / ' ч >i ' t V ) М * >f-v
/М У УЧч V. —/ ^ *1/
+ ч > '•'*• ч * '>'■*>' / / /
/ 4-у Ц\
*•> * * 4 *
ч j( / М *i<
/ М.
i t I Н ("
* S / / сГ~)♦
v t i 4 чч^ ч ч у \ ^
^, *
Hit
/ t /у / / ч
ii И
■«•
i l W U X X V VV ч М
Щ Н '
ЧуЛчЧЧ’ЧчЧчЧ ч ч ЧЧ * -~ ^ -'
ЧУ Ч \ Ч Ч Ч-ч ч. ч ч Чс У Ч-✓ч
>f
ЧУ УЧцчЧЧ-^чУ Ч ^ ч У / Х ' - ч У У -г
\ \ t /
> Уу \ ЧЧчч-ьЧЧ Ч \
У I1 / /
\ X ЧУ ( Ч » » ' ' ' У
чу чЛ У И / ' У' ЧЧ / ' Ч ЧX*
ч ху И у / / " ' t
( л \ И I ЧУ t *
/
t / f i jr **. ■ /
^jr J1 fl /.* -*■**■**.«•
„ , » » ! / / ■ ’ * '» '> ,V■ ; £ й й '
4 4 > ч -■ ' f - r * tA S* * * А**
iw *
■ 170
* * +
■ **44» ■ « - у у ч г
Чl i IL
180
170
Р и с. 9.6. П оверхностны е течени я Б ер и н го в а м о р я [1].
55>
рый ежегодно выносится в Чукотское море в среднем около
36 тыс. км3 воды.
Эпизодически через Берингов пролив При устойчивом и силь­
ном ветре северных румбов проходят воды Чукотского моря, но
объем их небольшой и они не распространяются далеко к югу,
сливаясь с основным потоком. В этой части моря выделяются
Анадырское течение, начинающееся от лимана р. Анадырь и оги­
бающее м. Наварин, и течение Лаврентия, проходящее восточнее
о. Св. Лаврентия.
Скорости градиентных течений невысокие. На большей части
поверхности моря они не превышают 10 см/с, а в центральной
части юго-западного круговорота и того меньше. Только вблизи
Алеутской гряды, у Берингова пролива и в Восточно-Камчатском
течении скорости возрастают до 30— 50 см/с. С глубиной скорости
течений уменьшаются до 1—4 см/с на горизонте 1 км в подавляю­
щей части моря, а к глубине 2 км они уменьшаются до 1 см/с
и меньше.
Приведенная картина циркуляции вод во всех морях сохра­
няется во все сезоны года, но скорость течений, особенно поверх­
ностных, ■меняется существенно. Это связано с интенсивностью
поступления в моря тихоокеанских вод и с изменчивостью ветро­
вых течений. -
9.4. О С Н О В Н Ы Е Ч Е Р Т Ы П Р И Л И В О В И В О Л Н
Все дальневосточные моря имеют сравнительно небольшие раз­
меры для развития в них сколько-нибудь значительных собствен­
ных приливов, но достаточно открыты для проникновения в них
приливной волны из Тихого океана. Последняя, проходя с опреде­
ленной периодичностью во все проливы, создает явление излучения
из них волн, которые в результате взаимодействия между собой
и с дном бассейна создают в нем сложную картину регуляр­
ных колебаний уровня и течений. Уже отмечалось, что такое явле­
ние называется индуцированным приливом. Он по амплитуде коле­
баний и скоростям течений значительно больше собственного, по­
этому приливные явления во всех рассматриваемых морях
обусловлены практически полностью волнами, которые распростра­
няются из проливов. К ним приливная волна из Тихого океана
подходит в разное время. Следовательно, и они излучают волны
со сдвигом фаз. Кроме того, морфометрия и размеры проливов
различны. Это влияет на высоту излучаемой волны и перенос через
них энергии приливной волны. В результате такого различия
в вынуждающих колебания факторах приливные явления в морях
имеют более сложный характер, чем в прилегающем к ним ре­
гионе океана.
Наиболее открыты для поступления в них волн приливного
происхождения Берингово и Охотское моря. Данные наблюдений
показывают, что со стороны океана к Алеутской и Курильской
237
грядам подходят приливные волны различного типа. В западной
и восточной частях Алеутской гряды в приливе смешанного типа
преобладают полусуточные составляющие, а в центральной — су­
точные. Таков же тип приливов у Курильской гряды. К ее централь­
ной части подходит приливная волна неправильного суточного
типа, а к южной и северной частям — неправильного полусуточного.
Если воспользоваться показателем прилива, т. е. отношением высот/
Ри с. 9.7. Х а р ак тер при ли вов в Б ери н говом море.
/ — неправильный полусуточный; 2 — полусуточный; 3 — неправильный суточный прилив;
изолинии — котидали полусуточного прилива; цифры — наибольш ая величина прилива, м.
главных суточных волн к высотам главных полусуточных волн г],
то в алеутских проливах это отношение меняется от 1,3 до
4,3 [17]. Примерно такого ж е порядка г) в проливах Курильской
гряды. Это означает, что периодичность излучения волн через раз­
ные проливы различная. Помимо этого составляющие приливных
волн подходят в разное время к различным проливам. Например,
волна М 2 к восточному концу Алеутской гряды подходит примерно
на 2 ч раньше, чем к западному. Примерно столько же времени
они продвигаются вдоль Курильской гряды. Поэтому через про­
ливы этих гряд в Берингово и Охотское моря проходят волны
разной периодичности с различным фазовым сдвигом и высотой.
Проходящая через Камчатский пролив волна неправильного су­
точного прилива вызывает приливные явления этой же периодич­
ности в прилегающем регионе (рис. 9.7).
Наиболее мощная приливная волна неправильного полусуточ­
ного типа входит в Берингово море через большие проливы и про238
двигается к северу, проходя глубоководную часть примерно
за 4 ч.
На мелководье ее продвижение резко замедляется,, что видно
по котидальным линиям, а в заливах Анадырском и Нортон она
приводит к образованию стоячих волн. Результатом их взаимо­
действия являются амфидромии с вращением котидалей против
часовой стрелки.
В северную часть моря через Берингов пролив проникает при­
ливная волна из Чукотского моря. Она имеет меньшую высоту, чем
беринговоморская, поэтому влияние последней на приливах
Чукотского моря проявляется сильнее.' В восточной части моря
морфометрия дна и берегов создает условия для формирования
больших колебаний уровня, величины которых в длинных, сужаю­
щихся заливах в сизигию превышают 5—8 м. В северной части
моря за о. Св. Лаврентия из-за диссипации энергии волн величина
колебаний уровня.становится менее 1 м.
В характере приливных явлений Охотского моря много общего
с изложенным для Берингова моря. В нем прилив, также форми­
руется волнами, поступающими через Курильские проливы. Волна,
выходящая из прол. Лаперуза, может влиять на характер прилива
только в прилегающей к нему южной части моря, так как вели­
чина прилива у пролива в Японском море не превышает 0,5 м.
Еще слабее влияние приливной волны, проходящей из Японского
моря через прол. Невельского из-за малого сечения последнего.
Наиболее, энергетически значимые волны поступают через круп­
ные проливы центральной части Курильской гряды. В них, как
уже отмечалось, преобладает суточная составляющая, поэтому ее
распространение позволяет получить представление о распростра­
нении самой волны. По котидальным линиям (рис. 9.8) видно, что
сначала волны начинают поступать в северные проливы, а потом
в более южные. Сдвиг по фазе для суточной составляющей при­
лива составляет 3 ч. Далее волны из отдельных проливов продви­
гаются по направлению к материку с разной скоростью в зависи­
мости от глубины. При этом происходит сложение волн, приво­
дящее к результирующему колебанию различной частоты, т. е. раз­
личным типам приливов (см. рис. 9.8). Особенно они разнообразны
у побережья о. Сахалина и перед входом в Пенжинский залив.
По-видимому, это обусловлено особенностями морфометрии бас­
сейна и характеристиками суммируемых волн. Такой анализ
можно выполнить только посредством моделирования, используя
систему уравнений (1.11)— (1.13).
Особенно высокие приливы в Пенжинской губе, где их вели­
чина может превышать 10 м. Если воспользоваться формулой
Грина, то по морфометрическим характеристикам всего Пенжинского залива в вершине его губы высота приливной волны должна
увеличиваться примерно в 4 раза. Перед входом в залив наиболь­
шая возможная ее величина составляет около 4 м, поэтому даже
уменьшение высоты передвигающейся вверх по заливу волны из-за
трения не может скомпенсировать влияния морфометрических
239
характеристик региона, исключительно благоприятных для роста
величины прилива.
Приливные явления в Японском море менее интенсивны, чем
В рассмотренных морях, но природа их такая же. Они также вы-
Р и с. 9.8. Х ар ак тер при ли вов в ОХотском м оре [17].
/ — суточный; 2 — неправильный суточный; 3 — неправильный полусуточный прилив.
званы проникновением приливных волн через проливы. Однако
сечение проливов существенно меньше, чем в Алеутской и.Куриль­
ской грядах, поэтому общая поступающая энергия волн также
меньше. Основная волна, вызывающая приливы в Японском море,
поступает через Корейский пролив. Его сечение почти на порядок
больше остальных, и максимальное изменение уровня на входе
в него из Восточно-Китайского моря составляет около 3 м. Вели­
чина прилива на входе в Сангарский пролив менее 2 м, еще
меньше в прол. Лаперуза. Из-за диссипации энергии высота волн
в двух последних проливах особенно быстро уменьшается, и на
выходе из них высота приливных волн составляет не более lU от
их значений на входе.
240
Через прол. Невельского сколь-нибудь энергетически значимая
волна проникнуть не может из-за его малых размеров.
Период поступающих в море волн различный. В Корейский
пролив входит волна полусуточного прилива, в Сангарский— не-
Ри с. 9.9. Х а р ак т ер при ли вов в Я пон ском м о р е '[17].
1 — полусуточный; 2 — неправильный полусуточный; 3 — неправильный суточный прилив.
правильного полусуточного и в прол. Лаперуза — неправильного
суточного. В результате трансформации поступающих волн под
воздействием рельефа дна и берегов, а также их взаимодействия
в море создается сложная картина колебаний уровня и течений.
При выходе из сравнительно мелководных проливов в более глубо­
кое и открытое водное пространство волны распространяются по
всем направлениям и их высота уменьшается (рис. 9.9).
16
З ак аз № 427
241
Приливные течения в морях слабые. Их скорость составляет
0,1—0,2 м/с. Только в проливах скорость периодического течения
увеличивается до 1—2 м/с. Несколько меньше она в проливах Лаперуза (до 1 м/с) и в Корейском (до 0,4—0,6 м/с). Особенно ве­
лика скорость приливных течений в проливах Шантарских остро­
вов, где они достигают 4 м/с.
Таким образом, в приливных явлениях всех трех морей много
общих черт. Прилив в них индуцирован поступлением через про­
ливы приливных волн, но из-за различия в сечениях проливов
интенсивность приливов в морях разная. Взаимодействие входя­
щих в моря волн друг с другом и влияние морфометрии морей
приводят к разнообразным типам приливов, даже в пределах не­
больших регионов.
Во всех дальневосточных морях имеются благоприятные усло­
вия для развития интенсивного волнения. Все они глубоководные
и имеют большие водные пространства с линейными размерами
порядка расстояний предельного разгона Хт а над морями зна­
чительна повторяемость больших скоростей ветра, поэтому харак­
теристика установившегося волнения может рассматриваться
только как функция скорости ветра.
Данных режимного характера по спектрам ветра и волнения
пока еще не имеется, но из-за узости энергетически значимой
части спектра волнения вполне допустимо использование элемен­
тов волн заданной обеспеченности. Чаще всего при характеристике
волнения используются средние значения высоты волн, длины
и периода. Из «Динамики океана» известно, что их обеспеченность
составляет около 50 %. Для определения этих средних характе­
ристик волн используются чаще всего эмпирические формулы,
приведенные в гл. 1. Они позволяют только по одной скорости
ветра и расстоянию от берега оценить средние значения элемен­
тов волн. В соответствии с распределением скорости ветра наибо­
лее интенсивно волнение во всех морях осенью. В этот сезон пов­
торяемость волнения и зыби в 5 баллов и более, т. е. высотой
более 3 м, увеличивается с юга на север. В Японском море она
10— 15 %, в юго-восточной части Охотского моря увеличивается
до 20% ,. а в южной части Берингова моря превышает 40% .
Обычно осенью увеличивается повторяемость прохождения тайфу­
нов, сопровождаемых штормовыми ветрами, а в Беринговом море
усиливается циклоническая деятельность. Поэтому в этот период
наиболее вероятно появление исключительно высоких волн. С обес­
печенностью 3 % высота таких волн в Беринговом море и Охот­
ском составляет 16 м и в Японском 12 м.
Зимой развитию волнения препятствует ледяной покров. Наи­
более сильно его влияние проявляется в Охотском море, где откры­
тая вода остается только вблизи Курильской гряды. В Беринговом
море не покрывается льдом только его южная часть, состав­
ляющая примерно Vs с общей площади моря. Уменьшение длины
разгона волн приводит к тому, что повторяемость волнения силой 5
и более баллов уменьшается до 20 %. Вся центральная и южная
242
часть Японского моря остается зимой свободной ото льда и поэ­
тому характер волнения здесь остается такой же, как осенью.
Наиболее спокойны в отношении волнения дальневосточные
моря летом, когда только в восточной половине Берингова моря
повторяемость волнения силой 5 баллов и более составляет 10 %.
В остальной части региона волнение слабее.
9.5 . Т Е Р М О Х А Л И Н Н А Я С Т Р У К Т У Р А В О Д
Интенсивный водообмен дальневосточных морей с Тихим океа­
ном приводит к тому, что воды этих морей состоят из трансформи­
рованных в большей или меньшей степени тихоокеанских вод. Наи­
более близки по термохалинной структуре и по характеру затока
воды, поступающей из Тихого океана, Берингово и Охотское моря.
Через проливы Алеутской и Курильской гряд в них заходят поверх­
ностные, промежуточные, а через ряд проливов и глубинные воды.
Верхний слой этих вод отличается пониженной соленостью, у по­
верхности в большинстве районов близкой к 32,5 %о и лишь около
центральной части Алеутской гряды повышающейся до 33 %о.
С глубиной в пределах верхних 200 м она быстро повышается до
33,6—33,8 %о. Далее скорость роста S уменьшается и промежуточ­
ные тихоокеанские воды на глубине 1 км имеют соленость при­
мерно 34,4 %о. Соленость глубинных вод на горизонте 2 км 34,6 %о.
Температура верхнего слоя поступающих вод имеет довольно
большой сезонный ход, меняясь^у поверхности от 1 до 10°С.
С глубиной он естественно убывает и на горизонте 500 м темпе­
ратура воды примерно 3—3,3 °С. У промежуточных вод на глу­
бине 1 км она 2,7 °С и у глубинных на горизонте 2 км 1,8 °С [4].
По мере продвижения тихоокеанских вод в морях происходит
их трансформация, естественно, наиболее интенсивная в пределах
верхних слоев.
В осенне-зимний период из-за теплоотдачи в атмосферу и пони­
жения температуры воды, а позднее и из-за осолонения при обра­
зовании льда, развивается конвекция. При описанной начальной
стратификации поступающих вод и большой отдаче тепла в атмо­
сферу глубина ее распространения достигает в Беринговом море
200 м, а в Охотском 150 м. Соленость воды в конвективном слое
находится в пределах 33,0—33,3 %, т. е. равна средней в этом
слое солености исходных вод с небольшой добавкой в результате
выделения солей при росте льда. Температура воды в этом слое
становится меньше исходной, понижаясь в южных и юго-восточных
районах до 2—3 °С и до отрицательных значений — в северных.
Конкретные значения толщины слоя конвективного перемешива­
ния, солености и температуры воды в нем зависят от интенсивности
осенне-зимнего теплообмена с атмосферой и термохалинной стра­
тификации вод. Наиболее просто они определяются из уравнений
{2.6"). Эти формулы дают возможность оценить характеристики
трансформированной тихоокеанской воды.: В южных районах
морей, где потоки тепла в атмосферу меньше, приток осадков
16*
243
больше, а температура воды выше, чем в северных, толщина h
оказывается минимальной, а температура максимальной. К северозападу, где теплоотдача в атмосферу больше, h увеличивается,
а Т понижается. Образовавшуюся таким образом воду принято
считать водой местного формирования и' называют беринговоморской и охотоморской водными массами в соответствующих морях.
Летом происходит прогрев этих вод, но из-за повышения устой­
чивости плотностной стратификации вследствие повышения.темпе­
ратуры и понижения солености от летних осадков, а вблизи берегов
и речного стока, он не распространяется на весь слой конвекции.
В основном сезонный рост температуры и понижение солености
сосредоточены в слое ветрового перемешивания. Его толщина
в установившемся состоянии может быть.определена по формуле
(2.5), которая при учете адвекции тепла Фг и соли фг записы­
вается в виде.
_1
(9.1)
h — 2р2| | U |3 g—1
■
(Фо + Ф h + Ф г) — £s (фо ~~Ь Фа ~г фг)
Из-за того, что летом скорость ветра незначительная, а поток
тепла Ф о>0 и поток солей ф о<0 вызывая увеличение устойчиво­
сти вод верхнего слоя моря, что находит отражение в росте зна­
менателя формулы (9.1), толщина верхнего перемешанного слоя
оказывается небольшой. В открытых районах Охотского моря ftбольшей частью не превышает 10—25 м [21] и в Беринговом море
составляет 25— 50 м, уменьшаясь с юга на север [1]. Такое раз­
личие в толщине квазиоднородного слоя обусловлено более силь­
ным ветром в Беринговом море, меньшим потоком тепла Ф0
и несколько меньшей устойчивостью в сезонном термоклине.
