Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Структура вод океанов 10
1.1. Развитие представлений о структуре вод Мирового океана 10
1.2. Структурные зоны и основные водные массы Мирового океана 12
1.2.1. Поверхностная зона 13
1.2.2. Промежуточные воды 15
1.2.3. Глубинная зона. Роль североатлантических глубинных вод в глобальной межокеанской циркуляции 24
1.2.4. Придонная зона. Антарктическая донная водная масса 30
1.3. Промежуточные водные массы Северной Атлантики 32
Таблицы и рисунки к главе 1 41
ГЛАВА 2. Методы определения вертикальных границ и пределов распространения водных масс 53
2.1. Определение вертикальных границ водных масс 54
2.1.1. Выделение водных масс на основе Т, S-анализа 54
2.1.2. Метод максимальных градиентов 59
2.2. Определение горизонтальных (географических) пределов распространения водных масс и распределения свойств в их ядрах 63
2.2.1. Метод «ядра» 63
2.2.2. Метод изопикнического анализа 65
2.2.3. Нейтральные поверхности по Т. Мак-Дугаллу - уточнение метода изопикнического анализа 73
Рисунки к главе 2 83
ГЛАВА 3. Поверхности нейтральной плавучести 91
3.1. Условие нейтральной плавучести изэнтропически перемещающейся частицы как одна из интерпретаций предположения об изопикническом распространении вод 93
3.2. Поверхности нейтральной плавучести для изэнтропически перемещающихся в океане частиц 97
3.3. Сравнение принципов, лежащих в основе построения поверхностей исследуемых типов 100
3.4. Преимущества использования поверхностей нейтральной плавучести 106
3.5. Сравнение результатов расчета поверхностей равной потенциальной плотности, нейтральных поверхностей по Мак-Дугаллу и поверхностей нейтральной плавучести в Северной Атлантике 108
3.5.1 Сравнение поверхностей исследуемых типов по данным трансатлантических разрезов 108
3.5.2. Сравнение результатов построения поверхностей исследуемых типов в Северной Атлантике по средним многолетним данным 111
3.6. Метод «поверхностей нейтральной плавучести» 125
Таблицы и рисунки к главе 3 128
ГЛАВА 4. Исследование климатических пределов распространения и свойств промежуточных водных масс северной атлантики 144
4.1. Исходные данные и методика исследования 145
4.2. Определение средних многолетних географических границ и свойств в ядрах промежуточных водных масс Северной Атлантики совместным применением методов «ядра» и «поверхностей нейтральной плавучести» 149
4.2.1. Средиземноморская промежуточная водная масса повышенной солености 149
4.2.2. Антарктическая промежуточная водная масса пониженной солености 160
4.2.3. Лабрадорская водная масса 164
Таблица и рисунки к главе 4 171
Заключение 182
Список литературы 186
- Структурные зоны и основные водные массы Мирового океана
- Промежуточные водные массы Северной Атлантики
- Определение горизонтальных (географических) пределов распространения водных масс и распределения свойств в их ядрах
- Поверхности нейтральной плавучести для изэнтропически перемещающихся в океане частиц
Введение к работе
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 еле 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 температу 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 ПРГШ и, следовательно, результат изопикнического 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 ПРГШ.
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 ПРГШ, 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). ПНП 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 со-леностью 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 задан ной 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 ПРПП 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.
Структурные зоны и основные водные массы Мирового океана
Прежде всего, необходимо отметить, что изучение структуры вод Мирового океана, непосредственно связано с установлением границ вод с различными свойствами, далеко не всегда четко выраженных и представленных не поверхностями раздела, а переходными (пограничными) слоями. Вследствие этого, определение границ водных масс и границ между структурными зонами в целом не всегда однозначно и иногда условно, однако оно необходимо для сие темного исследования взаимодействия между отдельными структурными элементами океаносферы, с которым непосредственно связано перераспределение веществ и энергии в толще вод. Особое внимание методам определения границ водных масс автор работы уделяет во второй главе; в этом пункте остановимся на свойствах основных водных массах и на общих особенностях вод структурных зон Мирового океана, выделенных Степановым на основании анализа пространственного (прежде всего вертикального) распределения температуры, солености, плотности, устойчивости, и их вертикальных градиентов [44, 47]. При описании водных масс автор настоящей работы традиционно относит каждую из них к той или иной структурной зоне, понимая при этом некоторую условность и, порой, неоднозначность такого разделения.
