Общая площадь Мирового океана – водной оболочки Земли – 361,1 млн км². Это единая система, имеющая свои биологические, химические и физические особенности, благодаря изменению которых в ту или иную сторону океан «живет», изменяется и циркулирует.
Мировой океан – это вода, поэтому все его физические и химические особенности зависят от изменения данной среды.
Вода – это подвижная среда и в природе она всегда находится в постоянном движении. Циркуляция вод в океане происходит по нескольким причинам:
- Циркуляция атмосферы – ветер.
- Движение земли вокруг своей оси.
- Воздействие силы притяжения Луны и Солнца.
Главной причиной движения вод является ветер. Он воздействует на водные массы Мирового океана, вызывает поверхностные течения, а они, в свою очередь, переносят эту массу в разные части океана. Из-за внутреннего трения энергия поступательного движения передается в нижележащие слои, и они тоже начинают движение.
Ветер оказывает влияние только на поверхностный слой воды – до 300 метров от поверхности. И если верхние слои движутся достаточно быстро, то нижние движутся медленно и зависят от рельефа дна.
Если рассматривать Мировой океан как единое целое, то по схеме течений можно увидеть, что они представляют собой два крупных водоворота, которые разделены между собой экватором. В Северном полушарии вода движется по часовой стрелке, в Южном – против. У границ континентов течения могут отклоняться в своем движении. Также скорость течения около западных берегов выше, чем около восточных.
Течения движутся не по прямой линии, а отклоняются в определенную сторону: в Северном полушарии — вправо, а в Южном – в противоположную сторону. Это связано с силой Кориолиса, которая возникает в результате вращения Земли вокруг своей оси.
Вода в океане может подниматься и опускаться. Это связано с притяжением Луны и Солнца, из-за которого возникают приливы и отливы. Их интенсивность меняется в течение определенного промежутка времени.
«Халина» переводится как «соленость». В совокупности соленость и температура воды определяют ее плотность. Вода в Мировом океане циркулирует, течения переносят теплую воду из экваториальных широт в полярные — так теплая вода перемешивается с холодной. В свою очередь, холодные течения переносят воду из полярных широт в экваториальные. Этот процесс происходит непрерывно.
Термохалинная циркуляция протекает на глубине, в нижнем слое течений. В результате данного процесса происходят конвективные движения воды – холодная, более тяжелая вода опускается и движется в сторону тропиков. Таким образом, поверхностные течения движутся в одну сторону, а глубинные – в другую. Так и происходит общая циркуляция Мирового океана.
Поверхностные течения Мирового океана накапливают тепло на экваторе, а при движении в высокие широты постепенно остывают. В низких широтах в результате испарения вода увеличивает свой удельный вес, ее соленость растет. Достигая полярных широт, вода опускается, формируются глубинные течения.
Существует несколько больших течений, например Гольфстрим (теплое), Бразильское (теплое), Канарское (холодное), Лабрадорское (холодное) и другие. Термохалинная циркуляция происходит по одной схеме для всех течений: как теплых, так и холодных.
Одно из самых крупных теплых течений планеты – Гольфстрим. Оно оказывает огромное влияние на климат северной и западной Европы. Течение Гольфстрим несет свои теплые воды к берегам континента, определяет тем самым относительно мягкий климат Европы. Далее вода остывает и опускается, а глубинный поток несет ее к экватору.
Знаменитый незамерзающий порт Мурманск является таковым благодаря течению Гольфстрим. Если рассматривать пятидесятые широты Северного полушария, то можно увидеть, что в западной части (в Канаде) на данной широте достаточно суровый климат, проходит зона тундр, в Восточном же полушарии на аналогичной широте произрастают лиственные леса. Рядом с самим теплым течением возможно даже выращивание пальм, настолько теплый тут климат.
Динамика циркуляции данного течения изменяется в течение года, но влияние Гольфстрима всегда велико.
В районы морей Уэдделла и Норвежского поступает из экваториальных широт вода повышенной солености. В высоких широтах она охлаждается до температуры замерзания. Когда образуется лед, соль в него не входит, вследствие чего нижележащие слои становятся более солеными и плотными. Такая вода называется североатлантической глубинной или антарктической донной.
Термохалинная циркуляция Мирового океана проходит по замкнутой системе.
Таким образом, мы пришли к выводу, что чем больше глубина, тем выше плотность воды. В океане линии постоянной плотности идут практически горизонтально. Вода с разными физико-химическими свойствами намного легче перемешивается по линии постоянной плотности, чем против нее.
Термохалинная циркуляция изучена не достаточно хорошо. Известно, что этот процесс влияет не только на состояние вод Мирового океана, но и косвенно воздействует на климат Земли. Все системы на нашей планете замкнутые, поэтому изменение одних субъединиц ведет к изменению других.
источник
в океанах, морях и в озерах
Виктор Алексеевич Шевьёв
До сих пор большинство научных сотрудников считают, что причинами возникновения и существования течений в морях и океанах являются ветер и неравномерность плотности воды.
А. Л. Бондаренко сомневался в таком понимании причин возникновения течений, потому что исследования природы течений Северного и Среднего Каспия (1981 – 1993), показали, что о сновная энергия течений принадлежит шельфовым и инерционным волнам, и шельфовые волны (волны Россби) генерируют квазипостоянные круговые течения Каспийского моря. Роль ветра ограничена 5%, а роль термохалинных течений сильно завышена.
Существуют ли научные обоснования зависимости течений от разницы плотностей?
В фундаментальной работе: Океанология. Физика океана. Т. 1. Гидрофизика океана. Изд. «Наука» М. 1978 г., просто говорится: «Общая циркуляция (мирового океана) возбуждается термохалинными (нагревание, охлаждение, осадки и испарение) и механическими (касательное напряжение, атмосферное давление) факторами, действующими на поверхности океана.
Рис. 4.1. Карта динамической топографии поверхности Атлантического океана (слева);
структура поверхностных течений (справа).
Считается , что скорость термохалинного течения зависит от температуры и солености (плотности) воды, и может быть рассчитана динамическим методом. Полигонные измерения распределения температуры и солености по вертикалям дают возможность построить карту динамической топографии поверхности мирового океана, т. е. высоты одной изобарической поверхности по отношению к другой.
Считается , что линии равных высот, или динамические горизонтали можно интерпретировать как линии тока геострофических течений (находящихся в равновесии между действием горизонтального градиента давления и отклоняющей силы вращения Земли – кориолисовой силой). В работе приводится структура поверхностных течений (циркуляций) и карта динамической топографии поверхности Мирового океана относительно 1500 дбар.
Считается , что геострофическая циркуляция, изображаемая с помощью динамической топографии, ближе всего к реальным течениямв том случае, если на отсчетной поверхности (на глубине 1500 м.) либо вовсе нет движения, либо оно пренебрежимо мало по сравнению с другими поверхностями.
Рис. 4.2. Карта динамической топографии поверхности Индийского океана (слева);
структура поверхностных течений (справа).
Анализируя особенности динамического рельефа океана в прибрежных районах авторам приходится признать, что «динамические горизонтали, как бы «выходят» из берегов (на юге Африки, на юго-востоке Австралии, от северо-востока Японии и. т. д.) и «входят» в берега (западный берег Австралии, на восточном берегу Африки) южней экватора, северо-восточный берег о. Мозамбик и т. д.».
Рис. 4.3. Карта динамической топографии поверхности Тихого океана.
Такая незамкнутость линий тока авторы объясняют вертикальными движениями, которые сопутствуют горизонтальным потокам. На самом деле в указанных районах наблюдаются мощные вдольбереговые течения, которые являются частью крупномасштабных климатических циркуляций. Их природа не геострофическая, а волновая.
Таким образом, мы видим, что объяснения далеко не научные.
Рассмотрим пример расчета процесса образования и затухания термохалинного течения (Джон Гарвей 1982). На рис. 4.5 изображены две точки в море с глубиной Н на расстоянии 50 км. Из рисунка следует, что изобарическая поверхность горизонтальна на глубине z . В точках А и В проведены измерения температуры и солености, позволяющие рассчитать компоненту геострофической скорости, перпендикулярную линии АВ, для глубины z .
Рис. 4.4. Структура поверхностных течений Тихого океана.
Для расчета используют уравнение гидростатики, с оговоркой, что «оно верно для жидкости, находящейся в покое, но для океанских условий, где движение воды медленное и почти горизонтальное, данное уравнение дает неплохое приближение для соотношения между плотностью и давлением». Используя это предположение, получено, что наклон изобарической поверхности на глубине z должен быть от В к А. Далее выводится уравнение Гелланд-Ганзена, которое с начала 20-го века используется для расчета геострофических скоростей.
Для условий (рис. 4.5) составляющая геострофической скорости перпендикулярная линии АВ на глубине 1000 м. будет равна U =0,39 м/с., а разность высот ( h — h ) составит приблизительно 0,19 м. Далее следует обычное утверждение, что течение направлено под углом 90 cum sole к направлению, в котором понижается уровень изобарической поверхности.
Возникает проблема отчетного уровня. Общий удовлетворительный метод нахождения отсчетного уровня так и не был найден. Наилучшие перспективы сулит все возрастающее количество измерений, но они свидетельствуют о значительных изменениях течений, что ставит под сомнение само существование динамического равновесия в океане.
Но возникает самый важный вопрос: «Сколько времени будет действовать это течение?». Понятно, что скорость будет затухать по экспоненте.
По разным оценкам этот процесс будет продолжаться сутки- двое. А дальше, когда разность высот выровняется?
Рис. 4.5. Горизонтальная ( Z ) и изобарическая ( P ) поверхности и два вертикальных столба воды, А и В, имеющие плотность a и в (а в ).
Далее, для возникновения нового эпизода с течением, необходимо возникновение новой разницы в уровнях в точках А и В. Эта разность может возникнуть за счет испарения и изменения температуры. Хорошо известно, что в среднем испаряется 1 метр в год. Разница в испарении в двух точках, расположенных на расстоянии 50 км будет как минимум на порядок или два меньше. Таким образом, чтобы образовалась разница в уровнях равная 0,19 м., необходимо 2-3 года.
Понятно, что такого случая, когда разница в уровнях накапливалась бы до какой либо значимой величины, практически быть не может. Едва достигнув даже небольшой величины, она исчезнет из за образования микроскопических течений, которые в реальных условиях моря, когда существуют большие течения другой природы, невозможно измерить, показать их роль в переносе водных масс. Понятно, что эта роль ничтожна.
Таким образом, можно сделать вывод, что термохалинные течения имеют очень малые скорости, а расчеты по формуле Геланд-Ганзена основаны на неверных допущениях, согласно которым «в океанских условиях движение воды медленное, а ниже уровня z течения отсутствуют». Кроме того, по мнению пользователей этого метода, единожды возникнув, течения будут действовать далее вечно. Все это не соответствует действительности.
Мысль о незначительной роли термохалинных течений в динамике моря высказывали многие исследователи.
Е. Г. Никифоров на I съезде советских океанологов (1977) сказал: «Проблема объяснения современной циркуляции вод не может считаться удовлетворительно решенной даже на уровне качественных гипотез. Гипотезы о ветровом происхождении циркуляции вод не объясняют глубинную циркуляцию, а гипотеза о термохалинной природе циркуляции вод опирается главным образом на существующее поле плотности. Поэтому никаких выводов о природе циркуляции вод на основе расчетов, выполненных по фактическому полю плотности …сделать так же невозможно”.
Агафонова Е. Г., Галеркин Л. И., Монин А. С. (1972) рассматривают физические процессы образования термохалинных течений, которые возникают в основном из-за вертикального тепло- и влагообмена с атмосферой. Поток массы по всему мировому океану равен 20 г/см в год. (+) означает превышение осадков над испарением, (-) означает превышение испарения над осадками. Трудно себе представить, что такие незначительные изменения уровня за год вызвали бы какие либо течения. Теоретически какие то незначительные скорости будут возникать, но на фоне наблюдаемых в действительности течений показать их совершенно невозможно.
Карл Вунш в статье «Что есть термохалинная циркуляция?» задает вопрос: «Что движет водные массы циркуляций?». И отвечает: «Океан эффективно нагревается и охлаждается в пределах около 100 м от поверхности моря, но почти везде еще есть конечная устойчивая стратификация. Это есть свидетельство, что течение океанских масс поддерживется в основном ветром и вторично приливным воздействием». Как видим, термохалинные течения даже не называются.
Карл Вунш (2000) сообщает: «Удивительно, но только недавно признали, что необходимость понимания источника энергии для поддержания вертикального перемешивания (подъем плотной воды через легкие ), имеет важные последствия. Трудности образования движения жидкости по поверхности нагрева и испарения означает, что механические источники энергии должны контролировать не только потоки образованные непосредственно действием ветра , но и глубоководные компоненты меридиональной циркуляции . Есть только два кандидата для такого источника: ветры и приливы.
Какие силы движут океанские массы в крупномасштабных циркуляциях? Возможные причины этих движений приливное воздействие и ветер ».
Стоммел Г. «Было установлено, что р азности плотностей поперек Гольфстрима не имеют ничего общего с движущей силой Гольфстрима, а просто представляют часть равновесия, вызванного косвенным образом действия ветра».
Egbert G . D ., Ray R . D . (2000) пишут: «Из теоремы Sandstrom ’ s (1908) для нагреваемой и охлаждаемой жидкости на поверхности океана следует, что температура и соленость в глубине (плотность) не будет изменяться несколько тысяч лет, конвективная циркуляция значительна только в тонком поверхностном слое Разница плотностей в тонком слое не способна генерировать движение. Munk W ., Wunsch C . (1998) доказывают, что более вероятным источником внутренних волн и диффузии являются приливы. Отсюда следует, что возможные источники внутреннего перемешивания это только ветер и приливы.
В конце статьи очень забавная фраза : «To many readers, the proposal that the Moon plays a At the end of the article is very funny phrase : «To many readers, the proposal that the Moon plays a major role in the general circulation will border on the lunatic. Для многих читателей , мысль, что Луна играет важную роль в общей циркуляции граничит с сумасшествием».
Это все, что касается природы термохалинных течений.
Отдельно нужно сказать о динамическом методе расчета термохалинных течений.
Наиболее определенно об этом писал В. Б. Штокман в статье «О применимости динамического метода обработки гидрологических данных в изучении течений Каспийского моря. Журнал геофизики. 1937 г. Т VII вып. 4». Он объясняет широкое распространение “так называемого динамического метода” тем, что “Н. Н. Зубовым была значительно упрощена вычислительная техника. Но кажущаяся простота динамического метода (в упрощенном изложении Н. Н. Зубова) оказалась слишком соблазнительной, и применение этого метода стало носить сугубо механический характер. Стандартное применение метода объясняется непониманием его физических основ”.
По поводу возможности применения динамического метода в Каспийском море автор пишет: “В связи с высокой изменчивостью течений, обусловленных не только термохалинной природой, невозможно выбрать контур, перпендикулярный по всей глубине к направлению течения, а поэтому применение формулы Сандстрема в таких случаях недопустимо, и единственным практически приемлимым методом, дающим надежные результаты, является непосредственное измерение течений с помощью вертушек.”
Мы долгое время полагали, что экспериментально невозможно показать незначительность термохалинных течений.
Измерения параметров течений в Конаковском водохранилище показали, что скорость и направление течения изменяется незначительно (около 5 см/с). Вдруг два последовательных измерения показали скорость 100 см/с. Мы сочли это за сбой в работе прибора. Но когда совместно с измерениями скорости течения был построен график изменчивости температуры воды, вдруг обнаружилось, что температура в это время понизилась на 7°.
Было только одно объяснение этого факта: прошел большой корабль, и своими винтами перемешал воду с глубинной холодной водой. А дальше температура воды повышалась до первоначальной в продолжении двух недель. Т. е. перемешанная холодная вода протекала в ложе относительно теплой, не смешиваясь быстро, а нагревалась постепенно. Это наблюдение может служить доказательством незначительности обмена пресноводных масс разной плотности.