Последнее способствует большему оттоку тепла Ф/г<0 вглубь
и притоку солей фд>0, чем в Охотском море.
В северной шельфовой зоне Берингова моря h уменьшается
из-за более интенсивного распреснения речным стоком. Добавоч­
ное распреснение, как и в Охотском море, обусловлено таянием
м.орских льдов. В этих районах при, вычислении ф0 к осадкам
следует добавить приток речного стока и талых вод, в сумме обо­
значаемый через /in, поэтому формула для определения ф0
имеет вид
Фо = —S 0 (О + /гп + И ).
(9.2)
Нужно только иметь в виду, что все величины в скобках
должны иметь размерность массы в единицу времени с единицы
площади.
Добавление hn увеличивает ф0 в 2—3 раза а в устьевых рай­
онах еще больше. Поэтому в районах линз распресненных вод h
может быть меньше 10 м. В среднем в районе шельфа Берингова
моря h убывает с юга на север от 30 до 10 м.
Изменение температуры и солености воды в верхнем переме­
шанном слое морей за летний сезон может быть описано уравне­
ниями (7.9.) и (7.13).
244
Весной из-за притока лучистой энергии и уменьшения затрат
тепла на испарение поток тепла Ф0 быстро растет, достигая
максимума в июне, и температура воды в слое толщиной h растет
тем быстрее, чем меньше h и больше Ф0. Соленость этого слоя
воды весной и летом в обоих морях уменьшается из.-за того, что
рассмотренный выше поток солей фо<0.
*)
№°в.д.
<68
<72
<76<80<7в<72<68з.д.
б)
Р и с. 9.10. Т ем п е р а ту р а
и
соленость Б е р и н го в а
А вгуст [1].
моря
на р а зр е зе
по 57° с. ш..
Обмен теплом и солями между верхним перемешанным слоем:'
и подстилающими водами, выражаемый потоками Фн и ср^, ослаб­
ленный вследствие Повышения летом устойчивости термоклина, не
вызывает больших изменений температуры и солености глубже h,..
поэтому сформировавшаяся за холодный сезон водная масса со­
храняется и в теплый сезон года в виде холодного промежуточногослоя. Поэтому беринговоморскую и охотоморскую водные массы;
иногда называют промежуточными водами соответствующего моря.
Эти воды хорошо прослеживаются на разрезах (рис. 9.10 и 9.11)..
Воды верхнего перемешанного слоя часто выделяются в спе­
цифическую водную массу летней модификации соответствующего”
моря. Она отличается высокой температурой и пониженной соле­
ностью. В связи с пространственным различием потоков тепла
и солей, а также неоднородностью толщины этой водной массы
245
в ней наибольшая пространственная изменчивость температуры
и солености.
Из рис. 9.10 видно, что даже в глубокой части Берингова моря
температура воды .в'августе меняется на 3 °С. Еще больше раз­
личия в северной части моря, где в заливах Нортон и Анадыр­
ском температура воды из-за речного стока превышает 11°С,
Р и с. 9.11. Т ем п е р а ту р а и с олен ость. О хотского
А вгуст [21].
м о р я на р а зр е з е по
150° в. д.
а между ними в районе выноса вод из Чукотского моря она менее
3 °С. Еще сильнее ,меняется соленость этой водной массы: при­
мерно от 33 %о в центральной части моря до 25°/оо на выходе из
упомянутых заливов. В самих же заливах вода к устьям рек ста­
новится практически пресной.
Так же велика пространственная изменчивость температуры
и. солености поверхностной водной массы Охотского моря
(рис. 9.11). В августе температура его поверхности меняется при­
мерно от 15 °С на юге до 2°С в районе апвеллинга у западного
246
берега перед входом в зал. Шелихова. Лишь немного выше темпе­
ратура воды в районе подъема вод на мелководье о. Ионы»
В обоих морях отрицательные аномалии температуры воды отме­
чаются вблизи проливов Алеутской и Курильской гряд из-за при­
ливного перемешивания вод. Пространственная изменчивость соле­
ности поверхностной водной массы в Охотском море так ж е
велика, как и в Беринговом. В южной части моря в районе выхода
вод из Японского моря она превышает 33,5 %0, а в областях, где
примешиваются речные воды, становится ниже 30 °/оо. Еще сильнее
она понижается на устьевых взморьях.
С началом осенней конвекции поверхностная водная масса
постепенно размывается и зимой исчезает, принимая значенияг
температуры и солености беринговоморской и охотоморской вод,,
которые как было отмечено, образуются зимой.
Не затронутая конвективным перемешиванием тихоокеанская:
вода в обоих морях до больших глубин, а в центральных и север­
ных районах — до дна, оказывается теплее, чем рассмотренная:
вода зимнего происхождения. Максимум температуры в ней зале­
гает в Беринговом море на глубинах 0,3—0,4 км и равен 3,4—■
3,9 °С, а в Охотском — на глубинах около 1 км и равен1
2,2—2,5 °С. Такое различие объясняется характером поступающейводы, которая представляет собой промежуточную тихоокеанскую'
водную массу. Толщину ее слоя выделить трудно из-за плавности
вертикальных профилей температуры и солености в ее окрестно­
стях. Ориентировочно по небольшому максимуму устойчивости
в Беринговом море ее нижняя граница устанавливается на глу­
бине от 0,6 до 1 км, а в Охотском море — на глубинах до 1,5 км..
Эти воды трансформируются очень медленно по мере движения
в общей циркуляционной системе морей. В Беринговом море они
проникают до шельфа и в общем циклоническом круговороте боль­
шей частью уходят в океан через Камчатский пролив. За этовремя их температура понижается на 0,2—0,3 °С (см. рис. 9.10 а ).
В Охотском море промежуточные тихоокеанские воды также не
проникают в шельфовую область, хотя при приближении к нему
в циклонической циркуляции происходит подъем их теплого
ядра примерно на 200 м [21] . Различие в температурах северной
и южной (выходящей из моря) частей циркуляции здесь не пре­
вышает 0,1—0,2°С. Несмотря на такие небольшие изменения тем­
пературы глубинных' вод, общий поток тепла из-за их большой'
массы значительный. Основная его доля идет вверх, в результате
средний за год поток тепла у поверхности морей направлен
в атмосферу.
Глубже нижней границы промежуточных тихоокеанских вод:
в обоих морях расположены очень однородные воды, называемые
глубинными, но природа их должна быть различной. В Беринговом'
море до самого дна через Камчатский пролив могут поступать
глубинные тихоокеанские воды, а в Охотское они проходят только*
до дна наиболее глубокого прол. Буссоль (2300 м). Поэтому ха­
рактеристика этих вод в западной котловине Берингова моря такая
247
же, как в океане перед проливом на соответствующей глубине.
В Охотском же море такое совпадение имеет место только до глу­
бины порядка 2 км. Глубже воды этого моря изолированы от
океана и их температура на 0,2—0,3 °С выше, чем на соответ­
ствующем горизонте океана.
Характер термохалинных процессов в Японском море во мно­
гих отношениях отличается от рассмотренных. В первую очередь
это объясняется мелководностью проливов, через которые посту­
пают в него воды. Это приводит к изолированности моря, начиная
с глубин около 150 м. Важно также то, что поступающая в море
через Корейский пролив тихоокеанская вода предварительно про­
ходит через Восточно-Китайское море, в котором она с поверхности
трансформируется. Трансформация проявляется в изменении со­
лености в пределах слоя порядка 50 м, выделяемого по скачку S
от 0,5 до 1,5 %q. Летом соленость воды у поверхности пониженная
(около 33,6 % о) 'и повышается зимой до 34,3 %о. Поэтому иногда
воды этого слоя выделяют в отдельную восточнокитайскую вод­
ную массу [17] или просто в поверхностный слой с большими
сезонными колебаниями температуры [27]. Глубже этого слоя
сезонные изменения температуры и солености сравнительно сла­
бые, а их распределение по глубине характеризуется ростом
солености до 34,5—34,7 '%0 и понижением температуры ко дну
пролива летом примерно на 10 °С от 26—27 °С верхнего слоя.
К концу зимы температура поступающих вод от поверхности до
дна одинаковая около 12— 13°С.
Эта поверхностная тихоокеанская водная масса субтропиче­
ского происхождения отличается от поверхностной тихоокеанской
воды субарктического происхождения, поступающей в Берингово
и Охотское моря. Она в виде Цусимского течения продвигается на
север, заполняя всю восточную часть Японского моря до глубины
150—200 м. Причем вдоль побережья Японии, где уровень моря
выше и происходит опускание верхних вод, толщина слоя тихо­
океанских вод увеличивается до 200 м, а в центральной части моря
она уменьшается до 100 м (рис. 9.12).
В соответствии с интенсивностью потока вод через Корейский
лролив летом она занимает большую площадь, чем зимой.
На разрезах, представленных на рис. 9,12 а, видно, что темпе­
ратура тихоокеанских вод на последовательных разрезах к северу
понижается. Однако это нельзя отождествлять с выхолаживанием
потока этих вод. В весенне-летний период все море с юга до севера
прогревается. Но поток вод в Цусимском течении до разреза д—е
•от Корейского пролива доходит за 3—4 месяца, поэтому летние
значения температуры на нем нужно сопоставлять с теми, которые
имеют место весной в проливе. В нем поверхностная температура
в это время равна 14— 16 °С.
Летом основной вклад в поток тепла между морем и атмосфе­
рой дает радиационный баланс. Весной и летом Ф0> 0 , поэтому
струя тихоокеанского течения по мере передвижения на север в ве­
сенне-летний период прогревается.
248
Зимой повсюду Ф о<0 и тихоокеанские воды в Японском море
охлаждаются. В среднем за год Фо< 0 , т. е. в среднем за год тихо­
океанские воды в море выхолаживаются и в северных районах их
температура примерно на 10 °С ниже, чем в южных. Это является
свидетельством огромного потока тепла, отдаваемого тихоокеан­
скими водами в атмосферу.
Таковы же закономерности изменения солености тихоокеанских
вод по мере их продвижения к северу в Японском море.
Летом из-за преобладания осадков над испарением ф0< 0 и про­
исходит уменьшение солености тихоокеанских вод. Зимой фо>0 и
происходит осолонение этих вод (см. рис. 9.12 6). Аномально вы­
сокая соленость у о. Хонсю на глубинах от 50 до 300 м связана, повидимому, со струей тихоокеанского течения, проходящего в при­
донном слое Корейского пролива, где соленость весной превышает
34,7 %о.
Такова же картина трансформации собственно тихоокеанских,
вод,-входящих в Японское море через Сангарский пролив и смеши­
вающихся с водами, прошедшими через Корейский пролив.
На широте входа в Татарский пролив тихоокеанские воды прак­
тически теряют свои свойства, а сформировавшийся из трансфор­
мированных струй этих вод и речного стока поток вод, продвига­
ющийся на юго-восток в западной части моря, уже относится
к водам местного происхождения. Ее называют поверхностной
япономорской водной массой. Из рис. 9.12 видно, что эта вода хо­
рошо прослеживается в теплый .период года по более низким зна­
чениям температуры и солености. Зимой же вследствие глубокой
конвекции западная часть моря до больших глубин становится
практически гомогенной, поверхностная водная масса сливается
с глубинной и как самостоятельная пропадает, т. е. она такое же
сезонное образование, как поверхностные воды Берингова и Охот­
ского морей.
Воды Японского моря глубже 150 м не имеют непосредствен­
ной связи с Тихим океаном и с соседними морями. Но это не озна­
чает, что поступающие из 'них воды не оказывают влияние на
термохалинную структуру глубин Японского моря.
Постоянное фрикционное перемешивание поверхностных вод
с подстилающими, распространяющееся до больших глубин конвек­
тивное перемешивание, а также упорядоченные нисходящие потоки
у берегов и восходящие в центре моря приводят к передаче энталь­
пии и солей в глубинные слои моря. За длительный период за пре­
делами поверхностных вод сформировалась однородная глубинная
вода Японского моря. Она достаточно интенсивно перемешивается,
о чем свидетельствует большая насыщенность кислородом, до­
стигающая 70% на глубине 3 км [27], что несравнимо больше,
чем в Беринговом и Охотском морях. Ее соленость практически од­
нородна и равна 34,1 %0._ Она оказывается меньше, чем соленость
поверхностных тихоокеанских вод. Это благоприятствует развитию
зимней конвекции и передаче свойств верхних слоев моря в глу­
бину.
249
Температура глубинных вод также меняется мало. Она посте­
пенно уменьшается до глубины порядка 1 км, достигая здесь летом
значений 0,3—0,5°С, а к концу зимы из-за конвективного переме­
шивания с холодными верхними водами в западной половине
Рис. 9.12. Т ем п е р а ту р а и соленость на
моря понижаясь до 0,1—0,2 °С. Далее ко дну прослеживается ее
увеличение примерно на 0,1 °С.
9.6. Л Е Д Я Н О Й П О К Р О В Д А Л Ь Н Е В О С Т О Ч Н Ы Х М О Р Е Й
Все дальневосточные моря зимой в большей или меньшей сте­
пени покрываются льдом. Большая протяженность по меридиану
..каждого моря, обусловленный этим меньший прогрев летом и более
ранний переход потока тепла Ф0 к отрицательным значениям
осенью в северных районах морей, чем в южных, приводят к боль­
шому диапазону сроков замерзания различных участков морей.
:250
При этом скорость понижения температуры поверхности морей
зависит от потока Ф0, толщины слоя конвекции h, притока в него
тепла течениями Фг и из подстилающих слоев воды Ф^. Естественно,
что продолжительность выхолаживания верхнего слоя морей зави-
>сновных р а з р е з а х Я пон ского м о р я [27].
сит также от его летней температуры. Поток тепла Ф0 от положи­
тельных к отрицательным значениям переходит во всех морях
за сравнительно короткий промежуток времени, в среднем в тече­
ние августа и раньше в. северных районах, позднее в южных.
Но время замерзания различных районов морей варьирует в суще­
ственно больших пределах из-за различного прогрева за летний
период, различий в теплообмене с окружающими водами и особен­
ностей конвекции в период охлаждения.
Характерной чертой всех морей является малая глубина их се­
верных районов, а также пониженная соленость из-за речного
251
•стока. Поэтому запас летнего тепла в них меньше, чем в других
районах. Из-за распресненности конвекция до образования льда не
распространяется до дна. Поэтому быстро понижается температура
сравнительно тонкого слоя морей и происходит раннее образование
льда. Характер зависимости температуры воды от перечисленных
факторов до начала замерзания, виден из уравнений (2.6). При не­
которых упрощениях из них можно получить аналитическое вы­
ражение, определяющее сроки замерзания.
Раньше всего происходит образование льда в северной части
Берингова моря. В сильно распресненных заливах Анадырском и
Нортон лед появляется в конце сентября и постепенно граница за­
мерзания распространяется вдоль береговой полосы на север и юг.
В это же время при преобладании северб-западных ветров и усиле­
нии холодного Чукотского течения появляются льды в западной
части Берингова пролива. Открытая северная часть моря замер­
зает в октябре. Отсюда и от берегов граница замерзания посте­
пенно вплоть до марта продвигается на ■юг, не захватывая цен­
тральную глубоководную часть моря. В ней уменьшается отток
тепла Фо в атмосферу из-за большой повторяемости затока воздуха
со стороны океана и достаточно сильно проявляется адвекция
тепла течениями, так как конвекция распространяется на глубину
д о 400 м.
Таков же характер замерзания более южных Охотского и Япон­
ского-морей с соответствующим, естественно, сдвигом сроков обра­
зования льда. В ноябре происходит замерзание северных и северозападных распресненных районов и граница замерзания постепенно
от берегов распространяется в открытую часть моря, не занимая
Курильскую котловину. Здесь, как и в глубоководной части Берин­
гова моря, адвекция тепла тихоокеанскими водами компенсирует
потери тепла в атмосферу и нет необходимости выделения теплоты
кристаллизации. Однако преобладание зимой адвекции выхоложен­
ного над материком воздуха и существенно более глубокое по срав­
нению с Беринговым морем положение максимума температуры
тихоокеанских вод приводит к тому, что Охотское "море сильнее за­
мерзает, чем более северное Берингово море. Если в последнем лед
распространяется до 55° с. ш., то в Охотском до 49° с. ш.
В Японском море замерзает только его северная часть выше
прол. Лаперуза и западная прибрежная полоса, включая зал.
Петра Великого, а в суровые годы и Корейский залив. Раньше
всего, в конце ноября, лед появляется в северных районах Татар­
ского пролива. Далее граница замерзания продвигается на юг
вдоль побережий материка и о. Сахалин, постепенно отодвигаясь
в открытую часть моря.
Каких-либо региональных особенностей в росте толщины при­
пайного льда в - дальневосточных морях не имеется. Поскольку
вблизи берегов поток тепла ко льду мал, то нарастание льда за ­
висит от суммы градусодней мороза и толщины снега на льду. Но
ширина припайных льдов очень небольшая, и не везде они есть изза больших приливных колебаний уровня и преобладания в боль­
252
шинстве районов морей зимой северных ветров, отрывающих лед от
берега. Преобладание в морях дрейфующих льдов и вынос их
в южные районы морей приводит к увеличению площади ледяного
покрова. Во всех западных частях морей в среднем происходит
дрейф льда на юг. Рост их толщины при этом, естественно, ослабе­
вает. Очищенные от льда участки снова покрываются льдом. По­
этому характерной особенностью ледяного покрова дальневосточ­
ных морей является многообразие возрастных форм льда и их
толщин. У льдов осеннего образования она уменьшается с севера
на юг: в Беринговом море она несколько больше 1 м, а в осталь­
ных— меньше. Средняя же толщина льдов из-за вклада в них бо­
лее молодых форм существенно меньше. В северную часть Берин­
гова моря заносятся более толстые льды Чукотского моря, но их
вклад в общую ледовитость крайне мал.