Безусловно, в рамках данной работы невозможно детально рассмотреть все водные массы Мирового океана и отразить все точки зрения на механизмы формирования и проблему выделения водных масс. Автор не ставит перед собой такой задачи и в дальнейшем обращает внимание на основные свойства (прежде всего термохалинные), закономерности формирования и распространения вод, на актуальность проблемы определения границ водных масс, в том числе с целью мотивировать конкретный выбор региона и объектов своего исследования для иллюстрации использования предлагаемого автором метода поверхностей нейтральной плавучести.
Свойства вод поверхностной зоны формируются в процессе непосредственного обмена энергии и веществ между океаном и атмосферой. В такой обмен вовлекается относительно небольшой слой воды, в среднем толщиной около 200 м. В соответствии с особенностями развития планетарных процессов у поверхности Земли динамика и физико-химические характеристики вод подвержены широтной изменчивости. Сезонные колебания динамики и свойств вод в основном ограничиваются поверхностной зоной. Вследствие того, что поверхностные воды подвергаются внешнему воздействию (солнечной радиации, вет ру и другим физико-географическим факторам), их стратификация довольно сложна. Она определяется главным образом взаимодействием процессов ветрового и конвективного перемешивания, а также циркуляцией вод. Ветровое перемешивание приводит к созданию относительно гомогенного (квазиоднородного) поверхностного слоя, нижняя граница которого определяется в основном глубиной волнового перемешивания. Эта однородность постоянно нарушается нагреванием или охлаждением, опреснением или осолонением поверхностных вод, что приводит к изменению их плотности.
В местах интенсивного развития конвекции, охлажденные или осолоненные воды, проникая в подповерхностный слой, распространяются затем в горизонтальном направлении, вовлекаясь в сложную систему циркуляции вод поверхностной зоны. За счет этого в высоких широтах в теплое время года под прогретым поверхностным слоем сохраняется холодная прослойка, а в низких широтах - подповерхностные осолоненные воды. В связи с этим многие авторы, например, В.И. Кукса [30], выделяют подповерхностные воды в качестве отдельной структурной зоны. Поверхностный и подповерхностный слои обычно разделяются переходным слоем. Нижняя граница поверхностной структурной зоны большей частью отмечается на глубине 200-300 м. В местах расположения циклонических макроциркуляционных систем и дивергенций она приподнята до 150-200 м, а в областях антициклонических круговоротов и конвергенции опускается до 300-400 м. Эта граница довольно четко прослеживается по переходу от поверхностных относительно гомогенных вод к повышенным градиентам плотности переходного слоя.
В соответствии с широтными изменениями ветрового перемешивания толщина поверхностного квазиоднородного слоя от 10-30 м в экваториальной зоне увеличивается до максимальных значений в умеренных широтах северного (30— 50 м) и южного (50-100 м) полушарий. В полярных районах она снова уменьшается до 10-20 м. Нижняя граница переходного слоя в среднем по Мировому океану находится на глубинах от 30-40 м в полярных районах до 80-100 м, местами до 150 м в тропических областях. Толщина его от 20-30 м в экватори
Промежуточные водные массы Северной Атлантики
Особое внимание промежуточным водным массам Северной части Атлантического океана уделяется автором вследствие выбора именно промежуточных вод в качестве объекта исследования (применения метода поверхностей нейтральной плавучести с целью определения средних многолетних пределов распространения и термохалинных свойств в ядрах водных масс).