В пресноводных потоках при слиянии двух рек разной минерализации (и, возможно, температуры) потоки проистекают не смешиваясь десятки и даже сотни километров. «Воды р. Волхов, впадающей в юго-восточной части Ладожского озера, распространяются вдоль восточного берега озера далеко на север, не смешиваясь с водами центральной области.
Динамический метод расчета термохалинных течений не может быть использован для выявления закономерностей течений, потому что дает неверные результаты.
Сами пользователи показывают это.
Н. Н. Филатов в первом пункте для защиты докторской диссертации (1991) писал: «Выполненные эксперименты, наблюдения, расчеты показали отсутствие типичных крупномасштабных циркуляций вод, как это утверждалось ранее». А ранее именно Н. Н. Филатов в книге «Гидродинамика озер» писал: «Во всех крупных озерах и внутренних морях северного полушария существует циклоническая крупномасштабная циркуляция». Этот вывод иллюстрировался многочисленными наблюдениями .
Р. А. Ибраев (2002) в реферате докторской диссертации писал: «Считается, что крупномасштабная среднегодовая циркуляция поверхностных вод Каспийского моря является циклонической. В то же время целый ряд данных наблюдений противоречит этой точке зрения».
В действительности автор не сможет назвать ни одного противоречащего наблюдения.
Но дальше всех пошел Д. Г. Курдюмов. В статье (Океанология, 2004, т.44, №6, с. 843-853) он пишет: «Ограничения инструментов таковы, что только очень малая часть пространственно-временной изменчивости состояния моря может быть измерена непосредственно в море. … Численные модели необходимы как средство для интерпретации данных наблюдений и как средство для понимания динамики моря».
В действительности закономерности циркуляций вод Каспийского моря достаточно полно описаны в книге, которая в списке литературы его статьи стоит на первом месте (Бондаренко А. Л. 1993). И для интерпретации данных наблюдений совсем не требуется их модель, потому что она ни какого отношения к наблюдаемым процессам не имеет.
Вывод: роль термохалинных течений незначительна, приборно неощутима, практически никакого влияния на образования течений не оказывает.
Но известно, что «большая теплоемкость воды и слабая ее теплопроводность приводят к тому, что взятая в массе, она медленно меняет температуру и благодаря этому далеко переносит с собой некоторые признаки своего происхождения». Эта методически важная мысль французского инженера-гидрографа Ю-де Тессана (Лакомб 1974) может быть использована для выявления путей распространения холодных и теплых течений. Примером использования такого метода являются исследования течений Каспийского моря Н. М. Книповича.
источник
Процессы, происходящие при перемешивании вод в море. Метод интерпретации океанологических наблюдений Т,S-кривых. Смешение двух и трех водных масс. Результат смешения четырех водных масс. Аналитическая геометрия Т,S-кривых, их статистический анализ.
Студенты, аспиранты, молодые ученые, использующие базу знаний в своей учебе и работе, будут вам очень благодарны.
При перемешивании вод в море происходит одновременный обмен физическими, химическими и биологическими свойствами. При смешении двух типов вод с различной температурой и соленостью, которые являются главными физическими характеристиками морской воды, очевидно, что результат смешения должен рассматриваться в Т,S-координатах (на Т,S-диаграмме) в общем случае в виде Т,S-соотношенuй (рис. 1).
Каждый тип однородной воды с парой характеристик температуры и солености на Т,S-диаграмме изображается точкой. Построение натурных Т,S -соотношений вод Мирового океана (они называются Т,S-кривые) и их анализ составляют содержание термохалинного анализа (Т,S-анализа) морских вод. Этот анализ позволяет выявить влияние процессов перемешивания на формирование основных водных масс Мирового океана.
Рисунок 1 — Т,S-соотношение и прямая смешения двух водных масс
Т,S-кривую можно построить по данными распределения с глубиной температуры и солености какой-либо океанологической станции. Для этого на Т,S-диаграмму наносятся Т,S-точки по температуре и солености, которые наблюдались на каждом из горизонтов. Подписывая у точек значения глубины соответствующих горизонтов и соединяя эти точки плавной кривой, получим Т,S-кривую океанологической станции.
Метод интерпретации океанологических наблюдений в виде Т,S-кривых был введен Гелланд-Ганзеном (1918) и оказался весьма эффективным средством океанографического анализа. Первые опыты построения Т,S-кривых, предпринятые Гелланд-Ганзеном и другими исследователями, показали, что Т,S-кривые многих океанологических станций, лежащих в одном и том же районе, даже очень большом по площади, зачастую весьма сходны между собой. Именно это обстоятельство позволяет идентифицировать на Т,S-диаграмме водные массы, обладающие вполне определенным сочетанием температуры и солености, а также смеси этих водных масс.
Т,S-кривая по параметру глубины z является самым важным типом Т,S-соотношения вод океана. Для сравнения Т,S,z-кривых между собой строят совокупности кривых (в виде «пучков»- в одной и той же шкале). Кроме того, на Т,S-диаграмме можно оконтурить область, в которую ложатся все Т,S-кривые того или иного района Мирового океана.
Поля Т,S-кривых для всех океанов изображены на обобщенной Т,S-диаграмме Дитриха (1962), воспроизведенной на рис. 2. Рисунок демонстрирует геометрическую интерпретацию термохалинного поля океана. «Образы» водных масс, показанные на этом рисунке, должны быть подвергнуты количественному анализу, в физической основе которого лежат представления о смешении между собой «первоначальных» двух, трех или четырех водных масс, однородных по температуре и солености.
Рисунок 2 — Обобщенные Т,S-соотношения водных масс Мирового океана (Дитрих, 1962)
Помимо глубины z, в качестве параметра на Т,S-кривых могут выступать и другие величины, например, время t, расстояние по горизонтали х, повторяемость n.
В частности, Т,S, t-кривые характеризуют либо изменение температуры и солености в какой-либо точке океана за счет периодических процессов, либо их изменение в процессе трансформации на каком-нибудь горизонте. Т,S-соотношения по параметру n представляют основу для объемного статистического Т,S-анализа.
2. Смешение двух и трех водных масс
Наиболее общим случаем смешения водных масс в реальных условиях Мирового океана является вертикальное перемешивание двух, трех и четырех наложенных друг на друга водных масс.
Обратимся к вопросу о смешении двух и трех водных масс, важному для понимания аналитической теории Т,S,z-кривых.
Рассмотрим две однородные водные массы А и В; пусть температура и соленость водной массы А равны Т1 S1, водной массы В — Т2 S2. На Т,S-диаграмме эти водные массы будут определяться соответствующими Т,S-точками (рис.2).
В океанологии Т,S-точки, соответствующие однородным водным массам, называются термохалинными индексами.
Рассмотрим вопрос о смешении между собой этих двух водных масс и об определении температуры и солености результирующей смеси.
Результат полного смешения водных масс А и В изображается Т,S-точкой М, лежащей на прямой АВ, называемой прямой смешения. Температура и соленость смеси определяются формулами смешения:
где m1 и m2 — пропорции водной массы А и водной массы В.
Результирующая точка М лежит на прямой смешения на расстояниях от точек А и В, пропорциональных m1 и m2.
Точке М соответствует 36% водной массы А и 64% водной массы В, т.е. мы определили в этой точке процентное содержание каждой из двух смешивающихся водных масс.
Так обстоит дело в случае полного смешения.
В реальных условиях полного смешения между различными водными массами может не происходить — вследствие того, что помимо процесса смешения, стремящегося выровнять температуру и соленость, в океане происходят процессы, поддерживающие начальные температуру и соленость этих водных масс.
К ним, прежде всего, относятся процессы теплообмена с атмосферой, адвекция (перенос) «первоначальных» водных масс из других районов океана и другие.
Поэтому в стационарном случае водные массы находятся в состоянии непрерывного частичного смешения, а их Т,S-характеристики в разных точках одной вертикали определяются на прямой смешения.
Прямая смешения, таким образом, в рассмотренном частном случае смешения двух водных масс является Т,S-прямой, т.е. частным случаем Т,S-кривой.
Рассмотрим случай смешения трех однородных водных масс A, B и C, имеющих температуру и соленость Т1S1, Т2S2, Т3S3 соответственно. На Т,S-диаграмме (рис. 3) индексы этих трех водных масс, если они не лежат на одной прямой, образуют треугольник смешения.
Продукт полного смешения трех водных масс будет иметь температуру и соленость, определяемые формулами смешения:
где m1, m2 и m3 пропорции водной массы А, водной массы В и водной массы С, участвующих в смешении.
Результат полного смешения трех водных масс будет изображаться Т,S-точкой М, лежащей внутри треугольника смешения. Зная положение результирующей Т,S-точки в пределах треугольника смешения, можно определить содержание каждой из водных масс в смеси.
Для удобства графического определения процентного соотношения каждой из водных масс в смеси строится соответствующая процентная номограмма. Так, например, точке М на рис. 30 соответствует 10% воды А, 60% воды В и 30% воды С.
В Мировом океане широко распространены промежуточные водные массы, характеризующиеся либо экстремумом солености (средиземноморская промежуточная водная масса в Атлантическом океане, красноморская водная масса в Индийском океане), либо экстремумом температуры (атлантическая теплая прослойка в Северном Ледовитом океане).
Поэтому при анализе перемешивания трех водных масс и выяснения их процентного содержания, Т,S-кривая, укладывающаяся в пределах треугольника смешения, своим экстремумом будет указывать на промежуточную водную массу, а ее концевые ветви будут принадлежать термохалинным индексам поверхностной и глубинной водным массам.
Такой тип Т,S-кривой, указывающий на смешение трех водных масс, характерен для океана и является интересным с точки зрения анализа водных масс.
3. Смешение четырех водных масс
Рассмотрим вопрос о смешении четырех водных масс океана, когда по меньшей мере две из четырех водных масс находятся в процессе горизонтального смешения, и выясним, насколько правомерно построение треугольников смешения для изучения перемешивания более чем трех водных масс.
В этом случае треугольники смешения можно построить на термохалинных индексах как на вершинах таким образом, что они имеют одну общую сторону.
Так, в случае смешения четырех водных масс А, В, С и D можно построить два треугольника, имеющих одну общую сторону BD (рис. 3).
В основе таких построений лежит допущение, что в тех или иных океанографических условиях одна из четырех водных масс принимает — по сравнению с тремя другими — ничтожное участие в процессе взаимного смешения вод.
Остановимся вначале на примере вертикального перемешивания четырех наложенных одна на другую водных масс океана — приповерхностной, двух промежуточных и глубинной (или придонной).
Так, рис. 3 может соответствовать случаю, когда в условиях устойчивой стратификации перемешиваются поверхностная водная масса А, промежуточные водные массы B (верхняя) и D (нижняя) и глубинная вода C. При таком перемешивании возникает типовая Т,S-кривая, изображенная на рисунке жирной линией.
В этом примере две промежуточные водные массы образуют своеобразный стратификационный экран, препятствующий непосредственному вертикальному контакту водной массы А с водной массой С. Смешение вод А, В и D рассматривается независимо от водной массы C, смешение вод B, С и D в свою очередь — независимо от воды А.
Рассмотрим случай, когда между собой смешиваются две поверхностные водные массы А и В и две промежуточные (или глубинные) водные массы С и D.
Типовые Т,S,z-кривые, соответствующие этому варианту, изображены на рис. 33 сплошными жирными линиями — «крайние», а штриховой линией — промежуточная, возникающая в процессе взаимной трансформации первых двух.
В этом случае преобладает вертикальное смешение вод А и D и вод В и С соответственно; это смешение образует структуры AD и ВС. Одновременно имеет место горизонтальное смешение отдельных элементов этих структур, образующее различные промежуточные структуры.
Таким образом, все водные массы находятся в процессе «равноправного» смешения, и выделение треугольников смешения становится неправомерным.
В этом случае необходимо построить четырехугольник смешения ABCD, в качестве вершин которого должны быть взяты термохалинные индексы четырех смешивающихся водных масс, и номограмму их процентного содержания.
Номограмма должна удовлетворять условию, что в любой ее точке сумма частей смешивающихся вод должна составлять 100%.
Это условие выполняется только в том случае, если преполагается, что равные объемы поверхностных вод А и В смешиваются с равными объемами вод С и D; в свою очередь возникшие в результате вертикального перемешивания элементы структур AD и ВС смешиваются в горизонтальном направлении вдоль поверхностей равного их процентного содержания.
Сформулированное ограничение о смешении вод в равных пропорциях с океанографической точки зрения выглядит достоверным: положение поверхностей равного процентного содержания вод, вдоль которых предполагается «горизонтальное» перемешивание близко соответствует положению изопикнических поверхностей, т.е. соблюдается принцип изопикнического перемешивания.
Такой подход, предложенный О.И. Мамаевым, дает возможность построить соответствующую номограмму для определения процентного содержания каждой из четырех смешивающихся водных масс ( рис. 4).
Случай смешения четырех водных масс широко распространен в Мировом океане.
4. Аналитическая геометрия Т,S- кривых
Основой для изучения вертикального перемешивания вод на Т,S-диаграмме является аналитическая теория Т,S-кривых, разработанная В.Б. Штокманом (1943, 1944) и развитая в дальнейшем другими исследователями.
Практическим выходом из аналитической теории Т,S-кривых являются правила, вытекающие из «геометрии Т,S-кривых». Эти правила (теоремы) были предложены Штокманом, и их можно сформулировать следующим образом:
1) границей между двумя водными массами следует считать глубину, на которой процентное содержание, определяемое по прямой смешения, треугольнику или четырехугольнику смешения, составляет 50% для каждой из водных масс;
2) если Т,S-кривая близка к прямой линии, то для ее анализа следует пользоваться прямой смешения. В этом случае термохалинные индексы двух смешивающихся водных масс лежат на концах кривой и соответствуют поверхностной и глубинной водным массам;
3) если Т,S-кривая состоит из двух и более прямых (или почти прямых) участков, сопряженных между собой, то имеются три и более водные массы. Количество водных масс равно количеству экстремумов плюс два;
4) определение Т,S-индексов производится проведением касательных к выпрямленным участкам Т,S-кривых. В этом случае пересечение касательных в области экстремума указывает на Т,S-индекс промежуточной водной массы (водные массы В и С на рис. 4), а концы ветвей Т,S-кривой соответствует приповерхностной и придонной водным массам А и D;
5) для определения границ и процентного содержания водных масс на разных глубинах на Т,S-индексах, как на вершинах, строятся треугольники (треугольники АВС и ВСD на рис. 32) или четырехугольник смешения АВСD (рис. 4),
Рисунок 3 — Графический анализ Т, S-кривой океанологической станции
6) главная медиана треугольника смешения, проведенная из той его вершины, которая соответствует промежуточной водной массе, к середине противолежащей стороны (называемой основанием треугольника смешения), пересекает Т,S-кривую в той точке, где параметр глубины z характеризует положение ядра промежуточной водной массы;
7) побочные медианы треугольника смешения, проведенные из середины основания треугольника смешения к двум другим сторонам, пересекают Т,S-кривую в тех ее точках, где параметр глубины z соответствует границам промежуточной водной массы. Часть Т,S-кривой, заключенная между побочными медианами треугольника смешения, соответствует промежуточной водной массе.
На рис.4 затемненный параллелограмм характеризует область трансформации промежуточной водной массы В, а побочные медианы соответствуют линиям 50% содержания этой водной массы.
Аналитическая геометрия Т,S-кривых В.Б. Штокмана представляет основу для анализа натурных Т,S-кривых. Этот анализ заключается в восстановлении на Т,S-кривых треугольников смешения, определении термохалинных индексов «первоначальных» (материнских) водных масс и границ процентного содержания смешивающихся водных масс.