Из-за дрейфа льдов в сторону открытой воды происходит посте­
пенное уменьшение их концентрации. Наиболее далеко к югу лед
распространяется в западных районах морей, где этому благоприят­
ствуют течения. В Беринговом море он может достигать Командорн
ских островов, в Охотском — Курильских проливов и в Японском —
д о зал. Посьет. В восточной части Берингова моря часто юго-вос­
точные ветры и течение отодвигают границу ледяного покрова
к северу, делают ее более резкой и увеличивают сплоченность
льда. При таких воздушных переносах происходит повышенный
вынос льда в Чукотское море.
Таяние льдов в дальневосточных морях происходит в течение
сравнительно короткого периода. Это обусловлено, во-первых, до­
вольно быстрым ростом потока лучистой энергии весной. За март
по сравнению с февралем поток солнечной радиации в северной
части Японского моря увеличивается в 5 раз, в Охотском от марта
к апрелю — в 3 раза. Примерно в 2 раза медленнее увеличивается
приток лучистой энергии в Беринговом море. Во-вторых, сущест­
вование значительного количества разводий благоприятствует по­
глощению радиации водой и таянию льдин как сбоку, так и снизу.
В-третьих, толщина льдов, относительно небольшая и на таяние не
требуется большого потока тепла.
'Во всех морях лед практически не выносится, а тает в их пре­
делах. В Японском море ледяной покров исчезает в конце ап­
реля— начале мая, в Охотском — в начале июня и в Беринговом —
в начале июля. Продолжительность существования льдов состав­
ляет в Японском море 4—5 мес, в Охотском — 6—7 мес и в Берин­
говом — 9 мес.
Морской лед оказывает существенное влияние на многие сто­
роны режима дальневосточных морей. Зимой он препятствует их
интенсивному выхолаживанию, а весной — прогреву. Он влияет на
| сезонный ход солености верхних слоев воды, способствует развитию
зимой конвекции до больших глубин, а талые воды от него умень­
шают толщину летнего квазиоднородного слоя. Морской лед влияет
на развитие волн и течений и в первую очередь дрейфовых. В этом
проявляется его взаимосвязь с другими элементами режима.
!
253
Г ля дя
А РК ТИ Ч ЕС К И Е М ОРЯ
ЕВРА ЗИ Й С К О ГО Ш ЕЛЬФ А
10.1. Г Р А Н И Ц Ы И М О Р Ф О М Е Т Р И Я
Арктические моря, расположенные на Евразийском шельфе, об­
ладают многими общими характеристиками, позволяющими объ­
единить их в одну группу. В нее входят моря Северного Ледовитого
океана — Баренцево, Карское, Восточно-Сибирское и Чукотское.
Все они относятся к типу окраинных материковых морей, свободно
сообщающихся с Арктическим бассейном, расположены в основном
на обширном шельфе, за пределами полярного круга, большей ча­
стью с глубинами менее 200 м. Все’ арктические моря имеют одина­
ковое геологическое происхождение и небольшой возраст. На их
климат и гидрологический режим оказывает большое влияние об­
ширный материк.
Границы перечисленных морей во многих отношениях условны.
Они установлены Международным гидрографическим бюро,
а в нашей стране — Управлением гидрографической службы.
Самое западное из группы — Баренцево море — входит в СевероЕвропейский регион Северного Ледовитого океана и отделено от
Норвежского и Гренландского морей линией, проходящей от са­
мого северного мыса Скандинавского полуострова (м. Нордкап)
через о. Медвежий до самого южного мыса о. Западный Шпиц­
берген (м. Южный) (рис. 10.1). Северная граница проходит от
самого восточного мыса в арх. Шпицберген (м. Ли-Смит) на се­
верную периферию арх. Земли Франца-Иосифа, огибает его и от
самой восточной точки (м. Кользат) идет на крайнюю северную
точку арх. Северная Земля (м. Арктический на о. Комсомолец).
Этот последний участок ограничивает с севера Карское море. Далее
северная граница морей не имеет каких-либо видимых наземных
ориентиров. От м. Арктического граница проведена до точки пере­
сечения меридиана северной оконечности о. Котельный (м. Ани­
сий) с изобатой 200 м (79° с. ш., 139° в. д.) , далее до пересечения
изобаты 200 м с меридианом 180° (76° с. ш., 180° в. д) и еще да­
л е е — до-пересечения этой изобаты с меридианом м. Барроу на
Аляске (72° с. ш., 156° з. д.).
Таким образом, при отсутствии видимых ориентиров северная
граница морей проведена по отдельным точкам шельфа, в резуль­
тате чего из-за изгибов последнего в море Лаптевых попадает об­
254
ширная глубоководная область с нехарактерным для моря ре­
жимом.
С юга моря ограничены естественной границей в виде побережья
материков Европы и Азии, а также довольно узкими проливами.
Баренцево море отделяется от Белого условной границей, прохо­
дящей от м. Святой Нос на Кольском полуострове до м. Канин Нос.
Г р ан и ц а между Чукотским и Беринговым морями проходит через
Берингов пролив от м. Уникын на Чукотском полуострове до
южного мыса бухты Шишмарева на п-ове Сьюард.
Границы между морями привязаны в основном к островам,
в той или иной степени ограничивающим водообмен. Восточной
границей Баренцева моря, отделяющей его от Карского моря, яв­
ляется линия, связывающая м. Кользат с м. Желания на Но­
вой Земле. Далее граница проходит по западному побережью ост­
ровов Новой Земли и Вайгача и пересекает проливы Маточкин
Шар, Карские Ворота и Югорский Шар. Из них только прол. Кар­
ские Ворота между островами Новая Земля и Вайгач имеет ши­
рину около 45 км, глубину до 119 м, длину^ЗЗ км.
Остальные два пролива узкие, шириной в узких местах до
2,5 км и глубиной до 36 м (Югорский Шар).
Карское море от моря Лаптевых отделяется островами архи­
пелага Северная Земля, а в проливах Красной Армии, Шокаль­
ского и Вилькицкого граница проходит по их восточной периферии.
В этой системе проливов наибольшим является последний. Его
длина около 130 км при наименьшей ширине 56 км и глубине,
достигающей 210 м. Остальные проливы существенно меньше. На­
ходящихся между островами Комсомолец и Октябрьская Револю­
ция прол. Красной Армии длиной 110 км имеет ширину от 18 км
на западе до 10 км на востоке.
255
Пролив Шокальского между островами Большевик и Октябрь­
ская Революция также имеет длину около МО км, а ширину от
20 до 50 км при глубине 200—250 м.
Восточная граница моря Лаптевых проходит по 139° в. д. от изо­
баты 200 м до м. Анисий на о. Котельный, по его западным бере­
гам на юг через западную периферию Ляховских островов и проли­
вов Санникова, Этерикан и Дм. Лаптева.
Все проливы очень мелководны. Наиболее крупные проливы
Санникова и Дм. Лаптева, наименьшая ширина которых около
50 км, имеют глубины от 10 до 20 м у первого и от 10 до 14 м —
у второго. Глубина прол. Этерикан еще меньше (5—8 м), его ши­
рина в наиболее узком месте всего 5 км.
^ Восточно-Сибирское море от Чукотского отделяется условной
границей, проходящей по меридиану 180° от изобаты 200 м до
о. Врангеля, по его западному берегу и через прол. Лонга до
м. Якан на материке,#
Восточная граница Чукотского моря проходит по меридиану
м. Барроу до края шельфа на 72° с. ш.
Т аб л и ц а 10.1
М орф ом етрически е х ар ак т ер и с т и к и м орей
Море
Б а р ен ц ев о
К ар ск о е
Л ап те в ы х
В осточно-С ибирское
Ч укотское
П тыс. км2
VТЫС. КМ3
яср м
^тах м
1424
883
662
913
595
316
98
353
49
42
222
111
533
54
71
600
600
3385
358
164
Из табл. 10.1 видно, что самым глубоким оказывается море
Лаптевых. Это обусловлено включением в него обширного желоба
Садко, отходящего от котловины Нансена и являющегося частью
ложа океана. Он занимает всю северную часть моря и увеличивает
его среднюю глубину. Если бы северная граница моря проходила
по краю шельфа как в Восточно-Сибирском и Чукотском морях, то
оно было бы столь же мелководным, как и последние. Если не
принимать во внимание желоб Садко, то прослеживается тенден­
ция уменьшения средней глубины морей от запада к востоку.
Современное очертание моря приобрели после ледникового пе­
риода, когда произошло некоторое опускание суши и она оказалась
под водой. За период существования морей донные отложения не
успели еще сгладить рельеф дна, на котором прослеживаются древ­
ние русла крупных рек.
Наиболее неоднородный рельеф дна в Баренцевом и Карском
морях. Расположенная у границы древнего Фенно-Скандинавс-кого
кристаллического щита Баренцевоморская плита, на которой на­
ходится море, : испытывала неоднократные сжатия, приведшие
256
к возникновению складок, отразившихся на рельефе дна. В цен­
тральной части моря выделяются две обширные возвышенности
(Центральная и Персея) с глубинами, уменьшающимися до 63—
64 м. Между Центральной возвышенностью и Скандинавским полу­
островом располагается глубокая часть моря, соединяющая Запад­
ный желоб и Центральную впадину, протянувшуюся в меридио­
нальном направлении восточнее возвышенностей. Здесь глубины
превышают 300 м. Такой характер рельефа благоприятствует про­
никновению теплых атлантических вод в южную и восточную часть
Баренцева моря.
Южная часть моря отличается выровненным за время оледене­
ний рельефом дна с погруженной в среднем на глубину 200 м
древней береговой линией.
Шельф, занимаемый Карским морем, сложился, как и шельф
Баренцева моря, еще до ледниковых периодов. Тогда же возникли
глубоководные желоба. Во время трансгрессий и регрессий (наступ­
ление океана на сушу и отступление его) очертания моря сильно
менялись, но глубоководные его районы оставались под водой.
В современных очертаниях Карское море сложилось в послеледни­
ковый период. Характерной чертой его рельефа является наличие
в .северной части глубоководных желобов Святой Анны и Воро­
нина с глубинами в первом до 620 м и до 450 м — во втором.
Между ними возвышается Центральная Карская возвышенность
с глубинами менее 50 м. Юго-восточная часть моря мелководная со
■множеством островов. Эти основные крупномасштабные черты
рельефа дна играют существенную роль в формировании режима
моря.
Основная часть моря Лаптевых находится в пределах шельфа,
причем более половины площади моря (53 % ) имеет глубины ме­
нее 50 м. На желоб Садко с глубинами более 1000 м приходится
около 20 % площади. Южная мелководная область представляет
собой равнину с отдельными небольшими возвышениями и жело­
бами, она, по-видимому, затоплена водой при трансгрессии в после­
ледниковое время, свидетельством чему служат продолжения под­
водных русел рек.
Такую же равнину представляет собой дно Восточно-Сибир­
ского и Чукотского морей. Она составная часть общего ЛаптевоЧукотского шельфа, еще до ледниковых периодов на ней отклады­
вались наносы древних рек, русла которых различаются на мор­
ском дне. Установлено, что под сравнительно тонким, до десятка
метров слоем рыхлых осадочных пород находятся коренные породы
континентальной платформы. Трансгрессия началась только
в плиоцене, т. е. примерно 2 млн. лет тому назад, и низменные се­
верные области Азиатского материка были затоплены. Но в пе­
риоды оледенений они снова осушались. Только после отступления
ледников очертания этих, как и ранее рассмотренных морей, по­
степенно приняли современный вид.
17
З ак аз № 427
10.2. КЛИМАТИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ, ВЛИЯЮЩИЕ НА РЕЖИМ
Высокое широтное положение Арктических морей определяет
небольшой приток к ним лучистой энергии и его существенную се-,
зонную изменчивость. Среднее годовое значение суммарной радиа­
ции меняется от 300 кД ж /(см 2-год) в южных районах морей до
230 кД ж /(см 2-год) — в северных, но в целом за светлое время года
отражается 50—60 % этого потока энергии. Эффективное излуче­
ние летом 7—8 кД ж /(см 2-мес), а зимой увеличивается до 9—
10 кД ж /(см 2-мес), т. е. примерно 100 кД ж /(см 2-год). В результате
только на свободных от льда участках летом радиационный баланс
доходит до 40—45 кД ж /(см 2-мес), а в остальных он не превышает
15—20 кД ж /(см 2-мес). Уже в сентябре—октябре радиационный ба­
ланс переходит к отрицательным значенияем и зимой равняется
эффективному излучению.
Несмотря на годовой положительный радиационный баланс и
его летний довольно значительный максимум, теплопотери в холод­
ный период года играют решающую роль в формировании тепло­
вых процессов в морях.
Следующим важным фактором, влияющим на гидрологический
режим морей, является большой речной сток. Наибольший сток —
в Карском море. За год в него выносится около 1300 км3 пресной
воды, что в пересчете на всю площадь равно слою в 1,5 м. Свыше
700 км3/год речной воды поступает в море Лаптевых. Это соответст­
вует слою воды толщиной в 1,2 м. В Восточно-Сибирское море по­
ступает 250 км3/год речной воды (слой в 24 см). В Баренцево и
Чукотское моря поступает соответственно 163 км3/год и 78 км3/год
(слой пресной воды в 12 и 13 см соответственно).
Атмосферные осадки в рассматриваемых морях небольшие.
В Баренцевом и Чукотском морях, где сильнее проявляется влия­
ние Атлантического и Тихого океанов, они постепенно убывают
с юга на север: в Баренцевом от 45 до 25 см и в Чукотском от 35до 25 см. В Карском море выпадает осадков от 30 до 20 см, а в мо­
рях Восточно-Сибирском и Лаптевых — 20— 15 см.
Из-за низкой температуры и существования большую часть года
ледяного покрова годовые значения испарения небольшие и имеют
тот же порядок величины, что и суммы осадков, меняясь примерноот 60—50 см в Баренцевом море до 20 см в морях Лаптевых и
Восточно-Сибирском. Разность суммы осадков и испарения близка
к нулю во всех морях. Поэтому пресный баланс в. основном зависит
от интенсивности речного стока. Он оказывается существенно не­
однородным по морям. На западе и востоке региона он минималь­
ный, а в середине большой, превышая при его равномерном распре­
делении по морю слой толщиной более 1 м. Такая особенность
распространения пресных вод очень сильно влияет на гидрологи­
ческие процессы, создавая районы с очень высокой плотностной
устойчивостью вод.
Большое влияние на гидрологический режим региона как не­
посредственно, так и косвенно оказывает атмосферная циркуляция..
258
Она прямо влияет на течения, волны и на дрейф льда. Переноси­
мые воздушные массы через тепло- и влагообмен воздействуют на
термохалинные процессы в морях. Вследствие крупномасштабное™
атмосферной циркуляции ее особенности над морями в общих чер­
тах такие же, как над основными районами океана, перечислен­
ными-в гл. 4.
Вследствие в целом небольших термических контрастов цир­
куляция атмосферы летом слабее, чем зимой. Размытость бариче­
ского поля уменьшает повторяемость преобладающих ветров и
ослабляет их скорость до значений порядка 5 м/с, что сказывается
на волнении, течениях и дрейфе льда. Повторяемость штормов
в этот период года небольшая, 1—2 дня в месяц [34].
Зимой контрасты в поле атмосферного давления резко обо­
стряются. В результате преобладания повышенного давления над
материком и распространении ложбин исландского и алеутского
минимумов в западную и восточную части региона ветер
в нем становится более устойчивым по направлению и более
сильным.
В связи с усилением циклонической деятельности в западной и
восточной частях региона там увеличивается средняя скорость ветра
до 6—7 м/с, а в Баренцевом море даже до 8—9 м/с. В пределах
центральной части региона, находящейся под влиянием сибирского
антициклона, скорость ветра несколько уменьшается до 3—4 м/с.
Изложенные принципиальные черты распределения атмосфер­
ного давления и преобладающих направлений ветра существенно
меняются как в отдельном конкретном случае, так и в течение ряда
лет. В частности, выделяются годы с интенсификацией исландского
и алеутского минимумов и годы с развитием повышенного атмо­
сферного давления над Арктическим бассейном. Ветровой режим
при обоих типах циркуляции существенно различается, что про­
является не только на режиме поверхностных вод, но и на более
глубинных слоях воды.
Внешним фактором для Арктических морей является приток
атлантических и беринговоморских вод, особенно сильно прояв­
ляющийся в режиме Баренцева и Чукотского морей. В первое море
в среднем за год поступает 75 тыс. км3 теплой и соленой воды ат­
лантического происхождения, что составляет 36 % объема вод
моря. Несмотря на интенсивную потерю тепла в Норвежском море,
атлантические воды ежегодно приносят в Баренцево море
74 -1016 кДж тепла. При пересчете на всю его площадь это состав­
ляет 51,5 кД ж /(см 2-год), что равно примерно половине поглощен­
ной лучистой энергии. Несомненно, такой существенный источник
тепла играет большую роль в формировании режимных особенно­
стей моря.
В Чукотское море по сравнению с Баренцевым поступает
в 2 раза меньше относительно теплых вод, но из-за его сравни­
тельно небольших размеров они составляют почти 75 % всего объ­
ема вод. Поэтому, естественно, что их роль в гидрологическом ре­
жиме моря велика.
17*
259
100
120
140
160
а*
х
>*
О
t—
о
20
40
80
120
140
СО
Я
CU
в
05
Оч
>
>
н
та,а
й
с)
CN
О
S
СХ
В моря Карское и Лаптевых атлантические воды заходят в виде
глубинных вод без выхода на поверхность. Непосредственно их
влияние на процессы в верхних слоях не сказывается, но из-за вы­
сокой солености атлантических вод существует круглый год поток
солей в поверхностные воды, приводящий к их осолонению.