Одна из характерных особенностей промежуточных водных масс состоит в том, что их ядра залегают на криволинейных поверхностях с перепадом глубин, превышающим иногда 1000 м, что сопоставимо с толщиной всей промежуточной структурной зоны [30]. Именно поэтому, при анализе пространственного распределения характеристик в ядрах промежуточных водных масс и, следовательно, при определении их горизонтальных границ, большое значение имеет выбор поверхностей вдоль которых рассматривается распределение свойств; иными словами, - особую, существенную роль играет обоснованный выбор метода (или нескольких методов). Исследование пределов распространения глубинных вод, например комплекса САГВ, преимущественно заключается в установлении вертикальных (и, в меньшей степени, горизонтальных) границ и в выделении слоев с различными свойствами и разного происхождения [15], по скольку это распространение характеризуется планетарным масштабом. Кроме этого, оно более или менее горизонтально (по сравнению с площадью распространения) и практически изопикнично [15], что связано с небольшими вертикальными градиентами солености и температуры в глубинной зоне по сравнению с промежуточной [32] и упрощает пространственный анализ. Придонные воды распространяются в непосредственной зависимости от рельефа дна, и для изучения пределов их распространения и свойств достаточно использовать данные придонных горизонтов океанографических станций.
При выборе конкретного района Мирового океана для исследования структуры и свойств промежуточных водных масс автор, прежде всего, руководствовался тем, что именно промежуточные глубины Северной Атлантики, по сравнению с южной частью этого океана и другими океанами, отличаются наибольшей сложностью структуры и особенностей циркуляцией вод (рис. 1.11). В Индийском океане промежуточные воды представлены двумя схожими по плотности и глубинам положения ядер водными массами, разделенными в районе 5-10 ю.ш. переходной (фронтальной) зоной: ААПВ пониженной и КрАВ повышенной солености. В Тихом океане, где отсутствуют источники вод повышенной солености, свойства промежуточных вод определяются распространением ААПВ (с юга) и СТВ (с севера); лишь к северу от экватора две эти водные массы пониженной солености, отличаясь здесь по плотности, «сосуществуют» на разных глубинах (около 400 м для СТВ и около 700 м для ААПВ).
В структуре промежуточных глубин северной части Атлантического океана можно выделить следующие водные массы: Антарктическая промежуточная, Средиземноморская (СМВ) и Североатлантические промежуточные воды субполярного происхождения (САПВ) [30]. К промежуточным можно отнести и ЛВ, так как эта водная масса отличается минимумом солености и к северу от примерно 40 с.ш. (там, где Лабрадорские воды можно с уверенностью отделить от глубинных по минимуму солености) занимает промежуточные глубины [20]. Руководствуясь в том числе и этим соображением, в последнее время не принято выделять САПВ в качестве отдельной водной массы, тем более, что эти воды, также как и ЛВ, характеризуются минимумом солености, но их распространение сравнительно более локально, чем распространение ЛВ: как по глубине, так и по горизонтали. Однако авторы [6, 30, 104], вслед за Вюстом [113], однозначно связывают локальный минимум солености на глубинах 200-900 м в районе к северу от 45 с.ш. и к западу от 25 з.д. с присутствием здесь субполярного аналога ААПВ (рис. 1.2). При этом Кукса не рассматривает ЛВ в структуре промежуточных вод субполярной Северной Атлантики. Автор предлагаемой работы считает вопрос о климатической значимости и, следовательно, о целесообразности выделения САПВ (в рамках настоящей работы) открытым и намерен рассмотреть эту проблему в ходе исследования.
Главное отличительное свойство промежуточных водных масс Северной Атлантики - пониженная (ААПВ, ЛВ, САПВ) или повышенная (СМВ) соленость, - их ядрам соответствуют промежуточные экстремумы на 0, S-кривых (рис. 4.4).
В.И. Кукса [30] отмечает следующие особенности САПВ:1. Горизонтальные границы САПВ могут быть аппроксимированы положением изохалины 35.0%о. Толщина САПВ (по весьма приблизительным оценкам) составляет около 150-200 м.2. САПВ имеет северную и южную разновидности. В южной разновидности пределы изменения температуры и солености в ядре составляют соответственно 4.5-7.0С и 34.7-35.0%о. Она формируется в западной части полярного фронта путем опускания поверхностных и подповерхностных вод и распространяется с Северо-Атлантическим течением. Северная разновидность, по солености мало отличается от южной, но имеет в ядре более низкую температуру (3.5-4.5С). Эта разновидность формируется вблизи южной оконечности Гренландии и переносится к востоку и северо-востоку вдоль изопикнических поверхностей во внутренней области циклонического круговорота Северной Атлантики.