5. Статистический Т,S- анализ
Если Т,S-диаграмму морских вод, точнее Т,S-плоскостъ, разбить прямоугольной сеткой на клетки (классы) ?ТЧ?S, в каждой из которых нанесено какое-либо значение Т,S-соотношения реальных вод океана, то такая диаграмма носит название статистической Т,S-диаграммы. Числа, попадающие в клетки такой диаграммы представляют значения частоты или вероятности появления значения температуры или солености того или иного класса. Размер клеток-классов ?ТЧ?S определяется достаточностью (репрезентативностью) океанографической информации, если же некоторые клетки-классы окажутся пустыми, это означает, что воды с данными интервалами солености и температуры на исследуемой акватории не встречаются.
Статистический Т,S-анализ был предложен Р. Монтгомери (1955), а его целью является, например, определение объема вод какого-либо бассейна, температура и соленость которых лежат в диапазонах ?Т и ?S, повторяемость наблюдений за температурой и соленостью в одной точке или в пределах определенной акватории в течение какого-либо отрезка времени, попадающих в тот же интервал и т.д.
В качестве примера на рис.5 представлена статистическая Т,S-диаграмма объемов водных масс Восточно-Китайского моря.
Для ее построения все наблюдения за температурой и соленостью были разбиты на классы — каждый класс с интервалом 10С по температуре и 0.2‰ по солености.
источник
Применение нового метода термохалинного анализа распространения вод для северной части Атлантического океана тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.28, кандидат географических наук Сарафанов, Артем Андреевич
ГЛАВА 1. СТРУКТУРА ВОД ОКЕАНОВ.
1.1. Развитие представлений о структуре вод Мирового океана.
1.2. Структурные зоны и основные водные массы Мирового океана.
1.2.3. Глубинная зона. Роль североатлантических глубинных вод в глобальной межокеанской циркуляции.
1.2.4. Придонная зона. Антарктическая донная водная масса.
1.3. Промежуточные водные массы Северной Атлантики.
Таблицы и рисунки к главе 1.
ГЛАВА 2. МЕТОДЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ
ВЕРТИКАЛЬНЫХ ГРАНИЦ И ПРЕДЕЛОВ РАСПРОСТРАНЕНИЯ ВОДНЫХ МАСС.
2.1. Определение вертикальных границ водных масс.
2.1.1. Выделение водных масс на основе Т, S-анализа.
2.1.2. Метод максимальных градиентов.
2.2. Определение горизонтальных (географических) пределов распространения водных масс и распределения свойств в их ядрах.
2.2.2. Метод изопикнического анализа.
2.2.3. Нейтральные поверхности по Т. Мак-Дугаллу уточнение метода изопикнического анализа.
ГЛАВА 3. ПОВЕРХНОСТИ НЕЙТРАЛЬНОЙ ПЛАВУЧЕСТИ.
3.1. Условие нейтральной плавучести изэнтропически перемещающейся частицы как одна из интерпретаций предположения об изопикническом распространении вод
3.2. Поверхности нейтральной плавучести для изэнтропически перемещающихся в океане частиц.
3.3. Сравнение принципов, лежащих в основе построения поверхностей исследуемых типов.
3.4. Преимущества использования поверхностей нейтральной плавучести.
3.5. Сравнение результатов расчета поверхностей равной потенциальной плотности, нейтральных поверхностей по Мак-Дугаллу и поверхностей нейтральной плавучести в Северной Атлантике.
3.5.1 Сравнение поверхностей исследуемых типов по данным трансатлантических разрезов.
3.5.2. Сравнение результатов построения поверхностей исследуемых типов в Северной
Атлантике по средним многолетним данным.
3.6. Метод «поверхностей нейтральной плавучести».
Таблицы и рисунки к главе 3.
ГЛАВА 4. ИССЛЕДОВАНИЕ КЛИМАТИЧЕСКИХ
ПРЕДЕЛОВ РАСПРОСТРАНЕНИЯ И СВОЙСТВ ПРОМЕЖУТОЧНЫХ ВОДНЫХ
4.1. Исходные данные и методика исследования.
• 4.2. Определение средних многолетних географических границ и свойств в ядрах промежуточных водных масс
Северной Атлантики совместным применением методов ядра» и «поверхностей нейтральной плавучести».
4.2.1. Средиземноморская промежуточная водная масса повышенной солености.
4.2.2. Антарктическая промежуточная водная масса пониженной солености.
4.2.3. Лабрадорская водная масса.
Таблица и рисунки к главе 4.
Методика выделения и свойства водных масс в тихоокеанском секторе Южного океана 2006 год, кандидат физико-математических наук Тараканов, Роман Юрьевич
Крупномасштабный термохалинный режим вод и формирование зон биологической продуктивности Атлантического океана 2001 год, доктор географических наук Дубравин, Владимир Филиппович
Циркуляция и термохалинные характеристики вод субарктической Атлантики: среднее состояние и изменения в масштабе десятилетий 2013 год, доктор географических наук Сарафанов, Артем Андреевич
Структура водных масс и изменчивость океанографических характеристик Норвежского и Гренландского морей 2001 год, кандидат географических наук Кораблев, Александр Аркадьевич
Межгодовая изменчивость характеристик водных масс и их распространения в субполярной Северной Атлантике 2005 год, кандидат географических наук Фалина, Анастасия Сергеевна
Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Применение нового метода термохалинного анализа распространения вод для северной части Атлантического океана»
Изучение структуры вод Мирового океана включает в себя определение вертикальных границ между водными массами (на океанологических разрезах) и географических пределов их распространения (по данным о трехмерной структуре вод). В первом случае хорошо зарекомендовал себя современный метод «максимальных градиентов» [28, 15], применение которого позволяет, определив границу между двумя водными массами на каждой станции разреза по глубине положения максимального значения градиента того или иного свойства, соединить полученные точки единой кривой и получить, таким образом, вертикальную границу между двумя водными массами на разрезе.
С помощью метода «максимальных градиентов», достаточно эффективного при определении верхней и нижней границы водной массы на каждой станции разреза, невозможно с приемлемой точностью наметить географические пределы распространения водной массы. При определении таких пределов необходимо анализировать распределения отличительных характеристик водной массы на всей акватории в ядре водной массы (метод «ядра») или вдоль некоторой поверхности, приблизительно соответствующей ядру, в тех случаях, когда метод «ядра» не позволяет получить полную картину.
Основная сложность заключается в мотивированном выборе такой поверхности, иными словами, в выборе метода исследования. Вполне очевидно, что для картирования свойств водной массы не подходит плоскость некоторой средней глубины положения ее ядра. Одна и та же водная масса в разных районах океана обнаруживается на существенно различных глубинах, перепад между которыми может превышать 1000 м, что особенно характерно для промежуточных вод, глубины распространения которых не связаны напрямую ни с поверхностью океана, ни с рельефом дна, но определяются соотношением их плотности и плотности окружающих вод [30].
При изучении границ и свойств водных масс Мирового океана широко используется метод изопикнического анализа, содержащий в своей основе сле дующее предположение: поскольку «прямое влияние действующих на поверхности океана термохалинных факторов ограничено верхним однородным слоем,. глубже этого слоя при условии гашения процессов вертикального обмена архимедовыми силами, не должно быть фактора способного изменить плотность какого-либо объема воды» [30]. Плотность in situ рассматриваемого объема, безусловно, существенно меняется по мере изменения его положения по вертикали вследствие изменения давления, действующего на объем со стороны окружающего поля масс. Под изопикничностью следует понимать постоянство той части плотности in situ, которая определяется только термохалинными свойствами объема и, таким образом, изменяется только в случае разной скорости обмена теплом и солями (с точки зрения влияния этих процессов на плотность) между рассматриваемым объемом и окружающей водной средой. Другими словами, речь идет о постоянстве некоторой «термохалинной составляющей» плотности, значение которой определить невозможно, поскольку плотность — всегда функция давления. Следовательно, по океанологическим данным невозможно непосредственно построить поверхности равных значений такой «термохалинной составляющей» плотности in situ — «идеальные» изопикниче-ские поверхности, вдоль которых происходило бы распространение водных масс в соответствии с предположением об изопикническом характере трансформации термохалинных свойств в их ядрах, и которые можно было бы использовать для получения латеральных (горизонтальных) распределений свойств в толще вод океана, адекватных распределению этих свойств в ядрах исследуемых водных масс.
Использование поверхностей постоянной плотности in situ, предложенное Р. Монтгомери [91] и А. Парром [92], чрезвычайно неточно — вертикальное распределение плотности, прежде всего, определяется ростом давления с глубиной, а не термохалинными свойствами вод.
В качестве более точного приближения, Россби [97] предложил использовать в целях изопикнического анализа поверхности равной потенциальной плотности (ПРПП), т.е. плотности, определяемой по потенциальной температуф ре и солености при некотором произвольно выбранном постоянном (например, атмосферном) давлении.
Т. Мак-Дугалл [89] высказал предположение, что такой подход также весьма не точен, поскольку форма ПРПП и, следовательно, результат изопикниче-ского анализа зависят от конкретного выбора отсчетного давления, и предложил (в качестве более точного приближения «идеальных» изопикнических поверхностей) «нейтральные поверхности», алгоритм расчета которых по данным о распределении потенциальной температуры и солености на полигоне заключается в выборе начальной точки поверхности (горизонта одной из вертикалей) и в дальнейшем последовательном поиске на каждой вертикали полигона того горизонта, при перемещении на который приблизительно выполняется условие компенсации термического расширения соленостным сжатием при давлении in situ; вся совокупность полученных таким образом горизонтов составляет нейтральную поверхность. При расчете нейтральных поверхностей по Т. Мак-Дугаллу (НПМ) нет необходимости в использовании отсчетного давления при определении коэффициентов термического расширения и соленостного сжатия, что выгодно отличает эти поверхности от ПРПП.
Тем не менее, алгоритм Мак-Дугалла обладает рядом неустранимых недостатков, на что указывает сам его автор. Основной из них — зависимость результата построения НПМ от выбранного порядка обработки вертикалей при расчете, а также от подробности океанологических данных, увеличение или уменьшение которой приводит к изменению уже рассчитанных положений нейтральной поверхности на вертикалях [4]. Более того, Мак-Дугалл рассматривает плотность как функцию потенциальной температуры и под термическим расширением понимает изменение плотности in situ вследствие приращения именно потенциальной, но не истинной температуры, пренебрегая, таким образом, адиабатическим эффектом давления на распределение температуры in situ с глубиной.
Отметим, что нейтральные поверхности, представляющие собой более точную интерпретацию изопикнического метода, чем ПРПП, не нашли столь же широкого применения в отечественной океанологии, вероятно, вследствие сложности алгоритма автоматизированного расчета НПМ (по сравнению с построением ПРПП) и ввиду существенности его недостатков.
Основная цель, поставленная автором настоящей работы — предложить к применению в океанологии новое, наиболее точное из существующих приближение «идеальных» изопикнических поверхностей, лишенное недостатков ПРПП и НПМ, — поверхности нейтральной плавучести (ПНП). ПНИ определяется автором как поверхность, в каждой точке которой плотность in situ изэн-тропически перемещаемого сжимаемого однородного объема морской воды с заданными термохалинными свойствами (потенциальной температурой 0* и соленостью S*) в точности совпадает со значением окружающего поля плотности in situ в этой точке океана. Прежде всего, автор намерен сформулировать строгое определение таких поверхностей, показать их соответствие условию изо-пикничности, разработать алгоритм их однозначного расчета по данным о распределении температуры и солености на полигоне или вдоль разреза по заданной паре значений (0*, S*).
С целью обосновать практическую целесообразность перехода к использованию нового типа поверхностей, автор предполагает сравнить результаты расчета ПРПП, НПМ и ПНП по данным реальных океанологических разрезов, а также по осредненным данным атласа Левитуса для всей акватории Северной Атлантики.
Логическое завершением первой, методической части исследования, — формулировка нового метода определения пределов распространения водных масс в Мировом океане — метода «поверхностей нейтральной плавучести» («ПНП»), предполагающего, по аналогии с использованием в этих целях ПРПП, анализ распределения характеристик вдоль ПНП, построенной для ядра конкретной водной массы (т.е. при построении которой в качестве пары значений 0* и S*, — «термохалинного индекса» поверхности, взяты значения потенциальной температуры и солености в ядре водной массы на одной из вертикалей исследуемой акватории).
Для иллюстрации применения нового метода, автор ставит перед собой задачу определить «климатические» географические пределы распространения основных промежуточных водных масс Северной Атлантики: Средиземноморской промежуточной повышенной солености, Антарктической промежуточной пониженной солености и Лабрадорской (рассматриваемой автором в качестве промежуточной водной массы пониженной солености) путем совместного применения методов «ядра» и «ПНП», а также оценить изопикничность распространения каждой исследуемой водной массы и проверить справедливость предположения [1] о соответствии пределам распространения водных масс максимальных значений градиентов распределений термохалинных свойств вдоль изопикнических поверхностей, соответствующих ядрам этих водных масс, предлагаемого рядом авторов [12, 46, 30] в качестве точного критерия при определении таких пределов.
Работа состоит из вводной части, четырех глав, первые две из которых -обзорные, и заключения.
Первая глава представляет собой краткий обзор основных водных масс Мирового океана. Отдельное внимание уделяется промежуточным водным массам Северной Атлантики, задачу определения пределов распространения которых автор выбрал в качестве иллюстрации возможностей предлагаемого в работе метода «ПНП».
Во второй главе приведен обзор методов определения вертикальных границ (Т, S-анализ, метод максимальных градиентов) и географических пределов распространения водных масс (методы «ядра», изопикнического анализа и нейтральных поверхностей по Мак-Дугаллу). Автор подробно рассматривает постановку задачи о нейтральных поверхностях по Мак-Дугаллу, алгоритм их построения и обращает внимание на недостатки этого алгоритма, отмеченные в океанологической литературе. Также в конце главы приведены результаты сравнения Мак-Дугаллом предлагаемых им поверхностей с поверхностями равной потенциальной плотности в Северной Атлантике, поднимающие вопрос о корректности использования ПР1111 для анализа распространения вод в Мировом океане в соответствии с изопикническим приближением.
В третьей главе показано, что перемещение любого однородного объема в океане (в соответствии с изопикническим приближением) можно рассматривать как изэнтропический процесс; сформулирована постановка задачи о поверхностях нейтральной плавучести для изэнтропически перемещающихся в океане однородных объемов; приведен алгоритм расчета ПНП по океанологическим данным о распределении температуры и солености на полигоне или вдоль разреза; рассмотрен вопрос об отличиях между физическими принципами построения ПНП, изопикнических поверхностей (поверхностей постоянной плотности in situ), ПРПП и НПМ, а также приведен анализ недостатков использования трех последних типов поверхностей и преимуществ использования ПНП; проведено сравнение результатов расчета поверхностей исследуемых типов в Северной Атлантике; предложен, в качестве одного из возможных применений ПНП в океанологии, новый метод «поверхностей нейтральной плавучести» определения пределов распространения водных масс в рамках изопикнического анализа.
В четвертой главе приведен пример определения пределов распространения промежуточных водных масс (Северной Атлантики) совместным применением методов «ядра» и «ПНП» по средним многолетним годовым данным электронного атласа Левитуса о значениях температуры и солености на стандартных горизонтах вертикалей, расположенных в узлах одноградусной регулярной сетки.
В заключении отмечены наиболее важные результаты работы и сделаны основные выводы из всего проведенного исследования.