Воздушные потоки со стороны Атлантического и Тихого океа­
нов, особенно усиливающиеся в холодный период года, приносят
в западную и восточную периферию региона большое количество
тепла. Из-за малой объемной теплоемкости воздух у поверхности
моря быстро трансформируется и его температура ■& зависит от
теплового состояния подстилающей поверхности и теплообмена
с ней. Зимой над участками открытой воды она не понижается до
больших отрицательных значений (рис. 10.2). Температура льда
меняется в больших пределах, чем воды. Поэтому в результате вза­
имной тепловой трансформации температура льда и воздуха над
ним может понижаться довольно существенно.
Тепловое влияние Атлантического океана прослеживается
вплоть до восточных границ Карского моря, а влияние Тихого оке­
ана простирается на Чукотское и значительную часть ВосточноСибирского моря. Вс.е море Лаптевых и юго-восточная часть Во­
сточно-Сибирского моря зимой находятся под воздействием холод­
ного сибирского антициклона. Повышения температуры воздуха
зимой связаны с адвекцией тепла, приносимого циклонами из ис­
ландского и алеутского минимумов. При этом температура может
повысится на 20—30 °С.
Летом циркуляция атмосферы над морями более ослабленная,
чем зимой, и поэтому адвективные изменения температуры воздуха
выражены слабее. Изотермы имеют преимущественно широтный
характер. В прибрежной зоне региона температура воздуха в иЮле
в среднем 4—6° С и постепенно убывает до 0 над ледяным покро­
вом, который играет роль термостата. До 8— 10° С повышаетсятемпература воздуха только над юго-западной частью Баренцева
( моря. При поступлении воздуха с прогретого материка температура
воздуха Ф может повышаться выше 20 °С, но из-за относительной
низкой температуры воды в морях происходит его интенсивная
трансформация. Естественно, что при этом повышается темпера­
тура воды Т0, но из-за большой объемной теплоемкости, последней
по сравнению с воздухом изменения Т0 много меньше О. Выраже­
ние, характеризующее температуру движущегося воздуха над мо­
рем имеет вид (1.9).
Поскольку относительная влажность воздуха над морем высо­
кая, то содержание влаги в воздухе в виде удельной влажности q
или упругости водяных паров е зависит от температуры воздуха.
Изменение последней влияет на q и е, а следовательно, и на испа­
рение с поверхности моря. Перепад Aq и Де между поверхностью
моря и воздухом из-за трансформации быстро становится неболь­
шим: Турбулентный поток тепла над морями мал по сравнению
с лучистыми и уменьшается с запада на восток. Несколько больше
затраты тепла на испарение, также убывающие с запада на восток
262
(рис. 10.3). Основная доля потерь тепла за счет турбулентного
теплообмена и испарения в Баренцевом море приходится на холод­
ный период года, когда на открытую водную поверхность поступает
холодный воздух. В целом за год здесь 2/3 потерь тепла морем
происходит за счет этих потерь. Восточнее относительный вклад
турбулентного теплообмена совместно с затратами тепла на испа­
рение постепенно убывает из-за уменьшения площади открытой
Ри с. 10.3. С остав ляю щ и е теп л ового б а л ан са под сти л аю щ ей поверхности [12].
а — Н орвежское и Баренцево моря; б — Восточно-Сибирское; в — Арктический бассейн; Q —
поглощ енная коротковолновая
в воде;
/ | — противоизлучение
радиация;
Ф 0 — вертикальный
атмосферы;
/
турбулентный
— длинноволновое
теплообмен
излучение морей; Фи ,
Ф а — потоки скрытой и явной энтальпии.
воды и периода ее существования. В Карском море их вклад в об­
щие потери тепла падает до половины, в море Лаптевых и Во­
сточно-Сибирском— до 1/3, а в Чукотском море несколько увеличи­
вается.
Из-за меньшей, чем у воды, объемной теплоемкости морского
льда и снега на нем происходит более быстрое изменение темпе­
ратуры их поверхности при взаимной трансформации с посту­
пающим на них воздухом. Контрасты температуры между воздухом
и льдом быстро уменьшаются, в результате чего ослабевает турбу­
лентный теплообмен и испарение. Поэтому в арктических морях,
длительное время покрытых льдом, турбулентные потоки тепла и
влаги в атмосферу или от нее очень малы, а теплообмен осуществ­
ляется в основном посредством переносов лучистой энергии.
263
10.3. ЦИРКУЛЯЦИЯ в о д
Непериодическая циркуляция вод арктических морей зависит
не только от непосредственного действия ветра, но и от поступле­
ния в них вод из других районов Северного Ледовитого океана,;
от притока речных вод и от перераспределения плотности воды
в самих морях. Большая протяженность открытой границы морей
приводит к свободному водообмену между ними и центральными
районами океана. Однако из-за мелководности морей этот в одо-:
Ри с. 10.4. Г одовы е р асх о д ы Q атл ан ти чески х в о д [22].
а — через пролив Ф рама; б — разрез м. Нордкап—о. Медвежий; в — через Берингов пролив;
1 — не сглаженный; 2 — сглаженный по пятилетиям; 3 — долгопериодный ход.
обмен ограничен в основном поверхностными арктическими водами.?
Только в Баренцевом и Чукотском морях велик приток атлантичё^
ских и беринговоморских вод, играющих в их режиме большую
роль.
Приток теплых атлантических вод в арктические моря опреде­
ляется действием ряда процессов глобального масштаба, влиящих
на интенсивность Норвежского течения и его Нордкапской и ТТТпитгбергенской ветвей. Наблюдения свидетельствуют о том, что пере­
носы вод в этих течениях испытывают большие колебания как го­
дового, так и многолетнего характера (рис. 10.4). При этом харак­
тер колебаний расходов с периодами 14— 16 лет синхронный для
всех проливов Северного Ледовитого океана. Следовательно, они
обусловлены процессами глобального масштаба. Из рис. 10.4 также
видно, что сглаженные по пятилетиям изменения расходов в Норд­
капском и Шпицбергенском течениях сдвинуты относительно друг
друга почти на 3 года. Это дает основание полагать, что они вы­
званы колебаниями интенсивности общего их источника — Норвеж­
264
ского течения. Пока еще причины этой изменчивости интенсивноста
обеих струй течения точно не выяснены и нет соответствующей
теории, но большие вариации расходов дают основание считать,чтоветер непосредственно не может оказать такого сильного влияния,
Здесь, несомненно, проявляется влияние термохалинного состояния:
в бассейне не только перед входом в Баренцево море и в Аркти­
ческий бассейн, но в них самих [22].
Основная масса атлантических вод поступает в Баренцево море- j
широким потоком, простирающимся от поверхности до дна м еж ду/
о. Медвежий и побережьем материка. Он приносит ежегодно при- 1
мерно 50 тыс. км3 теплой воды со скоростью, составляющей у по­
верхности в прибрежной зоне 25 см/с и постепенно убывающей
в мористых районах. Часть этих вод Центральной возвышенностью
и встречным течением отклоняется к северу, а остальная их частьпроходит к западу вдоль Кольского полуострова в виде двух струй
Мурманского течения, из которых ближайшая к берегу носит на­
звание Прибрежного Мурманского течения (рис. 10.5). Далее ат­
лантические воды продвигаются на запад вдоль материка и у мел­
ководья юго-восточной части моря и берегов Новой Земли по­
ворачивают на северо-восток, образуя Западно-Новоземельскоетечение.
Прибрежная струя Мурманского течения пополняется распресненными водами из Белого моря и за п-овом Канин Нос носит на­
звание Канинского течения, которое еще больше распресняется сто­
ком рек и в уже сильно трансформированном виде через проливьк
Карские Ворота и Югорский Шар проникает в Карское море.
Воды северной ветви Нордкапского течения после встречи с арк­
тическими поверхностными водами движутся на восток между воз­
вышенностями Персея и Центральной в виде глубинного течения!
Поскольку плотность воды в восточной части Баренцева моря ниже,,
чем в западной, есть основание считать, что природа потока ат­
лантических вод в этом море в основном бароклинная. Разделение:
течения на струи и их в среднем поворот против часовой стрелки
зависит от рельефа дна, очертаний берегов и ускорения Кориолиса.,
Помимо Нордкапской струи, атлантические воды входят в Ба­
ренцево море в виде небольшого ответвления от Шпицбергенскоготечения. Оно проходит южнее Шпицбергена и приносит в среднем
за год около 9 тыс. км3 воды. Но эти воды не проникают далеко
в глубь моря, поскольку им препятствует хорошо выраженноевстречное Восточно-Шпицбергенское течение.
Второе ответвление Шпицбергенского течения заходит в море
с севера между архипелагами Шпицбергена и Земли Франца
Иосифа. Эти атлантические воды распространяются в виде глубин­
ного течения вплоть до возвышенности Персея. Дальнейшему их:
продвижению на юг препятствуют встречные воды ветвей Нордкап-\
ского течения. Между арх. Земли Франца Иосифа и Новой Землей \
Под поверхностными водами заходит в Баренцево море еще одно
глубинное течение, переносящее атлантические воды, ответвля- ;
ющиеся от потока, распространяющегося в Карском море по же~
265»
I &&i
о) бш w
Яi
.-
§ § i 04
E
с’oS
Н S
я
5■5°С if ««g
I Is |
r'« £o.K
a
arn,
O..SD
К£«*“ «Н I
«acc oT
В
!’
0) o'1
дC
M
£' a«2к
g~
*\o о я
а-о ^
i g«|
»g I §
об5ё4
OK
M
о sоr •-<
о*3О
о осоI
‘ on ^
* Sl a y
0 w |s
to 103)“
Is3 2£
S
2<
*L
5 £о
W
>ся
оЯC
cQ
(ro
ево>
й
D
о(!
S
<
?
ОТ* ,| 3c3e
<с'к
g
s
20 40 80
120
. „ —i
«
1s - i s
ra)glSL
.s i ^ i
§ b< ffl
ff*i 1I и• a^
l=;u .a -« s
%о X.S
Й
2Ш
;У
лO
a>' <
y
1я S
s tI*о
'gg H
Q.®<UI
JM
1
—
1I °
tsSC
o
IО
Я»К
.^
a< ?>
у •ce-
•- cя *
5 о
ffl
aосоИ
X г ti
<V
ё 1^0
5SO
«. iTI 5®
О
tS sS
,s и
смOf.N
8'
..
a srcV
чm
8u j2j S« oaT
ohr,“
*а3- '«f\o
я
8 й .-о
!« § §
l^
gE
P 3Лi
,
о,
*
Н
<ц
.,.
лобу Св. Анны. Воды этого глубинного течения в годы с интен- j
сивным затоком атлантических вод могут смыкаться с водами За-*
падно-Новоземельского течения.
Атлантические воды всех четырех потоков, общим объемом
в 75 тыс. км3/год, в Баренцевом море включаются в систему цирку­
ляции против часовой стрелки и занимают большую часть площади
моря, располагаясь в северной и северо-восточной его частях под
слоем поверхностных вод, а в западной и юго-западной — прости­
раясь от поверхности до дна.
Продвигающиеся в Арктическом бассейне вдоль Евразийского;
материкового склона атлантические воды заходят во все желоба!
материковой отмели. В Карском море они заходят в ж елоба:
Св. Анны и Воронина и по первому из них, наиболее глубокому,'
проникают южнее м. Желания на Новой Земле. Общий ежегодный:
приток этих вод оценивается примерно в 9 тыс. км3. Следовательно,;
скорость их распространения составляет около 1 см/с и за год они;
проходят к югу, примерно, 300 км. Входят эти воды в желоб;
Св. Анны слоем, толщиной примерно в 300 м, под поверхностными |
водами. При отслеживании атлантических вод по нулевой изотерме!
их верхняя граница располагается при входе в желоб на глубине';
100 м. По мере продвижения на юг эти воды поднимаются до гори-j
зонта 75 м, а толщина слоя постепенно уменьшается до полного ис- j
чезновения несколько южнее м. Желания.
В море Лаптевых атлантические воды заходят в обширный ж е­
лоб Садко слоем в 600 м с верхней границей на глубине 200—
250 м. По мере вползания на склон желоба эти воды поднимаются
до глубины 150 м, а их толщина быстро убывает до полного ис­
чезновения. Скорость движения атлантических вод вдоль шельфа
в районе желоба Садко примерно 1,5—2 см/с.
Атлантические воды заходят также в самую северную часть
Чукотского моря, где его граница простирается на материковый
склон. Здесь они располагаются слоем от глубины 300 и до 900 м,
и лишь у самой материковой отмели из-за уменьшения глубины
этот слой становится гораздо тоньше и поднимается до 200 м. По
расчетам скорость глубинного течения в этом районе около 1,5—
2 см/с. Оно пересекает самую северную часть моря и на его цир­
куляцию практически не оказывает никакого влияния.
Система течений в Ч укотское море в значительной степени за­
висит от притока вод из Берингова моря. Уже отмечалось, что ле­
том уровень в южной части Чукотского моря на 0,5 м ниже, чем
в северной части Берингова, т. е. наклон уровенной поверхности
составляет 2 - 10~6. Причину такого перепада уровней объясняют
ветровым нагоном вод в северную часть Берингова моря. Не­
которую добавку в повышение уровня вносит речной сток.
О
большой роли ветра в подъеме с южной стороны Берингова
пролива свидетельствует довольно сильная корреляция (0,79)
между аномалией атмосферного давления и расходом через про­
лив [14]. Практически круглый год в проливе существует север­
ное течение. Перенос вод на юг бывает редко и на кратковремен­
267
ный период. Наблюдения показывают, что северный поток вод
занимает всю или большую часть сечения пролива. Распреде­
ление скоростей течения в нем неравномерное. Как правило, ско­
рости в восточной части пролива, достигающие 150 см/с, выше
в 2—3 раза, чем в западной. Во времени они меняются довольно
сильно из-за изменений атмосферного давления и , вызванного
ветром нагона, от прохождения приливной волны, крупномасштаб­
ных вихрей и т. д. При осреднении за месяц колебания потока ле­
том находятся в пределах 1—2 Св. Представления о переносе вод
на север зимой не однозначны из-за трудностей проведения изме­
рений. Из-за влияния льда перепад уровня между Чукотским и
Беринговым морями должен уменьшиться с соответствующим ос­
лаблением переноса вод.
Входящие в Чукотское море воды по всей глубине вначале
продвигаются на север и на широте м. Хоп, не доходя до банки
Геральда, разделяются на две струи. Одна из них направляется
на северо-восток вдоль побережья Аляски, обходя банку Геральда,
с востока, а вторая следует по понижению рельефа дна на северозапад между островами' Врангеля и Геральда. По выходе из Бе­
рингова пролива скорости течения уменьшаются и в Аляскинской
струе они составляют у поверхности 25—30 см/с, а в Геральдовской— 15—20 см/с.
Вдоль Чукотки на юго-восток проходит прибрежное Чукотское
течение. Из-за мелководья оно также прослеживается до дна. Эти
воды редко проходят в Берингов пролив. Они увлекаются основ­
ным Беринговоморским потоком и следуют на северо-запад.
Поверхностные течения в арктических морях, как и в любых
других, определяются в первую очередь напряжением ветра.
В связи с тем, что по северной периферии все моря имеют сво­
бодное сообщение с Северным Ледовитым океаном, изменение
циркуляции его поверхностных вод неизбежно влияет на течения
в морях. Большой речной сток летом создает повышение уровня
на устьевом взморье и вызывает стоковое течение. Помимо этого
речной сток и пресные воды от растаявшего льда создают про­
странственную неоднородность поля плотности верхнего слоя морей
и плотностные течения. Таковы основные факторы, вызывающие
перемещение верхнего слоя вод. При изучении поверхностных те­
чений необходимо еще иметь в виду резкий пикноклин, отделя­
ющий сравнительно тонкий слой распресненных вод от подстила­
ющих более плотных. Через него слабо проходит поток количе­
ства движения и дрейфовое течение концентрируется в верхнем
слое. Это позволяет применять метод полных потоков раздельно
для верхнего и нижнего слоев моря. Для описания установив­
шегося течения в верхнем слое моря толщиной h можно исполь­
зовать уравнения (3.10) с заменой Я на ft.
Наиболее хорошо выражена в арктических морях дрейфовая
составляющая течений. Но при ее осреднении по длительному
ряду наблюдений она в районах с сильной изменчивостью ветра
существенно уменьшается. Эта составляющая течения должна
268
быть заметна в Баренцевом море в связи с преобладанием здесь
барической ложбины исландского минимума с ветрами западных
румбов, усиливающих восточный перенос атлантических вод
в верхнем слое моря. С севера и северо-востока в Баренцево море
поступают поверхностные воды с ветвью Трансарктического те­
чения, встречающего на своем пути арх. Шпицберген, и восточнее
него отклоняющиеся к юго-западу. Эта ветвь носит название Восточно-Шпицбергенского течения. При смещении исландской лож­
бины к югу от своего среднего положения арктические поверхно­
стные воды заходят в Баренцево море еще юго-восточнее Земли
Франца-Иосифа, продвигаясь по северной периферии моря. Этот
поток называется течением о. Медвежьего.
Смещение Трансарктического течения под воздействием ветра
влияет на поверхностные течения не только Баренцева, но и дру­
гих морей Советского сектора Арктики, хотя в меньшей степени.
В Карском море воды Баренцева моря, прошедшие через про­
ливы Карские Ворота и Югорский Шар, движутся на восток, об­
разуя Ямальское течение, которое прослеживается до Объ-Енисейского течения. Часть этих распресненных вод, встретив продол­
жение струи Западно-Новоземельского течения и северную
оконечность Новой Земли, отклоняется к югу и движется вдоль
побережья островов в виде Восточно-Новоземельского течения до
встречи с Ямальским течением, формируя циклоническую цирку­
ляцию в западной части Карского моря. Часть вод ВосточноНовоземельского течения проходит через прол. Карские Ворота
в Баренцево море. Этот небольшой поток вод носит название те­
чения Литке.