Сравнительно быстрое исчезновение САПВ, по мнению Куксы, связано прежде всего с аномально высокими значениями солености всей толщи вод Северной Атлантики, особенно на промежуточных глубинах, вследствие распространения СМВ [30].
Томчек и Годфри [104] также указывают на существование в субполярной Северной Атлантике промежуточной водной массы пониженной солености, называя ее AIW (Arctic Intermediate Water). Область распространения AIW, глубину положения ее ядра (около 800 м) и значения солености в ядре иллюстрируют карты промежуточного минимума солености в Северной Атлантике (рис. 1.9). Авторы выделяют две разновидности AIW: западную, формирующуюся в южной части моря Лабрадор (с исходной температурой около 3С и соленостью 34.5 епс), и восточную, которая зарождается в Исландском море (с температурой менее 2С и соленостью 34.6 епс). Распространение AIW, по мнению авторов, ограничено вследствие ее смешения с глубинными водами, которое приводит к быстрому исчезновению промежуточного минимума солености.
Как уже отмечено выше, по современным представлениям, основной минимум солености на промежуточных глубинах субполярной части Северной Атлантики связан с распространением Лабрадорской водной массы [20]. Разные авторы относят эту водную массу то к промежуточным, то к глубинным водам, т.к., с одной стороны, ядро собственно ЛВ хорошо прослеживающееся по минимуму солености к северу от 30—40 с.ш. [20], занимает глубины примерно до 2000 м, а с другой стороны, ЛВ - один из наименее плотных компонентов глубинного комплекса вод Северной Атлантики, распространение которых можно охарактеризовать планетарным масштабом. По мнению разных авторов, в вертикальной структуре САГВ воды лабрадорского происхождения прослеживаются до 25-30 ю.ш. [15] и южнее [56].
Источник ЛВ, - глубокая зимняя конвекция в море Лабрадор, характеризуется значительными межгодовыми изменениями глубины в районе формирования этой водной массы (от 200 до 2300 м), а также непостоянством от года к го ду. Современные исследования показывают: конвекция, приводящая к образованию новых объемов ЛВ, имеет место в течение 6 зим из 10, что создает существенные вариации в параметрах Лабрадорской водной массы [104,78]. Термо-халинные характеристики 100% ЛВ по данным разных авторов приведены в табл. 1.2. Из таблицы следует, что (по разным оценкам) потенциальная температура ЛВ составляет 3.1-3.4С, а соленость - 34.82-34.89 епс.
На рис. 1.7 показаны четыре основных пути распространения ЛВ из очага формирования: на юг в системе ЗГПТ и вдоль западного склона Срединно-Атлантического хребта, на северо-восток вдоль склона Гренландии (в бассейн Ирмингер), и через глубоководный разлом Чарли-Гиббс в восточный бассейн Северной Атлантики.
О том, как далеко проникает ЛВ на северо- и юго-восток, можно судить по результатам исследований [107, 109], согласно которым, в северо-восточном бассейне Северной Атлантики промежуточный минимум солености, связанный с ядром ЛВ, прослеживается вдоль 20 з.д. на уровне примерно 1850 дбар к северу от 40 с.ш. до северо-восточной части Исландского бассейна, на большей части площади которого минимальные по глубине значения солености характеризуются величинами 34.9-34.92 епс. Цучия и др. [105] показали, что южнее 40 с.ш. минимум солености исчезает вследствие перемешивания лабрадорских вод со средиземноморскими. Архан и др. [57] определили аналогичную юго-восточную границу распространения ЛВ вдоль 15 з.д. в районе 45 с.ш.
Доминирующая промежуточная водная масса (пониженной солености) в Атлантике к югу от 20-30 с.ш. - ААПВ, - формируется в районе Южного полярного фронта (см. п. 1.2.2) и изопикнически [30] распространяется в северное полушарие. Вблизи района формирования ААПВ имеет температуру 2.2С и соленость 33.8 епс. По мере распространения ААПВ на север, происходит постепенное повышение температуры и солености: в районе субтропической конвергенции их значения составляют соответственно 3.0С и 34.3 епс [104].