источник
МОСКОВСКИМ государственный универститет им. М.В. ЛОМОНОСОВА
САРАФАНОВ Артем Андреевич
ПРИМЕНЕНИЕ НОВОГО МЕТОДА ТЕРМОХАЛИННОГО
АНАЛИЗА РАСПРОСТРАНЕНИЯ ВОД ДЛЯ СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ АТЛАНТИЧЕСКОГО ОКЕАНА
диссертации на соискание ученой степени кандидата географических наук
Работа выполнена на кафедре океанологии географического факультета Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова
Научный руководитель: доктор географических наук,
Официальные оппоненты: доктор географических наук
кандидат географических наук B.C. Тужилкин
Всероссийский НИИ гидрометеорологической информации — Мировой центр данных Росгидромета (г. Обнинск).
Защита состоится декабря 2004 г. в часов на заседании
диссертационного совета Д-501.001.68 при Московском государственном университете им. М.В. Ломоносова по адресу: 119992, Москва, ГСП-2, Ленинские горы, МГУ, Географический факультет, ауд. 1801.
С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке географического факультета МГУ на 21 этаже.
Автореферат разослан ноября 2004 г.
Ученый секретарь диссертационного совета, кандидат географических наук
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ
Изучение структуры вод Мирового океана и ее разномасштабной климатической изменчивости включает в себя выявление вертикальных границ водных масс и географических (горизонтальных) пределов их распространения.
При определении таких пределов необходимо анализировать распределения отличительных свойств водной массы непосредственно в ее ядре (метод «ядра» [Wust, 1935]) или вдоль некоторой поверхности, приблизительно соответствующей положению ядра, в тех случаях, когда метод «ядра» не позволяет получить полную картину. Основная сложность заключается в мотивированном выборе такой поверхности, иными словами, в выборе метода исследования.
При изучении границ и свойств водных масс Мирового океана широко используется метод изопикнического анализа [Montgomery, 1937], фактически содержащий в своей основе предположение о постоянстве «термохалинной составляющей» плотности in situ в ядре водной массы, т.е. той составляющей плотности, которая определяется только термохалинными свойствами ядра и, таким образом, изменяется только в случае разной скорости обмена теплом и солями с точки зрения влияния этих процессов на плотность.
Основная сложность применения изопикнического анализа состоит в том, что по данным о термохалинной структуре вод океана невозможно определить «термохалинную составляющую» плотности in situ в какой-либо его точке, поскольку плотность — функция не только температуры и солености, но и, прежде всего, давления. Следовательно, невозможно непосредственно построить поверхности равных значений «термохалинной составляющей плотности» — «идеальные» изопикнические поверхности, вдоль которых происходило бы распространение водных масс в соответствии с предположением об изопикническом характере трансформации термохалинных свойств в их ядрах.
Использование при изопикническом анализе приближений «идеальных» изопикнических поверхностей — поверхностей равной потенциальной плотности (далее ПРПП) [Rossby, 1936] и нейтральных поверхностей по Т. Мак-Дугаллу (далее НПМ) [McDougall, 1987] имеет ряд существенных и неустранимых недостатков, заключающихся в неоднозначности построения поверхностей и, следовательно, — результатов анализа.
Таким образом, существует необходимость в определении поверхностей нового типа, которые, во-первых, представляли бы собой максимально точное приближение «идеальных» изопикнических поверхностей, и, во-вторых, построение которых по океанологическим данным было бы однозначным.
В настоящей работе предложены изопикнические поверхности нового типа — поверхности нейтральной плавучести (далее ПНП), а также метод «поверхностей нейтральной плавучести» (далее «метод «ПНП») — наиболее точная, по мнению автора, интерпретация
стей распространения и свойств водных масс. В качестве иллюстрации возможностей нового метода, автор поставил перед собой задачу определения средних многолетних пределов распространения и свойств климатически значимых промежуточных водных масс Северной Атлантики при совместном применении метода «ядра» и предлагаемого метода «ПНП».
Выбор района и объектов исследования обусловлен:
1) Повышенным интересом к структуре вод северной части Атлантического океана: ее средней климатической картине и временной изменчивости. Этот интерес вызван тем, что Северная Атлантика представляет собой не только климатообразующий регион для Европы, но и район Мирового океана, промежуточным и глубинным водам которого принадлежит одна из ключевых ролей в системе глобального межокеанского тепло- и массообмена [Лаппо, 1984; Broecker, 1991].
2) Относительной сложностью гидрологического режима и структуры на промежуточных глубинах — в этом регионе происходит формирование собственных промежуточных водных масс повышенной и пониженной солености.
В работе также рассматривается принципиальный, вызывающий споры вопрос о корректности предположения об изопикническом характере распространения водных масс.
Цель работы — обосновать новый метод термохалинного анализа распространения вод (метод «поверхностей нейтральной плавучести») и применить его при определении климатических пределов распространения и свойств промежуточных водных масс Северной Атлантики.
Для достижения цели планировалось решить следующие задачи:
• Дать определение ПНП — новому типу изопикнических поверхностей и обосновать преимущества их применения в океанологии по сравнению с применявшимися ранее ПРПП и НПМ.
• Сравнить результаты расчета поверхностей трех типов (ПРПП, НПМ и ПНП) по данным реальных океанологических разрезов и по средним многолетним данным для всей акватории Северной Атлантики.
• Сформулировать метод определения географических пределов рас про -странения и свойств водных масс на основании анализа распределения характеристик вдоль ПНП, построенных для их ядер, — метод «ПНП».
• Определить климатические географические пределы распространения и термохалинные свойства промежуточных водных масс Северной Атлантики совместным применением методов «ядра» и «ПНП».
• Результаты расчета поверхностей трех исследуемых типов (для акватории Северной Атлантики) и новый метод «ПНП» — наиболее точная из существующих интерпретаций изопикнического анализа водных масс;
• Результаты определения климатических пределов распространения и термохалинных свойств в ядрах водных масс Северной Атлантики, полученные совместным применением методов «ядра» и «ПНП».
В работе предложен новый метод определения пределов распространения водных масс, предполагающий использование при изопикническом анализе поверхностей нового типа, более точно соответствующих сути предположения об изопикническом распространении водных масс (по сравнению с ПРПП и НПМ), а также лишенных недостатков двух последних типов поверхностей.
Впервые проведено комплексное исследование пределов распространения промежуточных водных масс Северной Атлантики по средним многолетним данным в узлах одноградусной регулярной сетки [^Ьетйш, 2001]. В частности, впервые определены климатические границы и термохалинные свойства в ядре Лабрадорской водной массы, которую автор рассматривает как промежуточную водную массу пониженной солености.
Научная и практическая значимость
В работе произведено сравнение результатов построения поверхностей равной потенциальной плотности, приведенной к разным отсчетным давлениям, нейтральной поверхности по Мак-Дугаллу и предлагаемой автором поверхности нейтральной плавучести, восстановленных из одной и той же точки океана. В результате показана некорректность использования ПРПП и НПМ при изопикническом анализе водных масс. В ходе исследования промежуточных водных масс Северной Атлантики установлено, что предположения об изопик-ническом характере распространения водных масс и о соответствии пределам их распространения максимальных латеральных (горизонтальных) градиентов термохалинных свойств в общем случае неверны.
Результаты, полученные автором по средним многолетним данным, — карта-схема географических границ, карты распределения и сводная таблица тер-мохалинных характеристик в ядрах Средиземноморской, Антарктической промежуточной и Лабрадорской водных масс, — могут быть востребованы исследователями разномасштабной временной изменчивости структуры вод Северной Атлантики в качестве информации о «фоновых» климатических свойствах рассмотренных в настоящей работе водных масс. Новый метод «ПНП» может быть использован для более корректного представления результатов численного моделирования распространения вод океана.
По теме диссертации опубликовано две работы.
Диссертация состоит из введения, четырех глав и заключения. Работа изложена на 148 страницах машинописного текста, содержит 44 рисунка и 6 таблиц. Список литературы состоит из 113 научных трудов.
Во введении обоснована актуальность работы, излагаются ее цели и задачи, показана научная новизна и практическое значение исследования. Приведено краткое описание существующих методов определения границ водных масс, основных положений метода изопикнического анализа и используемых в настоящее время приближений «идеальных» изопикнических поверхностей.
В первой главе кратко изложены основные этапы развития представлений о структуре вод Мирового океана, описаны структурные зоны океана и основные водные массы. Также в этой главе отдельно рассматриваются особенности формирования, распространения и термохалинные свойства основных промежуточных водных масс Северной Атлантики.
Средиземноморская водная масса (СМВ) формируется из соленых и плотных вод Средиземного моря, которые поступают в Атлантический океан через Гибралтарский пролив в его придонных слоях и квазиизо-пикнически распространяются в толще вод океана в виде «языка» вод повышенной солености («струйный» компонент) и изолированных от него вращающихся линз — замкнутых эллипсовидных образований с высоким содержанием средиземноморской воды и дву-ядерной вертикальной структурой («линзовая» составляющая) [Алейник и др., 1998; Филюшкин и др. 2003].
СМВ распространяется на север вдоль португальского шельфа под действием силы Кориолиса, а также, участвуя в системе субтропического круговорота, распространяется на запад и юг.
В.И. Кукса [Кукса, 1983] определил южную границу СМВ в районе 15° с.ш., а северо-восточную — около 55° с.ш. (рис. 1). Согласно Рейду [Reid, 1979], СМВ, следуя изопикническим поверхностям, проникает и дальше на север, через Фареро-Шетландский порог в Норвежское и Гренландское моря, где оказывает заметное влияние на термохалинный режим океана. О распространении СМВ на юг можно судить по результатам исследований водных масс Южной Атлантики, приведенным в работах [Ьащие et а. 1997; ЛАап et а. 1998; Деми-
Рис. 1. Области распространения промежуточных водных масс в Северной Атлантике: 1 — ААПВ, 2 — СМВ, 3 — САП В, 4 — Субполярной повышенной температуры. 5- Северный полярный фронт.
Лабрадорская водная масса не рассматривалась В.И. Куксой в качестве промежуточной.
дов, 2003], согласно которым, влияние средиземноморских вод сказывается и в Южной Атлантике, куда они проникают (в западной части бассейна) с верхним слоем САГВ, повышенную соленость в ядре которой авторы объясняют происхождением этих вод из средиземноморских.
Антарктическую промежуточную водную массу (ААПВ) Вюст [Wust, 1935] определил как воду с низкой соленостью и высоким содержанием кислорода. Вблизи района формирования (в субантарктической Южной Атлантике) ААПВ имеет температуру около 2,2°С и соленость 33,8 епс. По мере распространения ААПВ на север, происходит постепенное повышение температуры и солености: в районе субтропической конвергенции (южного полушария) их значения составляют соответственно 3,0°С и 34,3 епс [Tomczak, Godfrey, 1994].
В Атлантическом океане, по мере изопикнического распространения [Кукса, 1983] к району экватора, глубина положения ядра ААПВ уменьшается до 700-800 м, но около 20° с.ш. наблюдается ее повторное увеличение до 9001000 м. В Северной Атлантике соленость и температура в ядре ААПВ увеличиваются соответственно до значений около 34,9%о и 6°С [Кукса, 1983]. Минимум солености — основной отличительный признак ААПВ — исчезает севернее 25° с.ш., что связано с преобладанием на промежуточных глубинах в этой части океана субтропической модальной воды [Masuzawa, 1969] и СМВ.
В субполярном бассейне Северной Атлантики авторы [Бубнов, 1968; Кукса, 1983], вслед за Вюстом [Wust, 1935], выделяют на глубинах 200-900 м в районе к северу от 45° с.ш. и к западу от 25° з.д. аналог ААПВ — Североатлантическую промежуточную водную массу (САПВ) (рис. 1) пониженной солености (34,7-35,0 епс) с потенциальной температурой в ядре 4,5-7,0°С.
По современным представлениям [Koltermann et al., 1999], основной минимум солености на промежуточных глубинах субполярной Северной Атлантики связан с распространением Лабрадорской водной массы (ЛВ), что подтверждается и результатами настоящей работы.
Источник ЛВ, — глубокая зимняя конвекция в море Лабрадор, характеризуется значительными межгодовыми изменениями глубины (от 200 до 2300 м), а также непостоянством от года к году, что создает существенные вариации термохалинных характеристик ЛВ [Tomczak, 1994]. Так, согласно [Koltermann et al., 1999], с 1980 по 1990 гг. соленость в ядре ЛВ понизилась с 34,90 до 34,83 епс, а потенциальная температура — с 3,3 до 2,8°С.
Распространение ЛВ из очага формирования происходит четырьмя основными путями [Koltermann et al., 1999]: на юг (до 30-40° с.ш. [Добролюбов, Фалина, 2002]) в системе западного глубинного пограничного течения и вдоль западного склона Срединно-Атлантического хребта, на северо-восток вдоль склона Гренландии (в бассейн Ирмингер) и через глубоководный разлом Чар-ли-Гиббс в восточный бассейн. Согласно авторам [van Aken, de Boer, 1995; van
Aken, 2000], в северо-восточном бассейне Северной Атлантики промежуточный минимум солености, — ядро ЛВ, прослеживается (на глубинах до 2000 м) вдоль 20° з.д. к северу от 40° с.ш. до северо-восточной части Исландского бассейна.
Во второй главе приведен обзор методов определения вертикальных границ водных масс (Т, S-анализ, метод «максимальных градиентов») и способы определения географических (горизонтальных) пределов их распространения (метод «ядра», изопикнический анализ и его уточнение Т. Мак-Дугаллом).
Поскольку любая водная масса характеризуется аномальными (по сравнению с окружающими водами) значениями физико-химических характеристик, анализ вертикального распределения одной или нескольких из них позволяет определить положение ядра водной массы (по экстремальным значениям характеристик) и ее верхней и нижней границ на вертикали.
Метод Т, S-анализа позволяет определить вертикальные границы водных масс, установить район происхождения, а также оценить степень их трансформации по данным о вертикальном распределении солености и температуры [Мамаев, 1987]. Практическим выходом из аналитической теории Т, S-кривых стали правила, вытекающие из «геометрии Т, S-кривых», предложенные В.Б. Штокманом [Штокман, 1943]. Существенные допущения, положенные в основу Т, S-анализа (см. [Мамаев, 1987]), в итоге сводят этот метод к описанию процесса выравнивания температуры и солености во времени за счет вертикального турбулентного обмена [Кукса, 1983].
В современной практике, при автоматизированной массовой обработке материала, за вертикальные границы водных масс часто принимают фиксированные значения вертикального градиента того или иного свойства, глубину залегания промежуточных максимумов устойчивости [Кукса, 1983] или, что представляется более точным, глубину положения точек перегиба кривых вертикального распределения океанологических характеристик — метод «максимальных градиентов» (см. [Котляков, Тараканов, 1999; Демидов, 2003]).
При выявлении пределов горизонтального распространения вод (прежде всего промежуточных) основным критерием служит исчезновение главного их отличительного признака — экстремума свойств [Кукса, 1983]. Поэтому определение географических границ водной массы и распределений свойств в ее ядре может быть произведено непосредственно путем картирования максимумов или минимумов основного отличительного свойства водной массы, например солености, для промежуточных водных масс. Данный метод, — метод «ядра», предложенный Бюстом [Wiist, 1935], в состоянии установить факт распространения воды с теми или иными свойствами, но не всегда может дать представление о процессах распространения свойств [Кукса, 1983].
Метод «ядра», в общем случае, нельзя считать достаточным, — в зависимости от особенностей вертикального распределения температуры и солености,
во многом определяющихся свойствами выше- и нижележащих вод, на периферии области распространения водной массы вертикальный экстремум выбранной характеристики может исчезнуть. С другой стороны, область, полученная методом «ядра», может содержать подобласти, состоящие из вертикалей с вторичными (наведенными) экстремумами, неоправданно расширяющие область распространения водной массы или вообще не связанные с ее присутствием на этих вертикалях [Кукса, 1983].
В тех случаях, когда метод «ядра» не позволяет выявить всю область распространения водной массы, а также для получения непрерывных и «гладких» распределений физико-химических свойств вод акватории на глубинах положения ядра, анализ которых позволил бы установить пределы распространения исследуемой водной массы, необходимо построить поверхность, рельеф которой приблизительно совпадает с топографией ядра.