В восточной части Карского моря от Обь-Енисейского взморья
до прол. Вилькицкого прослеживается Западно-Таймырское те­
чение. По-видимому, природа его в основном стоковая. Часть вод
этого течения вдоль западных берегов Северной Земли направ­
ляется к северу.
Таким образом, в Карском море преобладает вынос вод, ком­
пенсирующий приток атлантических и баренцевоморских вод,
а также речной сток.
Циркуляция верхнего слоя моря Лаптевых обусловлена прито­
ком вод из Карского моря через проливы Северной Земли, реч­
ным стоком и поступлением атлантических вод из желоба Садко.
В циркуляцию также вовлекаются поверхностные арктические
воды, встречающие в своем движении на запад препятствие
в виде островов Северной Земли и отклоненные ими к югу. Они
и воды Карского моря образуют Восточно-Таймырское течение,
в которое вовлекается сток р. Хатанги. Оно прослеживается до
Ленского течения и объединяется с ним. Часть этого течения про­
ходит в Восточно-Сибирское море, а часть Новосибирскими остро­
вами отклоняется к северу. Эта струя называется Новосибирским
течением. Его воды на севере моря включаются в общий запад­
ный перенос вод. Этим замыкается общая циклоническая цирку­
ляция верхнего слоя моря.
269
В очень мелководном Восточно-Сибирском море циркуляция.
вод сильно зависит от воздушных переносов. В его западные и
восточные районы поступают воды из сопредельных морей,
а в средней части при большом осреднении прослеживается вынос
избытка вод на север, где они вовлекаются в Трансарктическое те­
чение. Вдоль побережья материка прослеживается перенос вод
с запада на восток. По-видимому, в нем проявляется речной сток.
Эти воды проходят через прол. Лонга в Чукотское море и там,
прослеживаются почти до Берингова пролива.
Таким образом, на поверхностные течения всех морей, в боль­
шей или меньшей степени, влияет поступление атлантических,
беринговоморских, речных вод и преобладающий ветер. Осредненные по большим рядам скорости этих течений только в Барен­
цевом и Чукотском морях превышают 10 см/с. В остальных морях
они меньше. Однако определенные в пределах короткого интер­
вала времени поверхностные течения имеют преимущественно
ветровую природу и их скорости могут составлять несколько де­
сятков сантиметров в секунду.
Зимой речной сток сильно уменьшается, пространственное рас­
пределение плотности воды становится более однородным, ,а лед
ослабляет или в районах припая вообще ликвидирует воздействиенапряжения ветра •на воду, поэтому в это время года течения
должны быть более слабыми. Однако данных непосредственных
наблюдений для получения режимных характеристик течений
в верхнем слое моря под льдом нет.
10.4. В О Л Н Ы И Н Е П Е Р И О Д И Ч Е С К И Е К О Л Е Б А Н И Я У Р О В Н Я
Объединение в один раздел волн и непериодических колебаний
уровня обусловлено тем, что в арктических морях оба этих явле­
ния вызываются одной действующей силой — ветром. Они наи­
большее развитие получают в период, когда большая часть морей
свободна ото льда, длина разгона достаточно велика для роста
кинетической энергии, передаваемой ветром воде. Летом темпера­
турные и связанные с ними барические контрасты ослаблены, по­
этому скорость ветра во всех рассматриваемых арктических
морях ниже средней за год и составляет, как уже отмечалось
выше, 5— 5,5 м/с. В этот период года число дней со штормом:
в среднем равно 1—2 за месяц. К тому же в начале лета значи­
тельная часть морей, за исключением Баренцева, еще покрыта
льдом, препятствующим, как развитию волнения, так сгонно-на­
гонных колебаний уровня. В это время даже в самом неспокой­
ном Баренцевом море повторяемость волн высотой более 5 м
уменьшается до 1—3 %.
Осенью, когда свободные ото льда участки моря еще велики и
предельные разгоны составляют 600—-900 км, а циклоническая
деятельность атмосферы интенсифицируется, в связи с чем уве­
личивается повторяемость штормов и возрастает средняя скорость
, 270
ветра, усиливается и волнение. Наиболее бурным оказывается:
Баренцево море, в котором штормовые волны в этот сезон дости­
гают 9 м (табл. 10.2). К востоку, вследствие общей тенденции заТ аб л и ц а 10.2
Э лем енты н аи бол ьш и х наблю денн ы х в етр о в ы х волн [34]
М оре
hB . . .
tB . . .
. . .
.
.
Б а р ен ц ев о
К арское
9 ,0
Л ап те в ы х
В о с т о ч н о -С и б и р с к о е Ч ук отск ое-
8 ,2
5 ,8
4 ,8
150— 180
156
104
87
127
12— 13
10
8 ,3
7 ,6
9 ,1
7
тухания циклонической деятельности и уменьшения скорости:
ветра, увеличение волнения происходит в меньшем масштабе.
.В Чукотском море волнение осенью увеличивается, но в меньшей,
степени, чем в Баренцевом море.
Поскольку из курса «Динамика океана» известно, что волнами
глубокого моря являются те, для которых выполняется условие
0,5 Ав< Н , то из табл. 10.2 следует, что обширные районы аркти­
ческих морей, по крайней мере для штормовых волн, нельзя счи­
тать глубокими. Наибольшую повторяемость имеют волны высо­
той 1,5—2,5 м. Естественно, что для них все моря будут глубо­
кими, за исключением обширных прибрежных мелководий морей
Лаптевых и Восточно-Сибирского. В них даж е преобладающие по
повторяемости волны распространяются до дна. Штормовые ж е
волны распространяются до дна на большей части площадей арк­
тических морей, из которых только Баренцево море в этом от­
ношении можно считать глубоким.
Со второй половины осени из-за распространения ледяного по­
крова длина разгона волн в меридиональном направлении умень­
шается. Это отражается на характере волнения, которое стано­
вится интенсивным при западных и восточных ветрах. Исключе­
нием является Баренцево море, в котором и зимой юго-западная
часть не покрывается льдом, а усиливающаяся циклоническая дея­
тельность атмосферы приводит к тому, что в среднем за месяц здесь
бывает 6^—8 дней со штормом и средняя скорость ветра зимой
повышается до 7—8 м/с. В результате интенсивность волнения
в этом море осенью и зимой возрастает. В остальных морях зи­
мой свободная ото льда поверхность бывает только в разводьях,
размеры которых слишком малы для развития практически зна­
чимого волнения.
Вторым результатом воздействия ветра на море являются
сгонно-нагонные явления. Из-за мелководности арктических мо­
рей как вызванные ветром течения, так и изменения уровня воды
в них значительные. В принципе сильный ветер, при котором
имеют место большие изменения уровня моря, чаще связан с пе­
ремещающимися циклонами. Возникающие при этом движущиеся
волны атмосферного давления вызывают длинные волны в море.
Поэтому изменения уровня являются результатом как нагона,
271
связанного с дрейфовым течением, так и волны. В зависимости от
.характера атмосферных процессов и морфометрии бассейна мо­
жет преимущественную роль играть нагон или волна.
В рассматриваемых арктических морях повышение уровня за
-счет подхода к берегу длинной волны может иметь место лишь
в западном и восточном районах, в которые проходят глубокие
.и быстро движущиеся циклоны. Наиболее высокая волна возни­
кает в том случае,' если скорость ее распространения близка
.к скорости движения вызывающего волну барического возмуще­
ния, так как при этом может возникнуть резонансное усиление
волны. В моря Лаптевых, Восточно-Сибирское и восточную часть
Карского моря приходят обычно циклоны, заполненные и мед­
ленно перемещающиеся. Они вызывают изменение уровня, близкое
:к статическому,
Д£с = - AP a / P g -
(ЮЛ)
Кроме того, наблюдения показывают, что в колебаниях уровня
синоптического масштаба прослеживается, их средняя продолжи­
тельность от 4 до 6 сут. Она близка к периоду метеорологиче­
ского элементарного синоптического процесса, при котором дина­
мические процессы имеют преимущественно одно генеральное на­
правление. Поэтому есть основание считать, что основной вклад
н колебания уровня синоптического масштаба вносит напряжение
нетра, вызывающее нагон- или сгон воды у берега.
Суммарный эффект действия ветра и атмосферного давления
на море описывается уравнениями мелкой воды (см. гл. 1). Рас­
четы по ним показывают, что на фоне крупномасштабного пере­
мещения вод, обусловленного атмосферным воздействием, возни­
кают локальные циркуляции и колебания уровня, вызванные
морфометрией берегов и дна морей. В качестве примера приве­
дена схема изменений уровня при пониженном атмосферном дав­
лении в районе Арктического бассейна (рис. 10.6). При средних
значениях атмосферных барических полей изменения уровня не­
большие, порядка 10—30 см. Анализ наблюдений показывает, что
пространственное
распределение
направленности
изменений
уровня не носит случайного характера, а в зависимости от типа
полей атмосферного давления и ветра выделяются 7 типов измене­
ний уровня [15]. Они подразделяются по пространственному рас­
пределению нагона или сгона: 1) во всех морях Советской Арктики
происходит подъем уровня; 2) во всех морях происходит понижение
уровня; 3) в' западном секторе происходит подъем уровня,
а в восточном — спад; 4) изменения уровня обратны предыду­
щему случаю (переход уровня от подъема к спаду в двух послед­
них случаях имеет место в районе Новосибирских островов);
5)- подъем уровня происходит в море Лаптевых, а понижение —
к западу и востоку от него; 6) изменения уровня обратны преды­
дущему случаю; 7) во всех рассматриваемых арктических морях
происходят небольшие (до 10 см) изменения уровня около его
среднего положения.
272
Максимальные значения сгонно-нагонных колебаний уровня по
всем морям превышают 1 м (рис. 10.7). В соответствии с наиболь­
шими скоростями ветра в западном секторе Арктики наибольшие
изменения уровня имеют место в Баренцевом море. К востоку
они постепенно убывают, но в восточной части моря Лаптевых и
в Восточно-Сибирском море из-за широкого мелководья они снова
увеличиваются, превышая на некоторых участках 2 м. В Чукот­
ском море колебания уровня уменьшаются в связи с тем, что сгон
или нагон воды вызывает соответствующий приток или отток
воды через Берингов пролив. .
120
150
180
Ри с. 10.6. С хем а ин теграл ьн ой ц и рку л яц и и в о д и р ельеф а у р о в н я в арктич еских
м о р ях (расчетны е д а н н ы е ). Тип I [15].
Помимо колебаний уровня синоптического масштаба в арктит
ческих морях выделяются его сезонные изменения. В основном
они обусловлены сезонным изменением направления ветра и ано­
малиями атмосферного давления. При этом среднее сезонное ста­
тистическое изменение уровня морей не превосходит 10 см.
Некоторое влияние на изменение уровня морей оказывает
сезонный ход плотности воды. Из-за ее уплотнения зимой уровень
на 3—5 см оказывается ниже, чем летом.
Имеют место изменения уровня морей и большей продолжи­
тельности, связанные с общими колебаниями уровня Северного
Ледовитого океана, вызванными многолетними аномалиями его
водообмена с окружающими океанами, но практическое значение
обычно имеют сгонно-нагонные явления синоптической продолжи­
тельности.
10.5. П Р И Л И В Ы
Собственный прилив в высоких широтах должен иметь пре­
имущественно суточный характер. Однако поскольку арктические
моря Евразийского побережья Северного Ледовитого океана
18
З ак аз № 427
273
20
40 • 80
120
имеют с ним свободное сообщение, а размеры их небольшие для
развития собственного прилива, приливные явления в них носят
в основном индуцированный характер. Они вызваны приливной
волной, поступающей из Атлантического океана. В Баренцево море
она приходит из Норвежского моря, и далее проникает в Карское
море. В его северо-восточную часть и далее к востоку приливная
волна приходит из Арктического бассейна. Следовательно основ­
ные закономерности приливных явлений как во всем Северном Ледовитом океане, так и в его морях определяются характером по­
ступающей приливной волны из Атлантического океана и ее транс­
формацией по мере продвижения на восток.
В северной части Атлантического океана преобладает полу­
суточная приливная волна, проходящая в Северной Ледовитый
океан без изменения своей периодичности. Это приводит к фор­
мированию в его морях приливов правильного полусуточного х а­
рактера с возрастом в 2—3 сут. Только вокруг о-вов Северной
Земли и в Чукотском море приливы имеют неправильный полусу­
точный характер.
Из курса «Динамика океана» известно, что движение посту­
пательной длинной волны в морях может быть описано системой
уравнений (1.11)— (1.13) без учета £ для средних по всему слою
скоростей.
Решение этих уравнений при известном на открытой границе
моря характере изменений уровня £,(х, у, t ) T и скоростей и и v
проводится обычно численно. Аналитические решения известны
лишь для различных частных случаев, направленных на изучение
поведения волны при уменьшении глубины, под воздействием ус­
корения Кориолиса, трения и т. д. Применительно к волне, рас­
пространяющейся в Баренцево море, можно отметить, что высота
ее возрастает в первую очередь из-за уменьшения глубины. От­
ражение волны от южного берега моря должно приводить к тому,
что сдвиг по времени между прохождением поступающей и отра­
женной волн у побережья Кольского полуострова составляет
около 12 ч. Это такж е приводит к росту высоты суммарной
волны. Несомненное влияние на перекос уровня оказывает уско­
рение Кориолиса, которое, как и в волне Кельвина, у правого
берега (по направлению движения волны) должно приводить
к увеличений-.прилива. Все перечисленное в совокупности со­
здаю т большие цриливные колебания уровня на западных берегах
моря. С и л а7трения здесь еще не успевает диссипировать энер­
гию, и волна на этом участке движения не затухает заметным об­
разом.
Если в среднем величина прилива у берега составляет примерно
1 м, а в середине моря 20—30 см, то в сизигию величины
приливов на побережье Кольского полуострова и в Горле Белого
‘ моря превышают 5 м. В открытой северной части моря величина
приливов существенно меньше и не превышает 1,5 м (см.
рис. 10.7).
Из изложенной в работе [34] картины распространения при­
18*
275
ливной волны следует, что в Карское море она входит с северозапада между Новой Землей и Северной Землей и продвигается
на юг. Волна такж е поступает через прол. Карские Ворота, в ре­
зультате взаимодействия поступательных и отраженных волн
в юго-западной части моря образовалась амфидромическая точка
с вращением котидалей против часовой стрелки. Однако под­
ходящ ая к северной периферии моря поступательная волна часть
своей энергии расходует на трение, поэтому ее высота становится
меньше и величины приливов в нем д аж е в сизигию не превы­
шают 1 м. Лишь в Обской губе происходит рост прилива почти
до 2 м из-за уменьшения сечения бассейна.
Во все остальные моря приливная волна поступает из Аркти­
ческого бассейна. И з-за влияния трения на дне и на нижней по­
верхности льда она сильно затухает. Поэтому на северной пери­
ферии морей Лаптевых, Восточно-Сибирского и Чукотского вели­
чина прилива не превышает 20 см. По .мере продвижения на юг
по обширному мелководью этих морей волна еще сильнее з а ­
тухает. Н а побережье островов Врангеля и Новосибирских в си^
зигию величины приливов еще достигают 70—60 см, а у берега
материка они составляют 20—40 см. Еще меньше они в ВосточноСибирском море, где на большей части прибрежной полосы при­
ливы практически отсутствуют.
Исключением в море Лаптевых является Хатангский залив,
в котором, как и в Обской губе, из-за уменьшения площади се­
чения происходит рост величины прилива, превышающей в си­
зигию 2 м.
Проникновение поступательных и отраженных волн из одного
моря в другое приводит к образованию вблизи проливов амфидромических узлов.
В Чукотское море проникает приливная волна из Берингова
моря. Сложение волн, распространяющихся с севера и юга, обус­
ловливает в нем неправильный полусуточный характер прилива.
В связи с полусуточным характером приливов в арктических
морях скорость течения 4 р аза в сутки повышается. Этот рост
скорости не одинаков в морях. В юго-западной части Баренцева
моря скорость приливных течений в сизигию достигает 1 м/с,
а у входа в Чешскую губу — почти 2 м/с. В северной части Б а ­
ренцева и в других морях скорость течений обычно не превышает
0,5 м/с, а в южной части Восточно-Сибирского моря — даж е
5 см/с.
За приливной цикл течение поворачивается по часовой стрелке
и концы векторов скорости течения описывают эллипс с большой
осью, направленной по векторам максимальных скоростей. Соот­
ношение большой и малой полуосей эллипса в разных районах
морей различное. Оно очень сильно зависит от региональных осо­
бенностей морей, но. с приближением к береговой зоне разница
между максимальными и минимальными приливными скоростями
увеличивается и приливной эллипс более вытянут, чем вдали от бе­
регов.
276
Пока еще имеется мало данных для получения обобщенной
картины приливных явлений зимой, когда моря покрыты льдом.
Влияние его сказывается в усилении трения и ускорении затуха­
ния прогрессивной волны. Поэтому зимой несколько уменьшаются
приливные колебания уровня, скорости течений и происходит з а ­
паздывание их наибольших значений по сравнению с летними
характеристиками.
1 0 .6 . Т Е Р М О Х А Л И Н Н А Я С Т Р У К Т У Р А В О Д
Специфические особенности термохалинных процессов в аркти­
ческих морях обусловлены как региональным их положением,
так и совокупным действием рассмотренных выше факторов. В з а ­
висимости от относительного вклада каждого из них форми­
руются специфические черты термохалинного режима морей, из
которых наибольшим отличием обладает Баренцево море, хотя
бы д аж е тем, что часть его не замерзает.