Определение горизонтальных (географических) пределов распространения водных масс и распределения свойств в их ядрах
При выявлении пределов горизонтального распространения вод (прежде всего промежуточных) основным критерием служит исчезновение главного их отличительного признака - экстремума свойств [30]. Поэтому определение географических границ распространения водной массы и распределения свойств в ее ядре может быть произведено непосредственно путем картирования максимумов или минимумов основного отличительного свойства водной массы, например, солености для промежуточных водных масс (метод «ядра» [113]). Однако, в силу тех или иных гидрологических факторов, полученная таким образом граница может быть неточной, что будет показано автором настоящей работы. В связи с этим возникает необходимость анализа пространственного распределения физико-химических характеристик вод вдоль поверхностей, приблизительно соответствующих положениям ядра водной массы (изопикниче-ский анализ, использование нейтральных поверхностей). Пределы распространения вод на таких поверхностях могут быть установлены на основании результатов статистического анализа распределения свойств, например температуры и солености (статистический Т, S-анализ), цель которого - выявление областей максимальных горизонтальных градиентов этих характеристик, положение которых ставится в соответствие пределам распространения водных масс [1, 46]. Несколько условно, в качестве граничного можно выбрать значение свойства, например, солености для промежуточных вод [7], совпадающее со значением, «снятым» со стандартной, эталонной Т, S-кривой, характеризующей вертикальное распределение температуры и солености в той части акватории, где вероятнее всего отсутствуют промежуточные водные массы (метод «аномалий солености» [72]).
Характеристики водных масс первоначально формируются на поверхности океана под действием различных климатических факторов.
Пусть в определенной климатической зоне сформировались свойства конкретной водной массы. Отсюда эта водная масса (в соответствии со своей плотностью и особенностями циркуляции) может распространяться на поверхности океана или в толще вод. В последнем случае отличительные признаки заглу-бившейся водной массы и прежде всего экстремумы вертикального распределения некоторых ее характеристик, показывающие связь с районом формирования, будут медленно меняться в результате перемешивания с прилегающими водами. Вода, в наименьшей степени подверженная воздействию перемешивания, сохранит свои отличительные признаки наилучшим образом и как правило будет характеризоваться экстремумом какого-либо свойства по вертикали. Картирование глубин и значений максимумов или минимумов этого свойства определяет, следовательно, положение ядра водной массы как слоя, в котором ее первоначальные свойства, приобретенные в районе формирования, сохранились наилучшим образом.
Суть этого метода, предложенного Вюстом [113], проста и заключается в определении значений температуры и солености, соответствующих ядру водной массы; результат картирования всех этих точек позволяет судить о пределах распространения водной массы и изменении свойств в ее ядре. Нанесение таких точек на Т, S-диаграмму дает линию трансформации ядра, по которой можно оценить степень изопикничности распространения водной массы, а также определить процентное содержание вод ядра, считая от Т, S-точки, соответствующей «чистому» типу промежуточной (или глубинной) водной массы до Т, S-точки, определяющей практическое исчезновение ядра. Такая процентная номограмма применительно к Т, S-линии трансформации ядра позволяет определять путем сопоставления линии трансформации с Т, S-кривыми отдельных станций картину процентного содержания водных масс по пространству, и следовательно, определять интенсивность перемешивания водных масс. В результате анализа трансформации ядер промежуточных и глубинных водных масс в сопоставлении с картами распределения солености и температуры Вюстом бы ла составленная, упомянутая в п. 1.1, схема меридионального распределения стратосферных водных масс в Атлантическом океане (рис. 1.1) [37].
Распределение свойств в ядре не всегда может дать ответ на вопрос о том, за счет каких процессов (циркуляции или перемешивания) происходит распространение этих свойств, а также указать направление потоков. Практически метод «ядра» в состоянии установить только факт распространения воды с теми или иными свойствами. Кроме того, в зависимости от особенностей вертикального распределения температуры и солености, во многом определяющихся свойствами выше- и нижележащих вод, вертикальные экстремумы свойств могут быть выявлены не на всех станциях в пределах района распрасранения водной массы и, с другой стороны, могут иметь место вторичные, «наведенные» экстремумы свойств, как неоправданно расширяющие область распространения водной массы, так и вообще не связанные с присутствием какой-либо водной массы на вертикали, - например, локальный промежуточный максимум солености в Тихом океане в районе между 10 и 20 с.ш., разделяющий вышележащий (ядро СТВ) и нижележащий (ядро ААГТВ) минимумы солености [30].