Метод изопикнического анализа содержит в своей основе следующее предположение: поскольку «прямое влияние действующих на поверхности океана термохалинных факторов ограничено верхним однородным слоем. глубже этого слоя при условии гашения процессов вертикального обмена архимедовыми силами, не должно быть фактора способного изменить плотность какого-либо объема воды» [Кукса, 1983].
Под изопикничностью следует понимать постоянство той части плотности in situ, которая определяется только термохалинными свойствами объема. Другими словами, речь идет о постоянстве «термохалинной составляющей» плотности, значение которой определить невозможно, поскольку плотность in situ — всегда функция давления. Следовательно, по океанологическим данным невозможно непосредственно построить поверхности равных значений «термохалинной составляющей» плотности — «идеальные» изопикнические поверхности, вдоль которых происходило бы распространение водных масс в соответствии с предположением об изопикническом характере трансформации термоха-линных свойств в их ядрах.
Использование поверхностей постоянной плотности in situ [Montgomery, 1938; Parr, 1938] чрезвычайно неточно — вертикальное распределение плотности, прежде всего, определяется ростом давления с глубиной, но не термоха-линными свойствами вод.
Для того, чтобы исключить эффект давления на вертикальное распределение плотности, Россби [Rossby, 1936] предложил использовать при изопикническом анализе поверхности равной потенциальной плотности (ПРШ1), т.е. плотности, определяемой по потенциальной температуре и солености при некотором произвольно выбранном постоянном давлении. Обычно при изопикническом анализе используются ПРПП, приведенной к давлению 0 (do), 2000 (crj), и 4000 ( ПЦ ат5,ш=33,12 и ПНП в Северной Атлантике вдоль: (а) — 36° с.ш., (б) — 40° з.д.
горизонт 1200 м на вертикали 36° с.ш., 8° з.д. (в Кадисском заливе) с характеристиками: 8=36,142 епс, 0=1ОД69°С, соответствующий положению ядра СМВ на данной вертикали.
Распределения термохалинных характеристик вдоль ПНП и НПМ в южной, западной и субполярной областях акватории Северной Атлантики ощутимо отличаются друг от друга — максимальные отличия в положениях изотерм (рис. 4е) на большей части полигона составляют несколько градусов, а для изотерм 5,5° (на западе), 4,5°, 4,0° и 3,5°С достигают 5-10° координатной сетки, т.е. превышают как одноградусный шаг регулярной сетки, так и характерные величины расстояний между станциями на большинстве современных океанологических разрезов, что указывает на значимость этих отличий. Термохалин-ные характеристики всех сравниваемых поверхностей приведены в табл. 1.
3 среди Диапазон значений Станд. откл. в среди Диапазон значений Станд. откл.
ПРПП о0 35,056 34,89036,326 0,206 4,22 2,9911,06 1,265
ПРПП ст2 35,054 34,24136,294 0,290 5,85 1,6410,81 1,272
ПРПП оы 35,078 34,56736,304 0,252 5,48 2,5310,89 1,230
НПМ 35,084 34,66836,302 0,251 5,50 2,8110,88 1,227
ПНП 35,080 34,80536,301 0,251 5,49 3,2910,87 1,266
Табл. 1. Термохалинные характеристики поверхностей.
Можно сделать вывод: результаты расчетов поверхностей исследуемых типов, как по данным реальных океанологических разрезов, так и по осреднен-ным данным, в разной мере, но существенно отличаются друг от друга, что указывает на практическую целесообразность перехода к предлагаемому новому типу поверхностей.
В конце третьей главы, автор предлагает метод «поверхностей нейтральной плавучести» определения географических пределов и распределений свойств в ядрах водных масс. Новый метод аналогичен классическому изо-пикническому методу, с той лишь (но весьма существенной, как показано выше) разницей, что предполагает использование ПНП вместо ПРПП.
Этот метод представляет собой новую интерпретацию изопикнического анализа и заключается в следующем. Топография ПНП, восстановленной из некоторой точки в океане однозначно определяется значениями потенциальной температуры и солености в этой точке. Таким образом, пару значений
70 60 50 40 30 20 10 Долгота, град, з д.
70 60 50 40 30 20 Долгота, град. з.д.
60 55 50 45 40 35 30 25 20 15 10 60 55 50 45 40 35 30 25 20 15 10
Долгота, град. э.д. 70 60 50 40 30
60 55 50 45 40 35 30 25 20 15 10 60 55 50 45 40 35 30 25 20 15 10
Рис. 4. К сравнению ПРПП, НПМ и ПНП в Северной Атлантике. (а) — Топография (м) ПНП; Превышения ПНП (м) над: (б) — НПМ и (в) О] 2=33,145; Распределение аномалии потенциальной плотности стг в южной части акватории вдоль: (г) — НПМ и (д) — ПНП; (е) — Совмещенные
распределения потенциальной температуры (°С) вдоль НПМ (сплошные изотермы) и ПНП (мелкий пунктир). Характеристики общей точки поверхностей приведены на рис. 3.
Залитые серым области — суша (очерчены изобатой 0 м). Пунктирной линией показана изобата 1000 м рельефа дна.
(8*, 5*) можно рассматривать как «термохалинный индекс» поверхности. При анализе распространения водной массы (в соответствии с изопикническим приближением) в качестве «термохалинного индекса» ПНП целесообразно взять значения 0 и Б на горизонте положения ядра водной массы на одной из вертикалей исследуемой акватории.
Для выбранной пары значений (0*, в*) строится ПНП, предположительно соответствующая, таким образом, ядру исследуемой водной массы. Пределы распространения водной массы могут быть намечены на основании анализа распределений термохалинных и, если позволяют исходные данные, гидрохимических характеристик вдоль полученной поверхности.
Следует подчеркнуть: единственное и, возможно, существенное допущение, составляющее основу изопикнического анализа — предположение о постоянстве термохалинной составляющей плотности при распространении вод. Это распространение всегда сопровождается процессами обмена теплом и солями с окружающей водной средой, происходящими, в общем случае, с разной скоростью с точки зрения их взаимного влияния на плотность. Вследствие этого, при определении пределов распространения и свойств в ядре водной массы, полагаться на метод «ПНП» целесообразно в тех областях полигона, где вертикальные экстремумы отличительных свойств не могут быть выявлены напрямую методом «ядра». Совместное применение двух методов, таким образом, позволит исследователю получить наиболее объективную картину, а сравнение истинной топографии ядра с топографией соответствующей ядру ПНП — оценить изопикничность распространения водной массы.
В четвертой главе приведена характеристика исходных данных (части атласа Левитуса (1°х1°) [Ьетйш, 2001] от экватора до 70° с.ш.), оценка их соответствия реальным океанологическим разрезам; изложена методика определения климатических пределов распространения промежуточных водных масс Северной Атлантики совместным применением методов «ядра» и «ПНП»; приведены и проанализированы результаты определения границ и термохалинных свойств Средиземноморской, Антарктической промежуточной и Лабрадорской водных масс; проведена оценка изопикничности их распространения.
Методика исследования заключалась в следующем.
1. Первый этап состоял в автоматизированном поиске (на всей исследуемой акватории) вертикалей с промежуточными максимумами (для СМВ) и минимумами (для ААПВ и ЛВ) солености на стандартных горизонтах (без интерполяции между ними) в диапазоне глубин 700-2500 м. Картирование всей совокупности вертикалей с промежуточными максимумами или минимумами солености позволило получить границы областей промежуточного максимума и минимума солености для всей Северной Атлантики. Полученные области, в соответствии с методом «ядра», включают в себя районы распространения про-
межуточных вод соответственно повышенной (СМВ) и пониженной (ААПВ, ЛВ) солености, а также, как оказалось, подобласти с явно вторичными (наведенными) экстремумами.
2. На втором этапе исследования для каждой водной массы была построена ПНП, соответствующая ее ядру. Для этого в качестве «термохалинного индекса» каждой такой поверхности были взяты значения 8 и S на горизонте положения ядра водной массы на одной из вертикалей полигона (с выраженным экстремумом в распределении солености с глубинной).
С целью определения границ водных масс на ПНП, соответствующих их ядрам, производился анализ распределений термохалинных свойств водных масс вдоль полученных поверхностей, прежде всего, расчет градиентов потенциальной температуры и солености, в предположении [Агафонова и др., 1975; Степанов, 1981; Галеркин и др., 1983; Кукса, 1983], что географической границе водной массы должны соответствовать максимальные значения градиентов.
3. Заключительный этап исследования состоял в сравнении (и дополнении друг другом) результатов, полученных методом «ядра» и методом «ПНП», — в окончательном (в рамках предлагаемой работы) определении климатических пределов распространения исследуемых водных масс. В случае отсутствия точного критерия при определении границ, автор вынужденно полагался на метод «аномалий солености» [Helland-Hansen, Nansen, 1926], понимая, что такой подход весьма условен, и сопоставляя намеченные таким образом границы с результатами, полученными рядом авторов на основании анализа не только тер-мохалинной, но и гидрохимической структуры вод исследуемой акватории.
Сравнение топографий ядер водных масс и соответствующих им ПНП, позволило оценить справедливость предположения об изопикническом характере распространения каждой из рассматриваемых водных масс, причем такая оценка представляется более корректной по сравнению с неоднозначным использованием с этой целью ПРПП (или непосредственной оценкой диапазона значений потенциальной плотности в ядре водной массы), которое, тем не менее, также осуществлено автором для проверки изопикничности именно в смысле постоянства потенциальной плотности (20 и 22).
При определении пределов распространения Средиземноморской водной массы, в соответствии с приведенной выше методикой, на первом этапе исследования методом «ядра» были получены границы и распределения термоха-линных характеристик в области промежуточного максимума солености, а также глубины его положения в Северной Атлантике.
Южнее 20°с.ш. промежуточный максимум солености был прослежен до экватора на всей акватории — от западного до восточного побережья. Минимальные значения солености на горизонтах ее промежуточного максимума достигают здесь 34,95 епс (в районе экватора). Эту часть области нельзя целиком
отнести к району распространения СМВ, поскольку она явно включает максимумы вторичного (наведенного) происхождения: расположенный выше минимум солености ААПВ неизбежно порождает нижележащий максимум, поскольку североатлантические глубинные воды, характеризуются значительно более высокой соленостью (до 35,0 епс), чем воды ААПВ (менее 34,8-34,9 епс южнее 15°с.ш.). При этом часть области со значениями солености менее 35,1 епс характеризуется сравнительно однородным распределением солености (рис. 5б) и, следовательно, южная граница СМВ явно не носит фронтального характера.
В этой ситуации, автор вынужденно использовал метод «аномалий солености» и провел границу по изохалине 34,99 епс (ближайшей огибающей области с положительной аномалией солености (т.е. с соленостью более 35,0+0,05 епс [Бубнов, 1971]), претерпевающей разрыв в районе 8°с.ш. (рис. 5б), связанный с использованием данных на стандартных горизонтах). Полученная таким образом «область «ядра» СМВ приведена на рис. 5а,б.
На допустимость такого проведения границы указывают исследования ряда авторов [Larque, 1997; Arhan, 1998, Демидов, 2003], осуществленные с привлечением данных не только о термохалинной, но и о гидрохимической структуре вод приэкваториальной Атлантики, согласно которым, влияние средиземноморских вод сказывается и в Южной Атлантике, куда они проникают (именно в западной части бассейна) с верхним слоем САГВ, повышенная соленость в ядре которой (более 34,95 епс) объясняется происхождением этих вод из средиземноморских. Авторы [Tomczak, Godfrey, 1994] также указывают на то, что в западной части бассейна средиземноморские воды пересекают экватор на глубине около 2000 м и распространяются далее на юг.
Только на основании результатов, полученных методом «ядра» оказалось невозможным определить северные пределы распространения СМВ: здесь на границе области ядра «обрываются» изохалины 35,4-35,1 епс, — севернее этой границы максимум солености на вертикалях исчезает (рис. 5б), что связано с повышенной соленостью Субтропической модальной воды [Masuzawa, 1969].
На втором этапе исследования была построена поверхность нейтральной плавучести (далее ПНПс) с «термохалинным индексом» S=36,142 епс, — значениями солености и потенциальной температуры в ядре СМВ на горизонте 1200 м вертикали 36° с.ш., 8° з.д., расположенной непосредственно у Гибралтарского пролива. Топография ПНПс показана на рис. 4а.
Расчет абсолютных значений градиентов (VS) поля распределения солености вдоль ПНПс показал, что максимальные значен ия н а ПНПС имеют место в восточной части акватории, в непосредственной близости к Кадисскому заливу (рис. 5в), где происходит наиболее интенсивная трансформация средиземноморских вод. Здесь величины VS превысили 0,085 епс/100 км. К перифе-
Долгота, град. ».д. Долгота, град, з д
Рис. 5. К определению географических пределов распространения СМВ.
(а) — Глубины (м) положения ядра СМВ (внутри выделенного жирным контура) и
ПНП, соответствующей ядру СМВ (вне контура);
(б) — Распределение солености (епс) в ядре СМВ (внутри контура) и вдоль ПНП, соот-
ветствующей ядру СМВ (вне контура); изохалина 35,1 епс на ПНП выделена жирной линией;
Замкнутый жирный контур на рисунках (а) и (б) — граница области распространения СМВ, определенная методом «ядра». Юго-восточная часть контура — изохалина 34,99 епс на глубине промежуточного максимума солености;
(в) — Распределение абсолютных значений градиента солености (10-3 епс/102 км)
вдоль ПНП, соответствующей ядру СМВ;
(г) — Географические пределы распространения (жирный контур), результат совмест-
ного применения методов «ядра» и «ПНП», и распределение потенциальной температуры вдоль ПНП, соответствующей ядру, СМВ в пределах области распространения СМВ. На всех рисунках: залитые серым области — суша (очерчены изобатой 0 м), пунктирной линией показана изобата 1000 м рельефа дна. Характеристики точки, из которой восстановлена ПНП, приведены на рис. 3.
рийным районам распространения СМВ приурочены минимальные значения градиента (менее 0,01 епс/100 км): южнее 20° с.ш. распределение солености вдоль ПНПс, также как и в ядре СМВ (рис. 5б), практически однородно — водная масса здесь постепенно утрачивает свои аномальные свойства. Таким образом, предположение о соответствии границе водной массы максимальных градиентов термохалинных свойств для СМВ оказалось неверным.
Тем не менее, полученное распределение солености вдоль ПНПс, позволило автору восстановить недостающую часть картины распределения солености в ядре СМВ в центральной и северо-восточной частях акватории. Рис. 5б представляет собой совмещенную карту распределений солености в ядре СМВ и вдоль ПНПс. На рисунке видно, что вдоль северного фрагмента контура, ограничивающего «область ядра» СМВ, положения изохалин (35,4-35,1 епс) на ПНПс и в ядре СМВ практически точно совпадают, что указывает на правомерность определения границы распространения СМВ на севере и северо-востоке акватории по распределению солености вдоль ПНПс.
Несколько условно, в качестве этой границы, в отсутствие какого-либо точного критерия, автор выбрал изохалину 35,1 епс на ПНПс, т.е. изохалину с наименьшим значением (при шаге в 0,1 епс), которая, во-первых, практически точно совпадает по своему расположению на карте с изохалиной с тем же значением в ядре СМВ и, во-вторых, имеет характерную для квазиконцентрического распределения этого свойства в ядре СМВ форму. Выбор меньшего значения, например, 35,0 епс (в соответствии с уже использованным методом «аномалий солености»), как это сделал В.И. Кукса [Кукса, 1983], привел бы к недопустимому, по мнению автора, уменьшению точности — нельзя забывать, что ПНП лишь приблизительно соответствует ядру водной массы.