Специфика термохалинных процессов в Баренцевом море оп­
ределяется поступлением в него атлантических и поверхностных
арктических вод. Основной поток первых, как отмечалось выше,
поступает в виде Нордкапского течения. Их соленость в течение
года меняется слабо и составляет в стрежне по всей толще вод
около 35 %о. Около материка из-за пресного стока и на севере изза талых вод происходит распреснение атлантических вод, дохо­
дящ ее до 33 %0, но распространяющееся на глубину в 20—30 м.
В струе М урманского и его продолжения Западно-Новоземельского течения соленость составляет 34,5—34,75%0 (рис. 10.8).
П ервая относится к лету, вторая — к зиме. Таким образом, харак­
терным для потока атлантических вод в Баренцевом море яв­
ляется малое изменение солености по глубине от поверхности до
дна. Лишь в основном севернее 75° с. ш., где на атлантические
воды натекают поверхностные арктические воды, а летом еще та ­
лые от морских льдов, образуется верхний слой менее соленых
(на 1-—3 %о) вод. Такой характер вертикальной структуры соле­
ности, а не абсолютное ее значение оказывает большое влияние
на устойчивость вод, характер прогрева и выхолаживания.
Температура поступающих атлантических вод на разрезе Коль­
ского меридиана летом у поверхности достигает 9— 10°С и по­
степенно уменьшается к северу до 6°С на 75° с. ш. Такой летний
прогрев распространяется в основном на слой ветрового переме­
шивания, толщиной 30—50 м. С этой глубины и до дна темпера­
тура более или менее равномерно понижается от 4 до 1 °С у дна.
В северных струях температура атлантических вод ниже, состав­
л яя у поверхности 5—2°С. Зимой температура воды в Н ордкап­
ском течении практически до дна составляет 3,5—3°С. В других
струях температура понижается до 1—0°С. При таком распреде­
лении температуры атлантические воды приносят ежегодно в Б а ­
ренцево море 7 4 - 1013 кД ж тепла, из которого только 12 % выно277
001
s
о
<3J
Ч
CD
»Я
Он
О
ян
к
о
о
U
о
н
50
40
86
о
ч
-яоО)
ч
о
и
со
о
я
Си
сится за его пределы [34]. Остальное тепло в основном расхо­
дуется в атмосферу.
Несмотря на большую потерю тепла, ю ж ная часть моря не
замерзает. Этому способствует не только адвекция тепла, но и
малый вертикальный градиент солености, благодаря чему зимой
конвекция распространяется до глубины 150—200 м и тепло­
отдача осуществляется всем этим слоем. ,
В северных районах моря формирование толстого однородного
слоя способствует выделению солей при образовании и росте тол­
щины морского льда. Происходящее при этом осолонение дости­
гает 2% о. В результате вызванного им уплотнения верхнего слоя
вод конвекция в северных и восточных районах моря распростра­
няется до дна, а температура становится отрицательной. Лишь
в центральном районе, где образуется лед небольшой толщины
(менее 1 м ), а глубинные слои занимаю т атлантические воды вы­
сокой солености, конвекция не простирается до дна и температура
глубинных вод остается положительной.
Зимой в результате выхолаживания атлантических вод и их
смешения при конвекции с осолоняющимися при росте льда по­
верхностными водами образуются местные б ар е щ е во морские
воды, обладающие низкой температурой, доходящей до — 1,7 °С,
и высокой соленостью, которая лишь на 0,1—0,2 %0 ниже солено­
сти атлантических вод. Такое формирование баренцевоморских
вод происходит почти по всей акватории бассейна, за исключе­
нием его юго-западной части. Оценивается, что объем этих вод со­
ставляет 63 % объема моря.
Характер термохалинных процессов и особенности полей со­
лености и температуры в других, рассматриваемых арктических
морях во многих отношениях близок к изложенным для северной
части Баренцева моря. Во всех этих районах арктических морей
вследствие осолонения при образовании льда за зиму и конвек­
тивного перемешивания формируется однородный по вертикали
слой воды, распространяющийся в глубоких районах до 50 м,
а на мелководье — до дна. Температура воды в нем близка к тем­
пературе замерзания 0. .
Соленость в слое конвективного перемешивания повышается
от прибрежных районов морей, где и зимой проявляется влияние
речного стока, к северной периферии. Поэтому в южных районах
она меняется в диапазоне примерно 2 5 — 3 2 %0, а на севере от 3 0
до 3 3 %о.
С началом таяния льда, соленость которого в среднем не пре­
вышает 3— 5% о, происходит распреснение верхнего слоя морей. До
схода ледяного покрова, мешающего перемешиванию, распресненный слой составляет 3—5 м. В дальнейшем ветровое перемешива­
ние увеличивает его. В южных районах морей, подверженных реч­
ному стоку, распреснение усиливается речными водами. Дополни­
тельное уменьшение плотности воды происходит в результате ее
прогрева. Таким образом, распределение и прогрев морей в ве­
сенне-летний период способствуют уменьшению плотности воды
280
у их поверхности, затруднению перемешивания и уменьшению тол­
щины однородного слоя. Последние в свою очередь благоприятст­
вуют еще большему распреснению гомогенного слоя моря и по­
вышению его температуры.
В Баренцевом море из-за высоких скоростей ветра и относи­
тельно небольшой массы пресной воды глубина ветрового переме­
шивания оказы вается выше, чем в других морях и находится
в пределах от 25 до 50 м. В остальных морях толщина слоя талых
вод и материкового стока, поступившего за летний период, суще­
ственно больше, а скорость ветра меньше, чем на Баренцевом
море, поэтому в них толщина верхнего распресненного слоя умень­
шается до 10— 15 м.
О бразовавш аяся от таяния льда и речного стока пресная вода
из-за перемешивания распределяется по всему квазиоднородному
слою. Если не принимать во внимание приток солей от подсти­
лающих вод, который затруднен через резкий галоклин, то распреснение A S за счет талых вод может быть описано простой
формулой
AS = — S 0Ah/(h + Ah),
(10.2)
где Ah — толщина слоя талых вод.
В Баренцевом море из-за сравнительно небольшой толщины
льда и значительной по арктическим масш табам толщины слоя
h распреснение его летом порядка 2%о- Оно приводит к тому, что
на периферии атлантических вод соленость понижается до 33 %о,
а в районах поступления поверхностных арктических вод соле­
ность уменьшается до 32 %0 (см. рис. 10.8).
В морях Карском, Лаптевых и Восточно-Сибирском в зоне
распространения речного стока общий слой пресных вод оказы ­
вается такого ж е порядка, как и h, поэтому здесь распреснение
составляет 10— 15 %о, а в устьевых областях крупных рек весь
верхний слой формируют слабо еще трансформированные речные
воды, и здесь соленость понижается еще сильнее. Только в югозападной части Карского моря, куда через проливы поступают
баренцевоморские воды, соленость повышается до 30 —32 %о- Изза притока беринговоморских вод соленость в южной части Чукот­
ского моря составляет примерно 30 %0.
В северных регионах морей, куда речной сток не достигает
или приходит в сильно трансформированном состоянии, простран­
ственное распределение солености более однородное. Она посте­
пенно уменьшается от 33 %0 на западе до 28 °/сю в море Лаптевых
и снова растет до 30—32 %0 в северо-восточной части Чукотского
моря.
Глубже распресненного слоя происходит рост солености, осо­
бенно быстрый в районах интенсивного распреснения поверхно­
стных вод. Здесь рост солености достигает нескольких промилле
на метр. З а пределами галоклина соленость вод более однород­
ная и меняется в основном в пределах 30—34 %о.
281
Таким образом, арктические моря отличаются большой про­
странственной неоднородностью поля солености, которая в верх­
них слоях имеет большую годовую амплитуду, превышающуюв некоторых районах 20 °/ооПрогрев воды зависит не только от притока тепла, но и от
толщины слоя волнового перемешивания. И з-за слабого переме­
шивания ниже этого слоя отток тепла вглубь происходит слабо
и основная доля тепла остается в верхнем слое. Чем, толще слой,
тем меньше его прогрев.
Вследствие перемешивания температура и соленость в этом
слое практически не меняются по вертикали, т. е. его можно счи­
тать гомогенным. В таком случае, если не учитывать адвекцию
тепла, которая д аж е в потоке атлантических вод дает меньший
вклад, чем суммарный теплообмен с атмосферой, то изменение
температуры воды АТ этого слоя за интервал времени At пропор­
ционально разности потоков тепла на его верхней и нижней гра­
нице и может быть представлено выражением (7.13).
Несмотря на существование потока тепла от квазиоднородного
слоя в глубь моря, прогрев его глубинных слоев происходит мед­
ленно и слабо, в результате чего под верхним прогретым слоем
сохраняются в течение всего лета более низкие температуры
вплоть до дна. Только в районах захода теплых атлантических
вод образуется холодная прослойка.
В связи с тем, что очищение арктических морей ото льда про­
исходит с юга на север и их южные районы начинают прогре­
ваться раньше, из-за теплового влияния материка, а такж е умень­
шения к югу толщины распресненного слоя из-за более сильного
влияния речного стока, температура поверхности морей убывает
с юга на север. Поэтому в прибрежных районах, находящихся
под непосредственным влиянием стока крупных рек, температура
поверхностного слоя вод наиболее высокая.
Исключением из этого правила может быть Чукотское море,
когда в нем развивается холодное течение вдоль Чукотского по­
бережья, а теплые летние беринговоморские воды в виде Лонговской и Геральдовской ветвей проникают на запад до'В осточноСибирского моря. В такие годы в западной части моря темпера­
тура повышается с удалением от берега до теплых струй, а затем
снова понижается до кромки льда.
Некоторое отклонение от широтного хода температуры воды
имеет место в северо-западной части Карского моря из-за захода
туда атлантической воды.
Н а рис. 10.8 видно, что температура в продвигающейся к во­
стоку струе атлантических вод постепенно понижается. Однако
это нельзя трактовать как потерю тепла движущимися водами.
Летом теплообмен моря с атмосферой повсеместно положитель­
ный и оно с поверхности прогревается. В таких случаях для опре­
деления изменения температуры в какой-то точке потока воды
нужно учитывать начальную температуру воды в том районе, из
которого она приходит в данную точку. Поэтому нужно иметь в виду»
282
что, например, до 45° в. д. вода от западной границы Баренцева
моря доходит примерно за 3 Мес. Если на этом меридиане тре­
буется определить температуру воды в конце лета, то следует
учесть, что сюда к этому времени дойдет та вода, которая вошла
в Баренцево море еще в конце весны, когда ее температура была
еще низкой.
Л етняя пространственная неоднородность распределения тем ­
пературы и солености в арктических морях по мере их выхолажиУЯ
i /
-
1X11-
J XI
/ X
л
10
20
30
50
60
Ti m
Рис. 10.9. Зависимость сроков устойчивого ледообразования УЛ от глубины рас­
пространения конвекции.
вания осенью постепенно уменьшается. Поскольку охлаждение мо­
рей происходит с поверхности, то в результате понижения темпе­
ратуры воды и уменьшения или вообще прекращения поступления
талых и речных вод происходит уплотнение поверхностных слоев
моря и развивается конвекция. И з-за небольших вертикальных
градиентов плотности в верхнем слое она быстро распростра­
няется до летнего галоклина и дальнейш ая теплоотдача в атмо­
сферу ведется, по сути, всем слоем конвективного перемешива­
ния. Чем он толще, тем медленнее меняются его температура и
соленость, и позднее образуется лед (рис. 10.9). Он составлен по
наблюдениям, выполненным в одном районе, но за разные годы.
Несмотря на то, что стратификация и прогрев были различными,
несмотря на своеобразный характер метеорологических условий
в каждом году, из рис. 10:9 видно, что зависимость сроков ледо­
образования от толщины верхнего однородного слоя имеет устой­
чивый характер. При малой толщине слоя конвективного пере­
мешивания ледообразование бывает преимущественно ранним,
а при распространении конвекции до большой глубины — преиму­
щественно поздним. В свою очередь на глубину проникновения
конвекции очень большое влияние оказывает плотностная страти283
фикадия морей, которая сильно зависит от вертикального профиля '
солености. Поэтому при значительных вертикальных градиентах
солености в верхнем слое моря обычно ледообразование бывает
ранним, даж е если этот верхний слой моря хорошо, прогрет.
Таким образом, в арктических морях выделяются поверхност­
ные морские воды. Их характерной чертой являю тся большие го­
довые амплитуды температуры воды и солености, достигающие
порядка 10 °С и 20 %о. Зимой температура минимальна, а соле­
ность максимальна, летом — наоборот. С севера в арктические
моря могут заходить арктические поверхностные воды.
Под поверхностными водами располагаются глубинные воды
арктических морей. К ак было отмечено, они образуются зимой,
поэтому имеют температуру лишь на несколько десятых долей
градуса выше температуры замерзания, а соленость более одно­
родную и меняющуюся в основном в. пределах 32—34 %0. Глубин­
ными водами, по сути, являю тся баренцевоморские и зимние
беринговоморские.
Смешение соленых атлантических вод в арктических морях
с холодными глубинными водами приводит к образованию со­
леных и холодных донных вод арктических морей. Их соленость
близка к 35 %о, а температура отрицательная.
Соленость и температура вод арктических морей испытывает
изменения в зависимости от притока атлантических и беринговоморских вод. Первые, вполне естественно, наиболее сильное вли­
яние оказываю т на режим Баренцева и меньше — Карского морей,
а вторые-— на режим Чукотского и Восточно-Сибирского морей.
Влияние этих вод наиболее заметно в формировании аномалий со­
лености поверхностных вод морей. Так, например, изменения рас­
хода атлантических вод приводят к аномалиям солености порядка
1 %о в верхнем слое северо-восточной части Карского моря через
2 года, а в море Лаптевых — через 3 года [22].
Эти отрезки времени примерно соответствуют времени «добегания» атлантических вод до указанных морей. Такж е изменения
притока беринговомореких вод проявляются в аномалиях соле­
ности Чукотского моря через 2—3 года, восточной части Вос­
точно-Сибирского моря — через 3—4 года, а его западной части —
через 4—.5 лет.
Увеличение притока атлантических и беринговомореких вод
приводит к положительным аномалиям солености, а уменьшение
притока — к отрицательным.
Непосредственное влияние флюктуаций притока атлантиче­
ских и беринговомореких вод яснее проявляется в аномалиях
температуры глубинных вод арктических морей.
Сформировавшиеся аномалии температуры и солености воды
обычно сохраняются в течение нескольких лет.
284
1 0 .7 . Л Е Д Я Н О Й
П ОКРО В
В условиях, приводящих к образованию морского льда, в спе­
цифике роста его толщины и формировании ледяного покрова
в арктических морях много общего. К ак и на других морских во­
доемах, образование первичных форм льда начинается после
охлаждения поверхностного слоя морей до температуры зам ер­
зания 0. Н а северной периферии морей, где к осени имеются п л а­
вучие льды, температура воды около них даж е летом около нуля.
Поэтому вскоре после того, как суммарный теплообмен с атмосфе­
рой становится отрицательным, температура верхнего распресненного слоя быстро понижается до температуры замерзания и по­
являются первичные формы льда. И з-за того что скорость охлаж ­
дения зависит не только от теплообмена с атмосферой, но и от
солености, влияющей на соотношение температур замерзания и
наибольшей плотности, от толщины верхнего квазиоднородного
слоя и потока тепла к нему снизу, даты начала замерзания морей
не одинаковы. Но на их северной периферии значения температуры,
солености, толщины верхнего слоя h и потоков тепла меняются от
моря к морю мало, поэтому везде замерзание начинается около
границы льда примерно в одно время-— в начале сентября.
В центральном и особенно в южных районах морей гидроме­
теорологические условия различаю тся сильнее, чем в их северных
районах, поэтому скорость их выхолаживания варьирует в боль­
ших пределах. В связи с этим продвижение границы замерзания
с севера на юг происходит с различной скоростью. Наиболее бы­
стро она продвигается в морях Лаптевых и Восточно-Сибирском
в связи с мелководностью их районов, освобождающихся летом
ото льда, отсутствием здесь глубинных теплых вод и большим распреснением, при котором не только толщина перемешанного слоя
не превышает 10— 20 м, но и температура зам ерзания выше тем­
пературы наибольшей плотности. Уже в октябре (*и лишь в теп­
лые годы в ноябре) моря покрываются льдом. В эти ж е сроки
покрывается льдом восточная часть Карского моря.
В сильно опресненных мелководных прибрежных районах
с малой толщиной верхнего перемешанного слоя за пределами
устьевых областей, в которые поступают еще теплые речные воды,
образование льда такж е происходит в октябре—ноябре. Отсюда
граница льда постепенно, но медленнее, чем с севера., про­
двигается в центральные районы морей.
Позднее происходит замерзание Чукотского и западной части
Карского морей. Основной причиной этого является поступление
теплых и относительно соленых вод из Берингова и Баренцева
морей, в результате чего южный район Чукотского моря и югозападный район Карского моря замерзаю т только в конце
ноября — в декабре.
В Баренцевом море граница льда с севера и с востока непре, рывно движется на юго-запад в течение всей зимы И первой по­
285
ловины весны, в среднем занимая к концу холодного периода
года положение, указанное на рис. 10.10. Эта граница испыты­
вает существенные изменения в зависимости от интенсивности
Нордкапского течения и господствующих ветров. Но в среднем
примерно четвертая часть площади моря оказывается свободной
ото льда.