Таким образом, граница среднего многолетнего распространения СМВ (рис. 5г), — конечный результат исследования, проведена в южном и западном районах акватории по границе области, полученной методом «ядра» (с вынужденным привлечением метода «аномалий солености»), и по изохалине 35,1 епс на ПНПс севернее 30° с.ш. Юго-западная и восточная (прибрежные) границы примерно совпадают с изобатой 1000 м рельефа дна.
В целом, полученная автором область распространения СМВ существенно отличается от результатов ее определения по аналогичным (но менее подробным — 5°х5°) средним многолетним данным, опубликованным в работах [Кукса, 1983; Степанов, 1983]. Так, в настоящей работе установлено, что СМВ распространяется на юг в западной части океана вплоть до экватора (рис. 5г), что существенно уточняет результаты, полученные В.И. Куксой [Кукса, 1983], который определил юго-западную границу СМВ в районе 20° с.ш. (рис. 1).
Весьма существенные отличия в глубинах положений ядра СМВ и ПНПс (рис. 5а) на вертикалях в приэкваториальной части полигона (достигающие
Табл. 2. Глубины положений на стандартных горизонтах и термохалинные свойства ядер промежуточных водных масс Северной Атлантики.
Водная масса Глубины положения ядер на стандартных горизонтах, м Соленость, епс Потенциальная температура, «С Аномалия потенциальной плотности Сто оа
Диапазон значений Средн. Диапазон значений Средн. Станд. отклон ение Диапазон значений Средн. Станд. отклоне ние Диапазон значений Средн. Станд. отклоне ние
СМВ 800-1750 1310 34,9936,330 35,251 0,323 3.6&11,10 6,08 2,10 27,42227,822 27,715 0,072
ААПВ* 700-1100 810 34,48935,0 34,720 0,149 4,706,98 5,80 0,50 27,24927,599 27,356 0,075
ЛВ 800-2000 1420 34,88134,973 34,929 0,020 3,074,37 3,65 0,17 27,68527,835 27,766 0,019
при составлении таблицы в область распространения ААПВ не включены западная часть акватории Карибского моря (к западу от 75° з.д.) и Мексиканский залив.
Глубины положения ядер и термохалинные характеристики ядер водных масс по В.И. Куксе [Кукса, 1983]: СМВ: 900-1400м, 8=36,5-35,Оепс, 9=11-5°С; ААПВ: 700-950 м, 8=34,5-34,9 епс, 9=5-6°С. Средние значения и стандартные отклонения аномалии потенциальной плотности 1а в ядрах по В.И. Куксе: СМВ: средн. 27,71, станд. откл. 0,08; ААПВ: средн. 27,30, станд. откл. 0,08.
ЛВ не рассматривалась В.И. Куксой в качестве промежуточной водной массы.
550 м — ядро СМВ расположено здесь на горизонте 1750 м, а ПНПс — на глубинах около 1200 м) указывают на то, что распространение СМВ нельзя считать изопикническим. Поверхность Сх=36,64 (рис. 3), положение которой (1200 м) на вертикали 36° с.ш., 8° з.д. совпадает с положениями ядра СМВ и ПНПс, в среднем по полигону расположена выше ПНПс более чем на 115 м а непосредственно в районе экватора, в западной части акватории, — примерно на 120 м. Таким образом, отличие в глубинах положений и ядра СМВ на экваторе еще больше — до 670 м. Следовательно, распространение СМВ нельзя считать изопикническим и с точки зрения постоянства в ее ядре потенциальной плотности Ог (то же самое справедливо и для ао). Диапазоны изменения 10 и 202в ядре СМВ приведены в табл. 2.
Далее автор аналогичным способом определяет границы промежуточных водных масс пониженной солености — Антарктической и, впервые по климатическим данным, Лабрадорской. В субполярной Атлантике каких-либо других промежуточных водных масс пониженной солености, помимо Лабрадорской, по данным атласа Левитуса автором не выявлено.
Оказалось, что положения максимальных значений У8 вдоль ПНП, построенной для ядра ААПВ, соответствуют положению изохалины 35,0 епс, что свидетельствует о фронтальном характере границы ААПВ и подтверждает справедливость применения метода «аномалий солености» на примере этой водной массы. Расчет градиентов солености вдоль ПНП, построенной для ядра ЛВ, показал, что на большей части области распространения ЛВ имеют место чрезвычайно низкие градиенты этой характеристики: 0,001-0,007 епс/100 км. Границе распространения ЛВ соответствует не максимум Ув, а область перехода от минимальных значений градиента к низким. Автор показывает, что распространение ААПВ и ЛВ, также нельзя считать изопикническим.
Термохалинные и плотностные характеристики в ядрах рассматриваемых водных масс приведены в табл. 2. В ходе исследования, автором получены средние многолетние термохалинный индексы 100% СМВ (36,330 епс, 11,10°С) и ЛВ (34,895 епс, 3,30°С), а также термохалинный индекс наименее трансформированной на экваторе ААПВ: (34,508 епс, 5,21°С)
Средние многолетние (климатические) пределы распространения Средиземноморской, Антарктической промежуточной и Лабрадорской водных масс -приведены на рис. 6, представляющем собой, таким образом, карту-схему границ областей распространения промежуточных водных масс Северной Атлантики, в целом существенно уточняющую результаты во многом аналогичного исследования, проведенного В.И. Куксой [Кукса, 1983] (рис.1), который, отметим, не рассматривал ЛВ в структуре промежуточных вод Атлантического океана.
Рис. 6. Пределы распространения промежуточных водных масс в Северной Атлантике, полученные в настоящей работе Пунктир — изобата 1000 м рельефа дна
В заключении отмечены наиболее важные результаты и обобщены выводы из проведенного исследования:
1) В работе предложен новый тип поверхностей — поверхности нейтральной плавучести (ПНП), представляющий собой теоретически более точное приближение «идеальных» изопикнических поверхностей, по сравнению с поверхностями равной потенциальной плотности (ПРПП) и нейтральными поверхностями по Т Мак-Дугаллу (НПМ), и лишенный существенных (как показано автором) недостатков поверхностей двух указанных типов, заключающихся, прежде всего в неопределенности их построения.
2) Максимальные различия между топографией ПНП и топографиями НПМ и ПРПП, приведенной к давлению в общей точке трех указанных поверхностей, согласно результатам расчета этих поверхностей в Северной Атлантике, достигают первых сотен метров, что указывает на практическую целесообразность перехода к использованию ПНП вместо ПРПП и НПМ
3) В работе предложен метод «поверхностей нейтральной плавучести» определения географических границ водных масс и распределений океанологических характеристик в их ядрах в соответствии с предположением об изо-пикническом характере распространения водных масс в Мировом океане, позволяющий также для любой водной массы оценить справедливость этого предположения.
4) Исследование климатических пределов распространения промежуточных водных масс Северной Атлантики путем совместного применения методов «ядра» и «поверхностей нейтрально плавучести» позволило:
• Проследить распространение Средиземноморской водной массы вплоть до экватора в Западном бассейне, что существенно уточняет представления о средних многолетних границах распространения СМВ;
• Определить климатические пределы распространения Лабрадорской водной массы;
• Составить общую карту-схему климатических географических границ промежуточных водных масс Северной Атлантики, существенно отличающуюся, например, от результатов аналогичного исследования, опубликованных в классической монографии В.И. Куксы «Промежуточные воды Мирового океана» [Кукса, 1983];
• Определить средние многолетние термохалинные индексы 100% Средиземноморской и Лабрадорской водных масс и термохалинный индекс наименее трансформированной на экваторе Антарктической промежуточной водной массы.
5) В ходе исследования также установлено, что предположение об изопикниче-ском характере трансформации ядер СМВ, ААПВ и ЛВ неверно, как в смысле постоянства потенциальных плотностей так и более точном смысле — по мере распространения указанных водных масс, их ядра, изначально лежащие на соответствующих им поверхностях нейтральной плавучести отклоняются по вертикали от этих поверхностей на сотни метров.
Тот же вывод, на примере СМВ, можно сделать и в отношении несоответствия топографии положения ее ядра рельефам нейтральной поверхности по Мак-Дугаллу и поверхности равной потенциальной плотности, приведенной к давлению в ядре СМВ на вертикали вблизи Гибралтарского пролива, -отличия между ними достигают 500 м, что сопоставимо с толщиной всей промежуточной структурной зоны Северной Атлантики.
Список опубликованных работ по теме диссертации:
1. Архипкин B.C., Сарафанов А А. Расчет нейтральных поверхностей в Мировом океане // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 5. География. — 2004. — №1. — С. 41-46.
2. Сарафанов А.А. Определение географических границ водных масс методом «поверхностей нейтральной плавучести» // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 5. География. — 2004. — №6. — С. 17-23.
Издательство ООО «МАКС Пресс». Лицензия ИД № 00510 от 01.12.99 г. Подписано к печати 04.11.2004 г. Формат 60×90 1/16. Усл.печ.л. 1,75. Тираж 100 экз. Заказ 1108. Тел. 939-3890,939-3891, 928-1042. Тел./факс 939-3891. 119992, ГСП-2, Москва, Ленинские горы, МГУ им. М.В.Ломоносова. 2-й учебный корпус, 627 к.
ГЛАВА 1. СТРУКТУРА ВОД ОКЕАНОВ.
1.1. Развитие представлений о структуре вод Мирового океана.
1.2. Структурные зоны и основные водные массы Мирового океана.
1.2.3. Глубинная зона. Роль североатлантических глубинных вод в глобальной межокеанской циркуляции.
1.2.4. Придонная зона. Антарктическая донная водная масса.
1.3. Промежуточные водные массы Северной Атлантики.
Таблицы и рисунки к главе 1.
ГЛАВА 2. МЕТОДЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ
ВЕРТИКАЛЬНЫХ ГРАНИЦ И ПРЕДЕЛОВ РАСПРОСТРАНЕНИЯ ВОДНЫХ МАСС.
2.1. Определение вертикальных границ водных масс.
2.1.1. Выделение водных масс на основе Т, S-анализа.
2.1.2. Метод максимальных градиентов.
2.2. Определение горизонтальных (географических) пределов распространения водных масс и распределения свойств в их ядрах.
2.2.2. Метод изопикнического анализа.
2.2.3. Нейтральные поверхности по Т. Мак-Дугаллу уточнение метода изопикнического анализа.
ГЛАВА 3. ПОВЕРХНОСТИ НЕЙТРАЛЬНОЙ ПЛАВУЧЕСТИ.
3.1. Условие нейтральной плавучести изэнтропически перемещающейся частицы как одна из интерпретаций предположения об изопикническом распространении вод
3.2. Поверхности нейтральной плавучести для изэнтропически перемещающихся в океане частиц.
3.3. Сравнение принципов, лежащих в основе построения поверхностей исследуемых типов.
3.4. Преимущества использования поверхностей нейтральной плавучести.
3.5. Сравнение результатов расчета поверхностей равной потенциальной плотности, нейтральных поверхностей по Мак-Дугаллу и поверхностей нейтральной плавучести в Северной Атлантике.
3.5.1 Сравнение поверхностей исследуемых типов по данным трансатлантических разрезов.
3.5.2. Сравнение результатов построения поверхностей исследуемых типов в Северной
Атлантике по средним многолетним данным.
3.6. Метод «поверхностей нейтральной плавучести».
Таблицы и рисунки к главе 3.
ГЛАВА 4. ИССЛЕДОВАНИЕ КЛИМАТИЧЕСКИХ
ПРЕДЕЛОВ РАСПРОСТРАНЕНИЯ И СВОЙСТВ ПРОМЕЖУТОЧНЫХ ВОДНЫХ
4.1. Исходные данные и методика исследования.
• 4.2. Определение средних многолетних географических границ и свойств в ядрах промежуточных водных масс
Северной Атлантики совместным применением методов ядра» и «поверхностей нейтральной плавучести».
4.2.1. Средиземноморская промежуточная водная масса повышенной солености.
4.2.2. Антарктическая промежуточная водная масса пониженной солености.
4.2.3. Лабрадорская водная масса.
Таблица и рисунки к главе 4.
Введение Диссертация по наукам о земле, на тему «Применение нового метода термохалинного анализа распространения вод для северной части Атлантического океана»
Изучение структуры вод Мирового океана включает в себя определение вертикальных границ между водными массами (на океанологических разрезах) и географических пределов их распространения (по данным о трехмерной структуре вод). В первом случае хорошо зарекомендовал себя современный метод «максимальных градиентов» [28, 15], применение которого позволяет, определив границу между двумя водными массами на каждой станции разреза по глубине положения максимального значения градиента того или иного свойства, соединить полученные точки единой кривой и получить, таким образом, вертикальную границу между двумя водными массами на разрезе.
С помощью метода «максимальных градиентов», достаточно эффективного при определении верхней и нижней границы водной массы на каждой станции разреза, невозможно с приемлемой точностью наметить географические пределы распространения водной массы. При определении таких пределов необходимо анализировать распределения отличительных характеристик водной массы на всей акватории в ядре водной массы (метод «ядра») или вдоль некоторой поверхности, приблизительно соответствующей ядру, в тех случаях, когда метод «ядра» не позволяет получить полную картину.
Основная сложность заключается в мотивированном выборе такой поверхности, иными словами, в выборе метода исследования. Вполне очевидно, что для картирования свойств водной массы не подходит плоскость некоторой средней глубины положения ее ядра. Одна и та же водная масса в разных районах океана обнаруживается на существенно различных глубинах, перепад между которыми может превышать 1000 м, что особенно характерно для промежуточных вод, глубины распространения которых не связаны напрямую ни с поверхностью океана, ни с рельефом дна, но определяются соотношением их плотности и плотности окружающих вод [30].
При изучении границ и свойств водных масс Мирового океана широко используется метод изопикнического анализа, содержащий в своей основе сле дующее предположение: поскольку «прямое влияние действующих на поверхности океана термохалинных факторов ограничено верхним однородным слоем,. глубже этого слоя при условии гашения процессов вертикального обмена архимедовыми силами, не должно быть фактора способного изменить плотность какого-либо объема воды» [30]. Плотность in situ рассматриваемого объема, безусловно, существенно меняется по мере изменения его положения по вертикали вследствие изменения давления, действующего на объем со стороны окружающего поля масс. Под изопикничностью следует понимать постоянство той части плотности in situ, которая определяется только термохалинными свойствами объема и, таким образом, изменяется только в случае разной скорости обмена теплом и солями (с точки зрения влияния этих процессов на плотность) между рассматриваемым объемом и окружающей водной средой. Другими словами, речь идет о постоянстве некоторой «термохалинной составляющей» плотности, значение которой определить невозможно, поскольку плотность — всегда функция давления. Следовательно, по океанологическим данным невозможно непосредственно построить поверхности равных значений такой «термохалинной составляющей» плотности in situ — «идеальные» изопикниче-ские поверхности, вдоль которых происходило бы распространение водных масс в соответствии с предположением об изопикническом характере трансформации термохалинных свойств в их ядрах, и которые можно было бы использовать для получения латеральных (горизонтальных) распределений свойств в толще вод океана, адекватных распределению этих свойств в ядрах исследуемых водных масс.
Использование поверхностей постоянной плотности in situ, предложенное Р. Монтгомери [91] и А. Парром [92], чрезвычайно неточно — вертикальное распределение плотности, прежде всего, определяется ростом давления с глубиной, а не термохалинными свойствами вод.
В качестве более точного приближения, Россби [97] предложил использовать в целях изопикнического анализа поверхности равной потенциальной плотности (ПРПП), т.е. плотности, определяемой по потенциальной температуф ре и солености при некотором произвольно выбранном постоянном (например, атмосферном) давлении.