Рост толщины образовавшегося льда происходит по общему
для всех замерзающ их морей закону, выраженному формулой
(1.22). Здесь следует только иметь в виду, что на практике часто
температура поверхности льда или снега на льду Т0 заменяется
температурой воздуха. Они не всегда близки между собой, так
как поток тепла через тонкий лед повышает температуру его по­
верхности.,
В связи с более ранним образованием льда в северных райо­
нах морей, чем в южных, толщина льда в начале зимы умень­
шается с севера на юг. Однако за зиму происходит постепенное
выравнивание толщины льда из-за того, что в мелководных южных районах практически отсутствует подток тепла к нижней по­
верхности льда, в то время как в северных он есть.
Н а толщину льда сильное влияние оказывает преобладающий
вынос или приток льда. В зонах преобладающего выноса, какими
являю тся юго-западная часть Карского моря и Чукотское море,
толщина льда меньше, чем в центральных морях. Это связано
с тем, что на месте вынесенного льда образуется новый, но про­
должительность его роста меньше, поэтому и толщина меньше.
В Баренцевом море на нарастание льда большое влияние ока­
зывает тепло атлантических вод и относительно высокие темпера­
туры воздуха, поэтому толщина льда растет от кромки до север­
ной периферии, где она достигает к апрелю величины порядка
1 м. Припай в этом море формируется только в пределах архипе­
лага Шпицберген, где острова препятствуют дрейфу льда. П рак­
тически весь лед в этом море осенне-зимнего образования. Лишь
в области Шпицбергенского океанического ледяного массива (см.
рис. 4.8) с севера спускаются многолетние льды Арктического
бассейна и здесь ледяной покров состоит как из льдов местного
образования, так и старых. Восточно-Гренландским течением они
выносятся на запад, встречаясь и к югу от Шпицбергена.
Особенностью ледяного покрова морей Карского, Лаптевых
и Восточно-Сибирского является наличие обширной зоны припая,
протянувшейся местами на север более, чем на 300 км (см.
рис. 10.10). Неподвижный лед образуется в трех районах, где его
дрейфу препятствуют острова или материки. В Карском море он
формируется вдоль Таймырского полуострова до северной око­
нечности арх. Северная Зем ля, препятствующей перемещению
льда на северо-восток с Западно-Таймырским течением. В море
Лаптевых препятствуют движению льда в Ленском течении Ново­
сибирские острова. Они же и материк ограничивают дрейф льда
в Восточно-Сибирском море, имеющий в основном нажимный х а ­
рактер. В Чукотском море полоса припая узкая, обусловленная
смерзанием льда, переносимого Чукотским течением, с берегом.
286
S
и
03. О
W
СОоffl
SE
120
140
0f-1«
*s 5S
CQ g .
aw
223
o« stS
| gG.
*«3
1H *
^ II вra
* « wto
лM
s^5
•&
s§«
sS
CJ
r м
«Оин Cо<Ou~
СУS
2
bjj
fct OO*
K
g*W
«s
к Sfi
etV
со о I
'■'■> всоД
5*2!
си со о
•I о
S3'
з
к~ *§
И *к
*ьк га
CO oi
sf S
^ 2г3а
s JJJj и
С л го
sc
C
O
a,
U<
W
&
,
г«а<
aи
§5
Я O'» <
■
#§
I <о
>-, сС
со
СО
S3Я
X
2W
Йхосо
II
<2N.
...
Я л
Припай устанавливается не с момента образования Льда. Мо1лодые формы льда дрейфуют под действием ветра и течений, но
по мере их утолщения, увеличения прочности и накопления массы
льдов, они упираются в берега и мелководные банки, перестают
двигаться и смерзаются. В дальнейшем за счет большей скорости
роста тонкого льда, чем толстого, происходит выравнивание тол­
щины льда.
Наибольшей толщины, превышающей 2 м, припай достигает
в Восточно-Сибирском море. Такому росту льда благоприятст­
вуют низкие температуры воздуха зимой, малый снежный покров
и отсутствие подтока тепла из воды ко льду. Толщина припая
в морях Карском и Лаптевых находится в пределах от 1,5 м до
2 м [34].
Вследствие преобладания выносного характера дрейфа льда
перед нажимным толщина дрейфующих льдов местного проис­
хождения в морях Карском и Лаптевых несколько меньше, чем
припая. Но среди льдов осенне-зимнего образования здесь встре­
чаются многолетние льды, особенно в отрогах океанических ледя­
ных массивов (см. рис. 4.8 6). Наибольшее количество многолет­
них льдов может иметь место в Восточно-Сибирском море из-за
того, что на большую его акваторию распространяется Айонский
ледяной массив.
Многолетние льды в Чукотское море заходят как с севера,
так и со стороны Восточно-Сибирского моря. Толщина льдов ме­
стного происхождения здесь меньше, чем в центральных морях,
вследствие более высокой температуры воздуха, более позднего
образования, большей толщины снега на льду и существования
потока тепла к нижней поверхности льда. Поэтому его толщина
к началу таяния составляет 150— 180 см.
В связи с тем, что зимой на побережье всех морей, за исклю­
чением Чукотского и восточной части Восточно-Сибирского, пре­
обладаю т южные ветры от азиатского антициклона, то у северной
периферии припая или у берега образуется полынья (см. рис. 10.10). Этим термином в данном случае называю т зону, из
которой постоянно выносится лед, возникают участки открытой
воды, снова покрывающиеся льдом. Поэтому в полынье встре­
чаются как участки открытой воды, так и льды различных воз­
растных форм, но в среднем в ней толщина, возраст и концентра­
ция льдов меньше, чем за ее пределами.
Ш ирина полыньи варьирует от десятков до сотни километров
в зависимости от направления и интенсивности ветра. Отдельные
участки этой полыньи носят названия по находящимся вблизи гео­
графическим объектам.
Полыньи меньших размеров образуются и около других по- '
бережий, где преобладает отжимный ветер.
Полыньи играют большую роль как участки генерации льда,
так как на чистой воде и при малой толщине образуется большая
масса льда, чем в более северных районах. Это легко видеть- из
формулы роста толщины льда (4.9). В связи с очень слабыми по288
стоянными течениями бароклинного характера дрейф льда в арк­
тических морях обусловлен напряжением ветра. Именно ветер
вызывает зимой дрейф льда с северной составляющей, приводя­
щий к образованию полыньи. Однако из-за большой сплоченности
льд а скорость его движения зависит не только от местного на­
пряжения трения, но и от напряжений, оказываемых окрестными
льдинами и наличия участков открытой воды, куда льдина может
сдвинуться, или пространства, высвобождаемого за счет торо­
шения.
Возникающие при сж атиях льда напряжения Р сж могут пре­
восходить напряжения разрушения, в результате которых проис­
ходит разлом льдины и ее перемещение в вертикальном направ­
лении, т. е. образуется торос. Он занимает меньше площади по­
верхности моря, чем льдина, из которой образовался. Поэтому по­
является свободное пространство, куда перемещается лед. Д аж е
при самых минимальных оценках, когда на образование тороса
расходуется лед с равноценной ему площади, освобождается от
4 % площади при 1 балле торосистости до 45 % при 5 баллах торосистости. Это заставляет при определении дрейфа льда учиты­
вать данное обстоятельство.
По уравнению (4.13) видно, что напряжения действуют на
дрейф так же, как атмосферное давление, но по направлению с по­
следним могут не совпадать.
При сплошном ледяном покрове действие напряжений опреде­
ляется не только локальными факторами, но может передаваться
через льды на большое расстояние. Поэтому влияние берега
при нажимном ветре распространяется на десятки, а то и сотни
километров, изменяя направление дрейфа льда, обусловленное
ветром.
Общие закономерности таяния льда изложены в курсе «Фи­
зика океана». Они сводятся к тому, что таяние льдин начинается
на их периферии, граничащей с водой. Открытые участки между
льдинами, имея малые значения альбедо, поглощают лучистую
энергию, нагреваются и часть тепла передают боковой поверх­
ности льдин.
В результате таяния происходит уменьшение площади льдин,
т. е. уменьшение сплоченности. Это явление подметил и впер­
вые представил в аналитической форме Н. Н. Зубов. Полыньи
и другие участки открытой воды играют поэтому весной роль
очагов таяния, от которых оно расходится как к северу, так
и к югу.
Таяние льда сверху может начинаться позднее бокового, но
оно наступает еще при отрицательной температуре воздуха.
В арктических морях оно начинается в среднем при температуре
воздуха — 1,2°С.
Поскольку при таянии льда расход тепла на его прогрев крайне
незначительный и для льда толщиной в 2 м он равноценен тому
потоку энергии, который расходуется на стаивание примерно 2 см
льда за месяц, то обычно для определения слоя стаявшего льда
19
З а к а з N° 427
289
пользуются уравнением баланса тепла (4.9), из которого вследст­
вие
= 0 следует
t
АК = -j i - J (Б + Фи + Фа) dt.
■^кРл to
У
(10.3)
Основное количество тепла, идущее на стаивание льда в Арк­
тике, поступает из атмосферы посредством лучистых потоков.
Д л я южной периферии морей турбулентный теплообмен с атмо­
сферой из-за притока прогретого над материком воздуха приносит
примерно такое же количество тепла, как и радиационный баланс..
К северной ж е периферии морей теплый воздух не доходит, и там
часть лучистого потока тепла расходуется на компенсацию турбу­
лентного теплообмена с атмосферой и только часть радиационного
баланса идет на таяние льда. Такое распределение потоков тепла
способствует быстрому таянию льда в южных частях морей.
В Баренцевом море отступление кромки льда за счет таяния
на север начинается в мае. При этом суммарный поток тепла от
атмосферы ко льду в южной половине моря таков, что его доста­
точно, чтобы за месяц растаял образовавшийся за зиму лед.
в центральном и восточном районах моря. Д алее к северу из-за
уменьшения потока тепла ко льду скорость его таяния уменьшается
и к началу осени граница льда отодвигается лишь до архипелагов
Ш пицбергена и Земли Франца-Иосифа (рис. 10.11), которые
только в теплые годы освобождаются ото льда.
Остальные моря освобождаются летом ото льда позднее и часто
не полностью. Это связано с большой толщиной образовавшегося
за холодный период года льда и с относительно небольшим пото­
ком поступающего тепла. Только ю го-западная часть Карского
моря освобождается ото льда в июне. В остальных морях за июнь
лед не успевает растаять, хотя пространство открытой воды
в районе полыньи растет. Поэтому характерно для арктических
морей в первый летний месяц существование прибрежной пере­
мычки льда, за которой находится область либо чистой воды,
либо не сплошного льда. Последняя возникает вследствие пере­
носа сюда ветром льда. При этом возникают новые участки откры­
той воды, интенсивно поглощающие солнечную энергию и частично
расходующие ее на таяние льда. Конвергенция льда приводит
к уменьшению площади участков открытой воды между льдинами.
Поэтому таяние льда происходит преимущественно сверху, т. е.
медленнее, чем разреженного льда.
Уменьшение сплоченности льда N описывается уравнением
(4.14), которое совместно с уравнением (10.3) описывает умень­
шение объема льда, но в первом при-конвергенции первое слага­
емое становится противоположным по знаку второму и общ ая их
сумма уменьшается.
Конвергенция является одной из основных причин, приводя­
щих к сохранению летом скоплений льда — ледяных массивов.
290
ЭI
0н я••
^2
14
Wо
ЬЙя
аоо си.
<! и
о
►
« 2
S
£ 1
ЙЛ«
0еs
9*«
К
^ ^
S° К
о.
«
120
Н я
.
s
о
ВО
|§
^1оЯ
^2I
« *х °3'
50 40
.
gй <. «^
о, I ~
® «g
* . Я
|Iвкся.
О
оя Я
о>5&
5?CQ
к
Си
ез ^
° со
д
аО
—
^>2
уп:
о о
о£г вд(
Я
*
й
а) аа-
о я
£ о,
О к
19*
Характерными скоплениями льда такого происхождения являю тся
Новоземельский и Врангелевский массивы (см. рис. 10.11).
Обычно оба этих массива за лето вытаивают, но позднее окру­
жающих льдов.
Сплошной припайный лед тает только с поверхности и поэтому
в тех районах арктических морей, где сильно развит припай в
летом он не разлам ы вается и не выносится в море, такж е дли­
тельное время сохраняются массивы льда. Это Североземельский,
Янский, Новосибирский массивы. Последние два более южных
массива обычно ко второй половине навигации разрушаются,
а первый при западных ветрах может сохраняться до осени.
Отроги океанических массивов, обусловленные дрейфом из
арктического бассейна толстых однолетних и многолетних льдов,
существуют в течение круглого Года, смещаясь в зависимости от
преобладающего ветра и вытаивания к югу или северу. Из них
Таймырский и Айонский при устойчивом северном дрейфе могут
спускаться до материка, создавая серьезные трудности для нави­
гации.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В составленной картине режима основных регионов Мирового*
океана основной упор сделан на характер протекающих гидроло­
гических процессов и их взаимосвязи. П оказана зависимость ин­
тенсивности и направленности этих процессов от географических,
и климатических характеристик региона, приводилось описаниефизических процессов в математической форме на базе законо­
мерностей, изученных в дисциплинах «Физика океана» и «Д ина­
мика океана». Вид математических выражений подбирался таким,,
чтобы можно было подчеркнуть вклад региональных особенностей,,
поэтому одно и то ж е уравнение или формула могли приниматьразличный вид при их использовании применительно к разны м
акваториям.
В большинстве случаев значения полей гидрологических эле­
ментов приведены по данным наблюдений, а не по результатам
расчетов, так как пока еще последние не могут претендовать на
достаточно высокое качество как из-за слабой изученности рядафизических процессов (турбулентное перемешивание, вертикаль­
ные движения, внутренние волны и т. д .), так и из-за ограниче­
ний точности в связи с конечно-разностной аппроксимацией урав­
нений. По расчетам делались бценки характерных значений гидро­
логических элементов, которые сопоставлялись с режимными д ан­
ными.
В учебнике не предусматривалось использование большого
информативного материала.
Уровень изученности Мирового океана на настоящий момент
времени позволяет изложить лишь самые общие представления
о наиболее характерных особенностях гидрологических процессов
и сформированных ими полях элементов в наиболее специфичных
регионах океанов и группах морей. Естественно, что в разных
частях регионов интенсивность процессов и значения полей гидро­
логических элементов различны, но их общие черты превалируют
над различиями. Например, существует специфика термохалинной структуры и характера циркуляции во всех океанах эквато­
риальной зоны, но имеются и общие черты, перечисленные в гл. 3,
позволившие объединить эти части океанов в один регион. То ж е
самое можно отметить и по другим регионам.
При изложении закономерностей формирования режима реги­
онов пришлось ограничиться лишь самыми общими соображени­
ями, приводя в ряде случаев весьма ориентировочные количест­
венные характеристики. Это связано со слабой их изученностью,
из-за малого объема данных наблюдений. Можно начинать с того,
что основные представления о полях метеорологических элемен­
293
тов не только над океанами, но и над морями составлены в ос­
новном по данным береговых и островных пунктов наблюдений.
-Много неясного в водообмене между регионами, в циркуляции
вод, особенно в глубинных и придонных слоях, в происхождении
и скорости образования водных масс и т. д. Все приведенные све­
дения по мере накопления натурного материала могут впослед­
ствии уточняться, но принципиальные стороны изложенного ре­
ж и м а должны остаться без существенных изменений.
Несмотря на постоянный приток данных наблюдений, их
объем еще длительное время будет ограниченным для проведения
•статистической обработки с надлежащ ей обеспеченностью, поэтому
■математическому моделированию должна отводиться заметная
роль, тем более что с его помощью легко удается выделить влия­
ние того или иного фактора. Однако при этом следует иметь
в виду необходимость осреднения результатов моделирования за
.довольно длительный интервал времени для получения средней
многолетней картины, т. е. режима. Самый простой прием, заклю ­
чающийся в расчете хода гидрологических процессов на период
:в несколько десятков лет с последующим осреднением, практи­
чески не выполним. Следовательно, требуется использовать м ате­
матические модели предварительно осредненных процессов и гр а­
ничных условий. Но при этом возникают большие сложности
с осреднением нелинейных процессов. Характерным примером
м ож ет служить трудность в воспроизведении средних значений
турбулентного обмена всеми субстанциями между океаном и
-атмосферой по средним значениям метеорологических и гидроло­
гических элементов. В связи с этим при разработке методов моде­
лирования гидрологического режима региона к первоочередным
зад ач ам следует отнести параметризацию нелинейных составля­
ющих моделей.
По-видимому, допустимо, чтобы в режимных моделях некото­
ры е параметры непосредственно не рассчитывались, а задавались
:на основании данных наблюдений в осредненном виде либо опре­
делялись по результатам моделирования. К таким характеристи■кам можно отнести коэффициент турбулентности, включающий ■
в себя не только сдвиговую турбулентность, но и влияние внут­
ренних волн, микроконвекцию и т. д. В эту же категорию следует
вклю чить внутренние и поверхностные волны, приливные явления.
В настоящее время математические модели позволяют оценить
средние значения элементов гидрологических полей. М ежду тем
не меньший, если не больший, интерес представляет определение
более высоких статистических моментов и их обеспеченность.
К сожалению, имеется чрезвычайно ограниченное количество ре­
гиональных исследований в этом направлении. Отчасти это
•обусловлено малым объемом наблюдений, отчасти — трудоем-.
костью подготовки материалов к обработке. Поэтому одной из
первоочередных задач моделирования режима является р азр а­
ботка метода воспроизведения не только средних значений гидро­
логических элементов, но и вероятных отклонений от них. Это по­
294
зволило бы сократить потребность в большом объеме наблю де­
ний.
Следует ожидать положительного эффекта от математического
моделирования гидрологических процессов, при котором происхо­
дит непрерывная корректировка результатов расчетов данными
наблюдений в «реперных» пунктах. Опыт использования такогометода уже имеется.
Огромное достоинство математических моделей заклю чается
в том, что в них содержатся причинно-следственные связи процес­
сов, позволяющие как оценить влияние того или иного внешнегоф актора на формирование полей гидрологических элементов в ре­
гионе, так и составить обоснование по использованию модели
в прогностических целях.
Дальнейш ий сбор океанологических данных необходим, так к а к
только наблюдения могут дать представление о полях гидрологи­
ческих элементов и могут служить критерием при проверке теоре­
тических построений. Ради них проводятся различные экспедиции,,
вплоть до таких грандиозных, как «Разрезы».
М атематические модели обобщают эти наблюдения, распро­
страняют выявленные закономерности на неосвещенные районы,,
формируют общее представление о картине гидрологического ре­
ж има и поэтому они в дальнейших исследованиях будут занимать,
все больше и больше места.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. А р с е н ь е в В. С. Течения и водные массы Берингова моря,— М.: Наука,
1967,— 134 с.
:2. Б о р т н и к
В. Н. Современные и прогнозируемые изменения гидрологиче­
ских, гидрохимических и гидробиологических условий Аральского моря.—
Водные ресурсы, 1983, № 5, с. 3— 16.
f - З / Б у й н и ц к и й В. X. Морские льды и айсберги Антарктики.— Л.: Йзд-во
^
ЛГУ, 1973,— 255 с.
4 . Б у р к о в В. А. Общая циркуляция Мирового океана.— Л.: Гидрометеоиз­
дат, 1980.— 253 с.
^5. Г о п т а р е в Н. П., Ш л ы г и н И. А. Современные гидрологические проб­
лемы Азовского моря и возможные пути их решения.— Труды ГОИН, 1978,
вып. 139, с. 5— 10.
'-6. Г о п т а р е в Н. П., Ш л ы г и н И. А. Проблема Каспийского моря.— Л.: Гид­
рометеоиздат, 1978.— 11 с.
7. Д и н а м и к а
1980,— 303 с.
океана/Под ред. Ю.
П.
•'8. Д о б р о в о л ь с к и й А. Д ., З а л о г и н
МГУ, 1982,— 190 с.
Доронина.— Л.:
Гидрометеоиздат,
В. С. Моря СССР.— М.: Изд-во
'9. Д о б р ы ш м а н Е. М. Динамика экваториальной атмосферы.— Л.: Гидро­
метеоиздат, 1980.— 287 с.
10. Д о р о н и н Ю. П. Взаимодействие атмосферы и океана.— Л.: Гидрометео­
издат, 1981.— 288 с.
11. Д о р о н и н Ю. П. Тепловое взаимодействие атмосферы
в Арктике.— Л.: Гидрометеоиздат, 1969.— 299 с.
и
гидросферы
12. К л и м а т полярных районов. Пер. с англ./Под ред. С. Орвига,— Л.: Гидро­
метеоиздат, 1973.— 443 с.
33. К о с а р е в
А. Н. Гидрология
Изд-во МГУ, 1975,— 272 с.
Каспийского и Аральского
морей.— М.:
14. К о у ч м е н Л. К., О г о р д К., Т р и п п Р. Б. Берингов пролив.— Л .: Гид­
рометеоиздат, 1979.— 198 с.
15. К р у т с к и х Б. А. Основные закономерности изменчивостирежима аркти­
ческих морей в естественныхгидрологических периодах.— Л.:
Гидрометео­
издат, 1978.— 91 с.
16. К у к с а В. И. Промежуточные воды Мирового океана.— Л.: Гидрометео­
издат, 1983,— 272 с.
17. Л е о н о в А. К.
I960.— 765 с.
Региональная океанография. Ч. 1.— Л.: Гидрометеоиздат,
18. Л у ч и н В. А. Диагностический расчет циркуляции вод Охотского моря
в летний период.— Труды ДВН И И , 1982, вып. 96, с. 69—76.
19. Л ы м а р е в В. И. Основные проблемы физической географии океана.—
М.: Мысль, 1978.— 245 с.
296
20. М а р ч у к Г. И., К а г а н
дат, 1977.— 295 с.
21 М о р о ш к и н
65 с.
Б. А. Океанские приливы,— Л.: Гидрометеоиз­
К. В. Водные массы Охотского моря.— М.: Наука, 1966.—
22. Н и к и ф о р о в Е. Г., Ш п а й х е р А. О. Закономерности формирования,
крупномасштабных колебаний гидрологического режима Северного Ледови­
того океана.— Л.: Гидрометеоиздат, 1980.— 270 с.
23. Н е к р а с о в А. В. Приливные волны в окраинных морях — Л.: Гидроме­
теоиздат, 1975.— 247 с.
24. О в ч и и н и к о в И. М. и др.. Гидрология Средиземного моря,— Л.: Гидро­
метеоиздат, 1976.— 375 с.
25. О к е а н о л о г и я. Т. 2. Гидродинамика океана,— М.: Наука, 1978, с. 279—
300.
26. О к е а н о г р а ф и ч е с к а я
энциклопедия. Пер. с англ.— Л.: Гидрометео­
издат, 1974.— 631 с.
27. О с н о в н ы е
черты геологии и гидрологии Японского
В. Н. Степанова,— М.: Изд-во АН СССР, 1961,— 224 с.
28. П е р р и А. X., У о к е р Д ж . М. Система
с англ.— Л.: Гидрометеоиздат, 1979.— 195 с.
29. С а м о й л о в
моря/Под ред..
океан— атмосфера.
Пер.
И. В. Устья рек.— М.: Географгиз, 1952.— 526 с.
30. С а р к и с я н А. С. Численный анализ и прогноз морских течений.— Л.::
Гидрометеоиздат, 1977.— 182 с.
31. С а р к и с я н А. С. и др. Диагностические расчеты течений в Каспийском;
море,— Изв. АН СССР. ФАО, 1976, т. 12, № 10, с. 1106— 1111.
32. С а р у х а н я н Э. И. Структура и изменчивость Антарктического циркум­
полярного течения.— Л.: Гидрометеоиздат, 1980.— 120 с.
33. С к о п и н ц е в Б. А. Формирование современного химического состава вод.
Черного моря.— Л.: Гидрометеоиздат, 1975.— 336 с.
34. С о в е т с к а я Арктика/Под ред. И. П. Герасимова.— М.: Наука, 1970.—
525 с.
35. С о с к и н И. М. Многолетние изменения гидрологических характеристик.
Балтийского моря.— Л.: Гидрометеоиздат, 1963.— 160 с.
36. С т е п а н о в
В. Н. Мировой океан,— М.: Знание,
1974.— 255 с.
37. С т е п а н о в В. Н. Океаносфера.— М.: Мысль, 1983.— 270 с.
38. Т и м о ф е е в Н. А. Радиационный режим океанов.— Киев, На'укова думка,
1983,— 248 с.
39. Т р е ш н и к о в А. Ф., Б а р а н о в Г. И. Структура и циркуляция вод.
Арктического бассейна.— Л.: Гидрометеоиздат, 1972.— 158 с.
40. Ф е д о р о в К. Н. Физическая природа и структура океанических фрон­
тов.— JL: Гидрометеоиздат, 1983.— 296 с.
41. Ф и з и к а
290 с.
океана/Под ред. Ю. П. Доронина.— Л.: Гидрометеоиздат, 1978.—
42. Ф и л и п п о в Д . М. Циркуляция и структура вод Черного
Наука, 1968.— 135 с.
моря.— М.::
43. X а н а й ч е н к о Н. К- Система экваториальных противотечений в океане.—
Л.: ГидрЬметеоиздат, 1974,— 158 с.
297
44. X у п ф е р П. Балтика — маленькое море, большие проблемы. Пер. с нем.—■
Л.: Гидрометеоиздат, 1982.— 136 е.
45. S m i t h Т. J., Т a k h а г Н. S. A mathematical model for partially mixed
estuaries using the turbulence energy equation.— Estuarine, Coastal and Shelf
Science, 1981, vol. 13, p. 27—45.
46. W i 11 m a n W., S с h u 1 e J. J. Comments on the mass budget of arctic pack
ice.— Proc. Symp. on the Arctic heat budget and atmospheric circulation.
California, 1966, p. 215—246.
47. W i r t k i K-, M a g a a r d L., H a g e r J. Fddy energy in the oceans.— J. Geo­
phys. Res., 1976, vol. 81, N 15, p. 2641—2646.
ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
А
Айсберг 107
Апвеллинг шельфовый 116, 128
Б
Баланс водный 98, 159
— пресный 13, 58, 83
-------, составляющие 32, 58, 80, 180, 228
— радиационный 14, 19
— тепла 30, 57, 82, 94, 101
-------, составляющие 29, 57, 82, 169, 182, 230
Бровка 111
В
Водная масса антарктическая поверхностная 91
-----------придонная 43, 49, 63, 94, 99
---------- - промежуточная 39, 62, 93
-----------шельфовая 93
------- арктическая поверхностная 84
----------- придонная 90
-------атлантическая промежуточная 86, 97
■------ балтийская верхняя 212
----------- придонная 213
-------баренцевоморская 215, 280
-------беломорскаяповерхностная 215
-------беринговоморская 89, 96, 244
------- каспийская верхняя 172
-------красноморско-аравийская промежуточная 42, 72
------- левантийская 216
-------мраморноводская 209
-------охотоморская 89, 244
-------североатлантическая глубинная 42, 63
— — — придонная 43, 49
промежуточная 42
— — североиндийская глубинная 63
------ - северокаспийская 172
-------северотихоокеанская глубинная 43, 63
— --------------------------------------- придонная 43
— — среднекаспийская глубинная 173
------- субарктическая промежуточная 42
------субтропическая 39
-------тихоокеанская промежуточная 247
------- тропическая 39
-------черноморская верхняя 209
------------ глубинная 209
— — экваториальная поверхностная 39, 58, 62
— — южнокаспийская глубинная 173
— — южноокеаническая глубинная 43
■— — япономорская поверхностная 249
Время обновления вод 11
г
ЗГалоклин устьевой 141
Гидравлический импеданс 16
Гидрологический режим 5
Гидрологическое состояние 5
Д
„Даунвеллинг 116
3
;Закон Снеллиуса 122
.Зона антарктической атмосферной депрессии 83
------- конвергенции 122
— экваториальной дивергенции вод 72
конвергенции вод 72
И
Изменение уровня 70, 121
'------- объемное 161
------- - статическое 272
К
^Конвергенция антарктическая 32, 76, 122
Коэффициент вовлечения 135
— обособленности 11, 175
— отражения волны 119
— прохождения волны 119
Л
.Л ед многолетний 102
— , сплоченность 108
—, толщина предельная 103
— , — равновесная 103
•— шельфовый 107
-Ледяной массив 109
-Линза распресненных вод 137
Н
"Напряжение трения ветра 13
Наносы взвешенные 149
— влекомые 149
П
"Прилив индуцированный 16, 74, 119, 285
-— собственный 16
— статический 12
’Природная зона 23
’Поток массы вертикальный 33
— солей — 32
Припай 107, 174
Противотечения экваториальные 63
Полынья 110, 288
С
‘Сейши морские 161, 200
:300
Слой деятельный 34
— квазиоднородный 37, 58, 84
Сток твердый 149
Стоковый фронт 137
Субрегион антарктический 76, 82
— арктический 76, 79
Т
Течения морские 193, 197, 233, 266
— океанические 46, 48, 97
— , эпюра 115
У
Устьевая область 132
Устьевое взморье 134, 151
Устьевой участок реки 134
Уравнение баланса соли 21, 86, 166
— функции тока 18
— неразрывности интегральное 135
— среднего течения в слое 45, 66
— теплового баланса 20, 30, 126
Ф
Формула расчета элементов волн 18, 204
-------толщины верхнего квазиоднородного слоя 37, 84, 206, 244
— -льда 21, 219, 289
Ц
Циркуляция вод интегральная 194
-------океаническая антициклоническая 46, 49
------ - — циклоническая 46, 49
Ш
Шельф 111
Э
Эстуарий 134, 144
Ю
Южный океан 82, 91
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие
Введение
Г л ава
.............................................................................................
....................................................................
.....................
$
......................................................
4
1. О сн овн ы е ф ак тор ы , о б у сл о в л и в а ю щ и е сп ец и ф и к у
ч еск ого р е ж и м а ............................................................... ....
гидрологи­
1.1. Географическое положение и морфометрия р е г и о н а .................
1.2. Климатические факторы, влияющие на р е ж и м ..............................
1.3. Гидрологические процессы, формирующие режим, их взаимо­
связь и зависимость от внешних ф а к т о р о в ..................................
1.4. Принципы районирования Мирового о к е а н а ..................................
Г л ава
2 , У м ер ен н о-тр опи ческ и й
2.1.
2.2.
2.3.
2.4.
Г л ава
р е г и о н .........................................................................
Морфометрия и климатические
Термохалинная структура в о д
Крупномасштабная циркуляция
Волны и приливы в открытом
3. Э кваториальны й
факторы, влияющие на режим
..............................
вод ...................................................
океане ...............................................
р е г и о н ............................................ • ................................. •
3.1. Географическое положение и климатические факторы, влияю­
щие на р е ж и м .............................................................................................
3.2. Термохалинная структура в о д ....................................................... .... .
3.3. Крупномасштабная циркуляция в о д ...................................................
3.4. Волны и приливы .....................................................................................
Г л ава
■ /
:■ /
Г лава
4 . П олярны й р е г и о н .......................................................................................
4.1.
4.2.
4.3.
4.4.
4.5.
5. Ш ельф овы й
5.1.
5.2.
5.3.
5.4.
Г лава
302
. . .......................................................................................
15
22
26-
—
33'
43
50
54
—
58
63
73:
75
—f
79
84
95
101
111
—
113'
119
126-
р е г и о н ..........................................................................................................
132
Определение и границы . .........................................................................
Распространение и трансформация речных вод в море . . .
Проникновение морских вод в устьевую о б л а с т ь .....................
Приливные и сгонно-нагонные я в л е н и я ..........................................
Твердый сток и формирование р е л ь е ф а ..............................................
—
135
141
145
149
и А р а л ь с к о е ) ..................................
153-
Морфометрия
...................................... ..............................................
Климатические факторы, влияющие на режим м о р е й .................
Динамика вод .............................................................................................
Термохалинная структура вод ....................................................... ....
—
156
160
166-
7. В н утр ен н и е
7.1.
7.2.
7.3.
7.4.
р егион
Распространение и характеристика ш ел ьф а........................................
Особенности циркуляции в о д ................................................................
Влияние шельфа на приливы и другие длинныеволны . . . .
Особенности формирования полей температуры и солености
6. У стьевой
6.1.
6.2.
6.3.
6.4.
6.5.
Г л ава
Географическое положение и м о р ф о м е т р и я ..................................
Климатические факторы, влияющие на р е ж и м ..........................
Термохалинная структура вод ................................................................
Динамика вод
..............................................................................................
Ледяной покров
.........................................................................................
91
—
12:
м ор я
(К а сп и й ск о е
7 .5 . Л е д я н о й
Глава
.
.
.
......................................................................................................
Морфометрия морей .....................................................................................
Климатические факторы, влияющие нар е ж и м .................................
Водообмен через п р о л и в ы ........................................................................
Циркуляция вод .........................................................................................
Колебания уровня ..................................................................................... '.
Термохалинная структура в о д ...................................... .........................
Ледяной покров
.........................................................................................
9. М ор я,
9.1.
9.2.
9.3.
9.4.
9.5.
9.6.
ом ы ваю щ и е
Д альний
175
179
184
190
198
205
218
В осток С С С Р ...........................................
222
Морфометрия
......................................................................................... —
Климатические факторы, влияющие нар е ж и м .................................
Циркуляция вод .........................................................................................
Основные черты приливов и в о л н .......................................................
Термохалинная структура в о д ................................................................
Ледяной покров дальневосточных морей . .............................. ....
226
230
237
243
250
Г л а в а 10. А рк ти ч еск и е м оря ев р а зи й ск о го ш е л ь ф а .........................• . . . .
10.1.
10.2.
10.3.
10.4.
10.5.
10.6.
10.7.
Заключение
!
173
8. М ор я , и м ею щ и е огран и ч ен н ую св я зь с о к еан ом (с р е д и зе м н ы е )
8.1.
8.2.
8.3.
8.4.
8.5.
8.6.
8.7.
’ Глава
покров
Границы и м о р ф о м е т р и я .......................................... .............................
Климатические факторы, влияющиена р е ж и м .............................
Циркуляция в о д .............................................. ...........................................
Волны и непериодические колебания у р о в н я .................................
Приливы
......................................................................................................
Термохалинная структура вод ............................................................
Ледяной покров . .....................................................................................
...............................................-.................................................................. •
254
—
258
264
270
273
277
285
293
Список л и т е р а т у р ы ..........................................................................................................
296
Предметный указатель
299
.
.
.
.....................................................................................
!
Учебник
Юрий Петрович Доронин
РЕГИОНАЛЬНАЯ
ОКЕАНОЛОГИЯ
Редактор Т. А. Иванова. Художник Е. Е. Городная.
Художественный редактор Б. А. Денисовский. Технический редактор М. И. Брайнина.
Корректор А. В. Хюркес
И Б № 1719. Сдано Б набор 24.12.85. Подписано в печать 20.03.86. М-15088. Формат 60X907ie.
Бум ага типографская № 2. Л итературная гарнитура. Печать высокая. Печ. л. 19. Кр.-отт. 19.
Уч.-изд. л. 20,61.
Тираж 1750 экз.
И ндекс ОЛ-77.
З ак аз № 427.
Ц ена 1 р. 10 к.
Гидрометеоиздат. 199053. Ленинград, 2-я линия, 23.
Ленинградская типография № 8 ордена Трудового Красного Знамени Ленинградского
объединения «Техническая книга» им. Евгении Соколовой
Союзполиграфпрома при
Государственном комитете СССР по делам издательств, полиграфии и книжной торговли.
190000, Ленинград, Прачечный переулок, 6.