Т. Мак-Дугалл [89] высказал предположение, что такой подход также весьма не точен, поскольку форма ПРПП и, следовательно, результат изопикниче-ского анализа зависят от конкретного выбора отсчетного давления, и предложил (в качестве более точного приближения «идеальных» изопикнических поверхностей) «нейтральные поверхности», алгоритм расчета которых по данным о распределении потенциальной температуры и солености на полигоне заключается в выборе начальной точки поверхности (горизонта одной из вертикалей) и в дальнейшем последовательном поиске на каждой вертикали полигона того горизонта, при перемещении на который приблизительно выполняется условие компенсации термического расширения соленостным сжатием при давлении in situ; вся совокупность полученных таким образом горизонтов составляет нейтральную поверхность. При расчете нейтральных поверхностей по Т. Мак-Дугаллу (НПМ) нет необходимости в использовании отсчетного давления при определении коэффициентов термического расширения и соленостного сжатия, что выгодно отличает эти поверхности от ПРПП.
Тем не менее, алгоритм Мак-Дугалла обладает рядом неустранимых недостатков, на что указывает сам его автор. Основной из них — зависимость результата построения НПМ от выбранного порядка обработки вертикалей при расчете, а также от подробности океанологических данных, увеличение или уменьшение которой приводит к изменению уже рассчитанных положений нейтральной поверхности на вертикалях [4]. Более того, Мак-Дугалл рассматривает плотность как функцию потенциальной температуры и под термическим расширением понимает изменение плотности in situ вследствие приращения именно потенциальной, но не истинной температуры, пренебрегая, таким образом, адиабатическим эффектом давления на распределение температуры in situ с глубиной.
Отметим, что нейтральные поверхности, представляющие собой более точную интерпретацию изопикнического метода, чем ПРПП, не нашли столь же широкого применения в отечественной океанологии, вероятно, вследствие сложности алгоритма автоматизированного расчета НПМ (по сравнению с построением ПРПП) и ввиду существенности его недостатков.
Основная цель, поставленная автором настоящей работы — предложить к применению в океанологии новое, наиболее точное из существующих приближение «идеальных» изопикнических поверхностей, лишенное недостатков ПРПП и НПМ, — поверхности нейтральной плавучести (ПНП). ПНИ определяется автором как поверхность, в каждой точке которой плотность in situ изэн-тропически перемещаемого сжимаемого однородного объема морской воды с заданными термохалинными свойствами (потенциальной температурой 0* и соленостью S*) в точности совпадает со значением окружающего поля плотности in situ в этой точке океана. Прежде всего, автор намерен сформулировать строгое определение таких поверхностей, показать их соответствие условию изо-пикничности, разработать алгоритм их однозначного расчета по данным о распределении температуры и солености на полигоне или вдоль разреза по заданной паре значений (0*, S*).
С целью обосновать практическую целесообразность перехода к использованию нового типа поверхностей, автор предполагает сравнить результаты расчета ПРПП, НПМ и ПНП по данным реальных океанологических разрезов, а также по осредненным данным атласа Левитуса для всей акватории Северной Атлантики.
Логическое завершением первой, методической части исследования, — формулировка нового метода определения пределов распространения водных масс в Мировом океане — метода «поверхностей нейтральной плавучести» («ПНП»), предполагающего, по аналогии с использованием в этих целях ПРПП, анализ распределения характеристик вдоль ПНП, построенной для ядра конкретной водной массы (т.е. при построении которой в качестве пары значений 0* и S*, — «термохалинного индекса» поверхности, взяты значения потенциальной температуры и солености в ядре водной массы на одной из вертикалей исследуемой акватории).
Для иллюстрации применения нового метода, автор ставит перед собой задачу определить «климатические» географические пределы распространения основных промежуточных водных масс Северной Атлантики: Средиземноморской промежуточной повышенной солености, Антарктической промежуточной пониженной солености и Лабрадорской (рассматриваемой автором в качестве промежуточной водной массы пониженной солености) путем совместного применения методов «ядра» и «ПНП», а также оценить изопикничность распространения каждой исследуемой водной массы и проверить справедливость предположения [1] о соответствии пределам распространения водных масс максимальных значений градиентов распределений термохалинных свойств вдоль изопикнических поверхностей, соответствующих ядрам этих водных масс, предлагаемого рядом авторов [12, 46, 30] в качестве точного критерия при определении таких пределов.
Работа состоит из вводной части, четырех глав, первые две из которых -обзорные, и заключения.
Первая глава представляет собой краткий обзор основных водных масс Мирового океана. Отдельное внимание уделяется промежуточным водным массам Северной Атлантики, задачу определения пределов распространения которых автор выбрал в качестве иллюстрации возможностей предлагаемого в работе метода «ПНП».
Во второй главе приведен обзор методов определения вертикальных границ (Т, S-анализ, метод максимальных градиентов) и географических пределов распространения водных масс (методы «ядра», изопикнического анализа и нейтральных поверхностей по Мак-Дугаллу). Автор подробно рассматривает постановку задачи о нейтральных поверхностях по Мак-Дугаллу, алгоритм их построения и обращает внимание на недостатки этого алгоритма, отмеченные в океанологической литературе. Также в конце главы приведены результаты сравнения Мак-Дугаллом предлагаемых им поверхностей с поверхностями равной потенциальной плотности в Северной Атлантике, поднимающие вопрос о корректности использования ПР1111 для анализа распространения вод в Мировом океане в соответствии с изопикническим приближением.
В третьей главе показано, что перемещение любого однородного объема в океане (в соответствии с изопикническим приближением) можно рассматривать как изэнтропический процесс; сформулирована постановка задачи о поверхностях нейтральной плавучести для изэнтропически перемещающихся в океане однородных объемов; приведен алгоритм расчета ПНП по океанологическим данным о распределении температуры и солености на полигоне или вдоль разреза; рассмотрен вопрос об отличиях между физическими принципами построения ПНП, изопикнических поверхностей (поверхностей постоянной плотности in situ), ПРПП и НПМ, а также приведен анализ недостатков использования трех последних типов поверхностей и преимуществ использования ПНП; проведено сравнение результатов расчета поверхностей исследуемых типов в Северной Атлантике; предложен, в качестве одного из возможных применений ПНП в океанологии, новый метод «поверхностей нейтральной плавучести» определения пределов распространения водных масс в рамках изопикнического анализа.
В четвертой главе приведен пример определения пределов распространения промежуточных водных масс (Северной Атлантики) совместным применением методов «ядра» и «ПНП» по средним многолетним годовым данным электронного атласа Левитуса о значениях температуры и солености на стандартных горизонтах вертикалей, расположенных в узлах одноградусной регулярной сетки.
В заключении отмечены наиболее важные результаты работы и сделаны основные выводы из всего проведенного исследования.
На основании проведенного в настоящей работе анализа теоретических основ использования в рамках изопикнического метода поверхностей равной потенциальной плотности, нейтральных поверхностей по Т. Мак-Дугаллу и предлагаемых автором поверхностей нейтральной плавучести, а также на основании сравнения результатов расчета указанных типов поверхностей в Северной Атлантике и определения границ и свойств в ядрах промежуточных водных масс исследуемой акватории можно отметить наиболее важные результаты и сделать следующие основные выводы из проведенного исследования:
1) Поверхности нейтральной плавучести (ПНП), предлагаемые автором, представляют собой теоретически наиболее точное приближение «идеальных» изопикнических поверхностей, вдоль которых термическое расширение в точности компенсируется соленостным сжатием с точки зрения влияния этих эффектов на плотность in situ, которая, следовательно, изменяется вдоль «идеальной» изопикнической поверхности только вследствие изменения давления. Согласно определению ПНП, при изэнтропическом перемещении однородного объема морской воды вдоль такой поверхности, во-первых, приращение его плотности in situ определяется только приращением внешнего давления (что означает постоянство «термохалинной составляющей» его плотности), и, во-вторых, перемещаемый объем в каждой точке ПНП находится в равновесии с внешним полем плотности.
При расчете ПНП нет необходимости в использовании отсчетного давления при определении плотности — эффект давления на изменение плотности in situ вдоль поверхности учитывается полностью, а не исключается некорректно, что имеет место при расчете потенциальной плотности и, следовательно, при использовании поверхностей ее равных значений.
Расчет ПНП однозначен, т.е. его результат не зависит от порядка обработки вертикалей полигона или разреза. Топография ПНП однозначно определяется парой заданных значений 0* и S* («термохалинным индексом» поверхности) и исходными данными о термохалинной структуре исследуемой акватории, увеличение подробности которых уточняет форму поверхности за счет дополнительных вертикалей, но не приводит к изменению глубин положения на вертикалях уже полученных (по менее подробным данным) точек поверхности. Таким образом, алгоритм расчета ПНП лишен недостатков алгоритма расчета нейтральных поверхностей по Мак-Дугаллу.
2) Показано, что использование поверхностей равной потенциальной плотности (ПРПП) в рамках изопикнического анализа водных масс неоднозначно (в смысле выбора отсчетного давления), теоретически некорректно и практически чрезвычайно неточно — через одну точку в океане проходит «семейство» (строго говоря, бесконечное) поверхностей равной потенциальной плотности, приведенной к разным отсчетным давлениям. Максимальные различия в глубинах положений на вертикалях ПРПП, восстановленных из одной и той же точки, в среднем характеризуются порядком 10 м, а в некоторых случаях превышают 1000 м, что совершенно неприемлемо с точки зрения предположения о распространении промежуточных и глубинных водных масс вдоль таких поверхностей.
3) Использование нейтральных поверхностей по Т. Мак-Дугаллу (НПМ), при построении которых коэффициенты термического расширения и соленостного сжатия определяются при давлении in situ, а не при некотором постоянном от-счетном давлении, таким образом, теоретически более точно отражает суть изопикнического метода. Тем не менее, использование НПМ представляется нецелесообразным ввиду того, что, алгоритм их расчета обладает рядом существенных и неустранимых недостатков, основной из которых — зависимость результата построения поверхности от порядка перехода от вертикали к вертикали полигона при расчете глубины положения НПМ на каждой из них, вынужденно предполагаемого произвольным. Недостатки алгоритма приводят к неоднозначности построения поверхности, а также к тому, что исходное изопикни-ческое условие не выполняется между любыми двумя (даже соседними) точками поверхности. В работе показано, что топография НПМ несущественно отличается (максимально — на первые десятки метров) от топографии поверхности равной потенциальной плотности, приведенной к давлению в исходной при построении НПМ точке, общей для двух указанных поверхностей. Именно последнее обстоятельство наряду с неопределенностью расчета НПМ заставляет усомниться в целесообразности использования НПМ.
4) Максимальные различия между топографией ПНП и топографиями НПМ и поверхности равной потенциальной плотности, приведенной к давлению в общей точке трех указанных поверхностей (в качестве которой автором выбран горизонт положения ядра СМВ на вертикали вблизи Гибралтарского пролива), согласно результатам расчета этих поверхностей в Северной Атлантике, достигают первых сотен метров, что указывает на практическую целесообразность перехода к использованию ПНП вместо ПРПП и НПМ.
5) Автором предложен новый метод «поверхностей нейтральной плавучести» определения географических границ водных масс и распределений океанологических характеристик в их ядрах в соответствии с предположением об изопик-ническом характере распространения водных масс в Мировом океане, позволяющий также для любой водной массы оценить справедливость этого предположения.
6) Исследование «климатических» пределов распространения промежуточных водных масс Северной Атлантики путем совместного применения методов «ядра» и «поверхностей нейтрально плавучести» в соответствии с предложенной автором методикой позволило: проследить распространение СМВ вплоть до экватора в Западном бассейне, что существенно уточняет представления о средних многолетних границах распространения СМВ; определить «климатические» пределы распространения JIB; составить общую карту-схему «климатических» географических границ промежуточных водных масс Северной Атлантики, существенно отличающуюся, например, от результатов аналогичного исследования, опубликованных в классической монографии В.И. Куксы «Промежуточные воды Мирового океана»; а также
— определить средние многолетние термохалинные индексы 100% СМВ и J1B и термохалинный индекс наименее трансформированной (на экваторе) ААПВ.
7) В ходе проведенного автором исследования распределений термохалинных свойств в ядрах промежуточных водных масс Северной Атлантики и вдоль соответствующих ядрам поверхностей нейтральной плавучести автором показано, что:
— географическим границам промежуточных водных масс далеко не всегда соответствуют максимальные латеральные градиенты термохалинных характеристик (из трех рассмотренных водных масс это соответствие свойственно только северной границе ААПВ);
— предположение об изопикническом характере трансформации ядер СМВ, ААПВ и ЛВ неверно, как в смысле постоянства потенциальных плотностей (ст0 и аг), так и более точном смысле — по мере распространения указанных водных масс, их ядра, изначально лежащие на соответствующих им поверхностях нейтральной плавучести отклоняются по вертикали от этих поверхностей на сотни метров. Тот же вывод, на примере СМВ, можно сделать и в отношении несоответствия топографии положения ее ядра рельефам НПМ и поверхности равной потенциальной плотности, приведенной к давлению в ядре СМВ на вертикали вблизи Гибралтарского пролива, — отличия между ними достигают 500 м, что сопоставимо с толщиной всей промежуточной структурной зоны Северной Атлантики.
Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата географических наук, Сарафанов, Артем Андреевич, Москва
1. Агафонова Е.Г., Галеркин Л.И., Монин А. С. Статистика температуры и солености поверхности Мирового океана // Докл. АН СССР. 1975. — Т. 221. -№1. — С. 205-208.
2. Алейник Д.Л. Структура и эволюция средиземноморской линзы и Азорской фронтальной зоны осенью 1993 г. // Океанология. 1998. — Т. 38. — № 3. — С 349-360.
3. Алейник Д.Л., Плахин Е.А., Филюшкин Б.Н. К механизму формирования внутритермоклинных линз в районе каньонов континентального склона Ка-дисского залива // Океанология. 1998. — Т. 38. — № 5. — С. 645-653.
4. Архипкин B.C., Добролюбов С.А. Основы термодинамики морской воды. — М.: Изд-во Московского университета, 1998. 156 с.
5. Архипкин B.C., Сарафанов А.А. Расчет нейтральных поверхностей в Мировом океане // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 5. География. 2004. № 1. — С. 41— 46.
6. Бубнов В.А. О границах распространения промежуточных водных масс в северной части Атлантического океана // Океанология. 1968. — Т. 8. -Вып. З.-С. 403^08.
7. Бубнов В.А. Структура и динамика средиземноморских вод в Атлантическом океане. В кн.: Океанологические исследования. № 22. М.: Наука, 1971.-С. 220-278.
8. Булгаков Н.П. Конвекция в океане. М.: Наука, 1975. — 272 с.
9. Бурков В.А. Циркуляция вод. В кн.: Тихий океан. Т. 2. Гидрология Тихого океана. Под. ред. А.Д. Добровольского. М.: Наука, 1968. — С. 206-289.
10. Бурков В.А. Общая циркуляция вод Тихого океана. М.: Наука, 1972. — 196 с.11 .Бурков В.А. Общая циркуляция Мирового океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1980.-253 с.
11. Галеркин ЛИ. Статистика термогалинных полей и водные массы северной части Тихого океана // Труды ВНИИГМИ-МЦД. 1981. — Вып. 90.
12. Галеркин Л.И., Белкин И.М. Об оценке изопикничности горизонтальных поверхностей в океане // Докл. АН СССР. 1977. — Т. 237. — № 1. — С. 207210.
13. Галеркин Л.И., Кукса В.И., Дядюнов В.Н. Статистика температуры и солености промежуточных вод Мирового океана // Океанология. — 1983. Т. 23. -Вып. 1.-С. 57-67.
14. Демидов А.Н. О выделении промежуточных и глубинных водных масс в Южной Атлантике // Океанология. 2003. — Т. 43. — №2. — С. 165-175.
15. Дитрих Г., Калле К. Общее мореведение. Пер. с нем. под ред. А.О. Шпайхера. — JL: Гидрометеоиздат, 1961. 462 с.
16. Дмитриев А.А. Динамическая метеорология. М.: Изд-во Московского университета, — 1968. — 185 с.
17. Добровольский АД. Водные массы северной части Тихого океана: Автореф. дис. докт. геогр. наук. М. 1947. 45 с.
18. Добровольский А Д. Об определении водных масс // Океанология. — 1961. -T.l.-Вып. 1.-С. 12-24.
19. Добролюбов С.А., Фалина А.С. Межгодовая изменчивость циркуляции промежуточных вод Северной Атлантики по данным многомерного анализа водных масс // Океанология. 2002. — Т. 42. — №5. — С. 650—658.
20. Добролюбов С.А., Лаппо С.С., Морозов Е.Г., Писарев С.В., Соков А.В. Изменчивость водных масс в Северной Атлантике по данным гидрологических разрезов вдоль 60° с.ш. // ДАН. 2003. — Т. 390. — №2. — С. 255-259.
21. Зубов Н.Н. Льды Арктики. М.: Главсевморпуть, 1945. — 360 с.
22. Зубов Н.Н. Уплотнение при смешении морских вод разной температуры и солености. — Л.: Гидрометеоиздат, 1957. 40 с.
23. Иванов-Францкевич Г.Н. О некоторых особенностях гидрологической структуры и водных массах Индийского океана. В кн.: Океанологические исследования. № 4. М.: Наука, 1961. — С. 7-17.
24. Кошляков М.Н. Некоторые вопросы общей Циркуляции вод океанов // Изв. АН СССР. Серия географ. 1958. — №4. — С. 11-23.
25. Кошляков М.Н., Тараканов Р.Ю. Водные массы Тихоокеанской Антарктики //Океанология. 1999.-Т. 39.-№ 1.-С. 5-15.
26. Кукса В.И. Основные закономерности образования и распространения промежуточных вод северной части Тихого океана // Океанология. 1963. -Вып. 1.-С. 30-43.
27. Кукса В.И. Промежуточные воды Мирового океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1983.-272 с.
28. JIanno С. С. К вопросу о причинах адвекции тепла на север через экватор в Атлантическом океане // Исследование процессов взаимодействия океана и атмосферы. -М. 1984.
29. Малинин В.Н. Общая океанология. Ч. I. Физические процессы. СПб.: Изд. РГГМУ, 1998.-342 с.
30. Мамаев О.И. Т, S-анализ движущихся водных масс океана, ограниченных по вертикали // Океанология. 1962. — Т. 2. — Вып. 2. — С. 193-204.
31. Мамаев О.И. Океанографический анализ в системе v-S-T-p. М.: Изд. Московского университета, 1963. — 228 с.
32. Мамаев О.И. О развитии теории Т, S-кривых для полу ограниченного по глубине океана // Труды МГИ АН СССР. 1966. — Т. 37. — С. 141-153.
33. Мамаев О.И. Т, S-анализ вод Мирового океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1970.-364 с.
34. Мамаев О.И. Термохалинный анализ вод Мирового океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1987. — 296 с.
35. Мамаев О.И. Физическая океанография. Избранные труды. М.: Изд. ВНИРО, 2000. — 364 с.
36. Мещанов С.Л., Шапиро Г.И. Пути распространения и мезомасштабная структура средиземноморских вод в северо-восточной Атлантике // Океанология. 1997. — Т.З7. -№ 1.-С. 5-19.
37. Муромцев A.M. Опыт районирования Мирового океана // Труды ГОИН. -1951.-Вып. 10.-С. 5-17.
38. Муромцев A.M. Основные черты гидрологии Атлантического океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1963. — 838 с.
39. Сарафанов А.А. Определение географических границ водных масс методом «поверхностей нейтральной плавучести» // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 5. География. 2004. — № 6. — С. 17-23.
40. Соков А.В. Роль океана в колебаниях климата // Море. 1998. — №2. — С. 115-128
41. Степанов В.Н. Структурные зоны Мирового океана. // Океанология. -1967. Т. 7. — Вып. 3. — С. 380-390.
42. Степанов В.Н. Мировой океан. М.: Знание, 1974. — 225 с.
43. Степанов В.Н. и др. Формирование и изменчивость гидрофизических полей северной части Тихого океана. М.: Гидрометеоиздат, 1981. — 167 с.
44. Степанов В.Н. Океаносфера. М.: Мысль, 1983. — 232 с.
45. Тимофеев В. Т. Водные массы Акртического бассейна. JL: Гидрометеоиздат, 1960. — 191 с.
46. Тимофеев В. Т., Панов В.В. Косвенные методы выделения и анализа водных масс. JL: Гидрометеоиздат, 1962. — 351 с.
47. Философский словарь. — М.: Изд. Политической Литературы, 1972. — 496 с.
48. Филюшкин Б.Н., Алейник Д.Л., Терещенков В.П. Пространственно-временная изменчивость термохалинных характеристик средиземноморских вод на разрезе по 36° с.ш. в Атлантическом океане // Океанология. -2003. Т. 43. — № 3. — С. 339-346.
49. Фомин Л.М. Теоретические основы динамического метода и его применение в океанологии. М.: Изд. АН СССР, 1961. — 192 с.
50. Штокман В.Б. Основы теории Т, S-кривых как метода изучения перемешивания и трансформации водных масс // Проблемы Арктики. 1943. -№1. — С. 32-71.
51. Щербинин А.Д. Структура и циркуляция вод Индийского океана. JL: Гидрометеоиздат, 1976. — 92 с.
52. Яворский Б.М., Селезнев Ю.А. Справочное руководство по физике для поступающих в вузы и для самообразования. 4-е изд. испр. — М.: Наука, 1989.-576 с.
53. Andrie С., Ternor J.F., Messias M.J. et al. Chlorofluormethan distribution in the deep equatorial Atlantic during January-March 1993 // Deep-Sea Res. I. 1998. -Vol. 45.-P. 903-930.
54. Arhan M., Colin de Verdiere A., Memery L. The eastern boundary of the subtropical North Atlantic I I Journal of Physical Oceanography. 1994. — Vol. 24. -P. 1295-1316.
55. Arhan M., Mercier H., Bourles В., Gouriou Y. Hydrographic section across the Atlantic at 7.30 N and 4.30 S // Deep-Sea Res. I. 1998. Vol. 45. P. 829-872.
56. Armi L., Zenk W. Large lenses of highly saline Mediterranean water // J. Phys. Oceanogr.- 1984.-Vol. 14.-№ 10.-P. 1560-1576.
57. Broecker W.S. Takahashi Т., Li Y.-H. Hydrography of the central Atlantic I. The two-degree discontinuity // Deep-Sea Research. — 1976. — Vol. 23. — P. 1083-1104.
58. Coachmen L.S., Barnes C.A. The movement of atlantic water in the Arctic Ocean // Arctic. 1963. — Vol. 16. — № 1. — P. 9-16.
59. Connors D.M. On the enthalpy of sea water // Limnol. And Oceanogr. 1970. -Vol. 15.-P. 587-594.
60. Defant A. Stabile Lagerung ozeanischer Wasserkorpern und dazu gehorige Stromsysteme. Berlin Univ., Inst. f. Meereskunde, N. F., 1929. — Ser. A. H. 19.
61. Defant A. Die troposphare des Atlantishen Ozeans. Schichtung und zirculation des Atlantischen ozeans. // Wiss. Ergebn. Dtsch. Atlant. Exped. «Meteor». -1936. Bd 6. — Т. I. — S. 289^ 11.
62. Defant A. Physical Oceanography. Vol. I. New York: Pergamon Press, 1961. -745 p.
63. Dickson Robert R., Brown J. The production of North Atlantic Deep Sea Water: Sources, rates, and pathways // Journal of Geophys. Res. 1994. — Vol. 35. — № Сб.-P. 12319-12341.
64. Fine R.A., Molinari R.L. A continuous deep western boundary current between Abaco (26.5°N) and Barbados (13°N) // Deep-Sea Res. 1988. — Vol. 35. — № 9. -P. 1441-1450.
65. FofonoffN.P. Physical properties of sea water // The Sea. Ed. M. N. Nill. In-terscience, N.Y. — 1962. — P. 3-30.
66. Garcia H., Cruzado A., Gordon L., Escanez J. Decadal-scale chemical variability in the subtropical North Atlantic deduced from nutrient and oxygen data // Journal of Geophys. Res. 1998. — Vol. 103. — № C2. — P. 2817-2830.
67. Hanawa K., Talley D.L. Mode Waters. In b.: Ocean circulation and Climate. -Academic Press, 2001. P. 373-386.
68. Helland-Hansen B. The Ocean Waters. International Revue der gesamten Hy-drobiologie und Hydrographie. Leipzig, 1912. — Bd. 3, 2. — 84 s.
69. Helland-Hansen В., Nansen F. The eastern North Atlantic // Geophys. Publ. -1926.-Vol. 4.-№2.-76 p.
70. Hinrichsen H.-H., Tomczak M. Optimum multiparameter analysis of the water mass structure in the Western North Atlantic Ocean // Journal of Geophys. Res. 1993. — Vol. 98. — № C6. — P. 10155-10169.
71. Ivers W.D. The deep circulation in the North Atlantic, with especial reference to the Labrador Sea. Ph.D. thesis, Scripps Institute of Oceanogr. University of California. San Diego, 1975.- 179 p.
72. Jackett D.R., McDougall T.J. Neutral Density. // WOCE International Newsletter. 1995. -№ 19. — P. 30-33.
73. Jackett D.R., McDougall T.J. A neutral density variable for the world oceans // J. ofPhys. Oceanogr. 1997. -№ 27. P. 237-263.
74. Jacobs S.S., Amos A.F., Bruchhausen Ross Sea oceanography and Antarctic Bottom Water formation // Deep-Sea Res. 1970. — Vol. 17. — P. 935-962.
75. Koltermann K.P., Sokov A. V., Tereschenkov V.P., Dobrolubov S.A., Lorbacher K., Sy A. Decadal changes in the thermohaline circulation of the North Atlantic // Deep-Sea Res. 1999. — Vol. 46. — P. 109-138.
76. Krause G. Struktur und Verteilung des Wassers aus dem Roten Meer im Nordwesten des Indischen Ozeans // «Meteor» Forschungsergebnisse. — 1968. -Reihe A.-H4.-S. 77-100.
77. Larque L., Maamaatuaiahutapu K., Garcon V.C. On the intermediate and deep water flow in the South Atlantic Ocean // J. Geophys. Res. 1997. Vol. 102. -№ C6. — P. 12425-12440.
78. Levitus S. Climatologic Atlas of the World Ocean. National Oceanic and Atmospheric Administration, U.S. Department of Commerce. Wash., D.C. — 2001.
79. Lynn R.J., Reid J.L. Characteristics and circulation of deep and abyssal waters // Deep-Sea Res. 1968. -№. 15. — P. 577-598.
80. Martineau D.P. The influence of the current systems and lateral mixing upon Antarctic intermediate water in the South Atlantic. Ref. № 53-72. Woods Hole Ocean. Inst., 1953. — 12 p.
81. Masuzawa J. Subtropical mode water // Deep-Sea Res. 1969. — Vol.16. — № 5. — P. 463^72.
82. Masuzawa J. Water characteristic of the North Pacific central region. In: Kuro-sio Its Physical Aspects. H. Stommel, K. Yoshida (eds). — Tokyo: University of Tokyo Press, 1972. — P. 95-127.
83. McCartney M.S. Subantarctic mode water. In: A Voyage of Discovery. Ed. M. Angel. Oxford: Pergamon Press, 1977. — P. 103-119.
84. McCartney M.S. The subtropical circulation of Mode Waters // J. Mar. Res. -1982. Vol. 40 (suppl.). P. 427—464.
85. McCartney M.S., Talley L.D. The subpolar mode water of the North Atlantic Ocean // J. Phys. Oceanogr. 1982. — Vol. 12. — P. 1169-1188.
86. McDougall T.J. Neutral Surfaces // J. of Phys. Oceanogr. 1987a. — № 17. — P. 1950-1964.
87. Molinary R.L., Johns E., Festa J.F. The annual cycle of meridional heat flux in the Atlantic ocean at 26 N // J. Phys. Oceanogr. 1990. — Vol. 20. — № 3. — P. 476-482.
88. Montgomery R.B. Circulation in the upper layers of southern North Atlantic deduced with use of isentropic analysis // Pap. Phys. Oceanogr. and Meteorol. — 1938. Vol. 6. — № 2. — P. 1-55.
89. Parr A.E Isopycnic analysis of current flow by means of identifying properties // J. Mar. Res. 1938.-Vol. l.-№2.-P. 133-154.
90. Pickart R.S. Water mass components of the North Atlantic deep western boundary current // Deep-Sea Res. 1992. — Vol. 39. — P. 1553-1572.
91. Reid J.L. Intermediate waters of the Pacific Ocean. The John Hopkins Oceanogr. Studies, № 2. Baltimore: John Hopkins Press, 1965. — 85 p.
92. Reid J.L. On the contribution of the Mediterranean Sea outflow to the Norwegian-Greenland Sea // Deep-Sea Res. 1979. — Vol. 26. — № 11a. — P. 11991225.
93. Reid J.L. On the total geostrophic circulation of the North Atlantic Ocean: Flow patterns, tracers and transports // Progress in Oceanogr. 1994. — Vol. 33. — P. 1-92.
94. Rossby C. G. Dynamics of steady oceans current in the light of experimental fluid mechanics // Pap. Phys. Oceanogr. and Meteorol. 1936. — Vol. 5. — № 1.-43 P
95. Stephens J.C., Marshall D.P. Dynamical pathways of Antarctic Bottom Water in the Atlantic // Jour, of Phys. Ocean. 2000. — Vol. 30. — № 3. — P. 622-640.
96. Sverdrup H. U., Johnson M. W., Fleming R.H. The Oceans, their physics, chemistry and general biology. New York: Prentice-Hall, 1942. — 1060 p.
97. Swallow J. С. A deep eddy of Cape St. Vincent // Deep-Sea Res. 1969. — Vol. 16.-P. 285-295.
98. Swift J.H., Aagard K., Malmberg S.V. The contribution of the Denmark strait overflow to the deep North Atlantic // Deep-Sea Res. 1980. — Vol. 27a. — № l.-P. 29-42.
99. Taft B.C. Distribution of salinity and dissolved oxygen on surfaces of uniform potential specific volume in the South Atlantic, South Pacific and Indian Oceans // J. Mar. Res. 1963. — Vol. 21. — № 2. — P. 129-146.
100. Talley L.D. Distribution and formation of North Pacific Intermediate water I I Jour. ofPhys. Ocean. 1993. — Vol. 23. -№ 3. — P. 517-537.
101. Tomczak M., Godfrey S.J. Regional Oceanography: an Introduction. New York: Pergamon Press, 1994. — 422 p.
102. Tsuchiya M., Talley L.D., McCartney M.S. An eastern Atlantic section from Iceland southward across the equator // Deep-Sea Research. 1992. — Vol. 39. -P. 1885-1917.
103. Worthington L. К The 18° water in the Sargasso Sea // Deep-Sea Res. 1959. — Vol. 5. — № 4. — P. 297-305.
104. Worthington L. V. On the North Atlantic circulation. The John Hopkins Oceanogr. Studies, № 6. Baltimore: John Hopkins Press, 1976. — 110 p.
105. Wright W.R., Worthington L. V. The water masses of the North Atlantic ocean: a volumetric census of temperature and salinity. In: Serial Atlas of the Marine Environment. Ed. W. Webster, 1970. Folio 19.
106. Wtist G. Schichtung und Zirkulation des Atlantischen Ozeans. Die Strato-sphare // Deutsche Atl. Exped. «Meteor» 1925-27. Wiss. Ergebn. 1935. — Bd 6.-T. I.-Lief2. — 106 s.
источник