В основе данного метода лежит предположение об изопикническом (изэн-тропическом [68]) распространении промежуточных и глубинных вод в океане. Суть его заключается в следующем. Особенности вертикального распределения плотности в умеренных и тропических широтах океана дают основание для предположения о том, что прямое влияние действующих на поверхности океана термохалинных факторов ограничено верхним однородным слоем. Глубже этого слоя, при условии гашения процессов вертикального турбулентного обмена архимедовыми силами, не должно быть фактора (за исключением уплотнения при смешении [25]), способного изменить плотность какого-либо объема воды [30]. При этом речь может идти только о постоянстве той составляющей плотности, которая определяется только термохалинными свойствами объема, по скольку при погружении или поднятии объема его истинная плотность in situ p(T,S,pinsitu) существенно меняется, вследствие изменения давления [4].
Вследствие барической сжимаемости вод океана, использование поверхностей равной истинной плотности (плотности in situ) для анализа распространения водных масс, предложенное Монтгомери [91] и Парром [92] (для изучения подповерхностной циркуляции) по аналогии с метеорологией, оказывается чрезвычайно неточным - вертикальное распределение условной плотности промежуточных и глубинных вод прежде всего определяется ростом давления с глубиной, а не их термохалинными свойствами, о чем свидетельствует почти горизонтальная в большинстве районов океана форма изопикн.
Россби [97] предположил1, что перемещение частиц в стратифицированном потоке должно происходить вдоль поверхностей равной потенциальной плотности р(0, S, рг), т.е. плотности, приведенной к некоторому постоянному давлению pr=const. Обычно используются поверхности равной потенциальной плотности (далее в этой главе, традиционно, - изопикнические поверхности) с от-счетным давлением 0 дб (а0), 2000 дб (а2) и 4000 дб (а4), хотя выбор отсчетно-го уровня может быть любым другим. Тем самым представляется возможность проследить за перемещением вод вдоль определенных изопикнических поверхностей и наметить пределы их распространения, исходя из особенностей распределения того или иного характеристического свойства вдоль таких поверхностей. В качестве последнего рекомендуется выбирать наиболее консервативный и репрезентативный параметр (трассер) для прослеживания конкретной водной массы. Кроме того, от этого параметра не должна зависеть плотность морской воды. На практике, при изучении промежуточных водных масс, чаще всего, в качестве наиболее характерного свойства, используется соленость, которая, безусловно, влияет на плотность, однако совместное распределение солености и потенциальной температуры вдоль изопикнических поверхностей, происходящее путем адвекции и перемешивания, по определению, удовлетворяет условию постоянства потенциальной плотности. Отсюда - возможность
Поверхности нейтральной плавучести для изэнтропически перемещающихся в океане частиц
Итак, перемещение сжимаемых частиц в океане принимается нами адиабатическим и изохалинным; изменение плотности частиц при этом происходит только вследствие изменения внешнего давления. Ту поверхность в океане (рассматриваемом здесь как трехмерное поле плотности), в каждой точке которой выполняется равенство (3.7), назовем поверхностью «нейтральной плавучести» (далее ПНП) для частицы с конкретными фиксированными термохалин-ными свойствами (9 =const, S =const).
Поскольку в каждой точке ПНП выполняется условие (3.7) равенства плотностей частицы и среды, то между любыми двумя точками ПНП должно выполняться условие равенства приращений плотности частицы и плотности окружающей среды: dp =dp. Пусть одна из точек поверхности имеет характеристики (Т, S, р), тогда характеристики любой другой точки можно представить в виде: (T+dT, S+dS, p+dp), где dT, dS и dp - приращения соответственно темпера туры, солености и давления между двумя точками. Приращение плотности частицы (с характеристиками 9 =const, S =const) при ее перемещении из одной точки поверхности в другую зависит только от значений 0 , S и величины dp и определяется выражением (3.6). Приращение плотности внешней среды между двумя точками ПНП можно представить в виде полного дифференциала плотности в переменных Т, S, р:
Следовательно, условие равенства приращений плотностей частицы и среды вдоль ПНП, в соответствии с (3.6) и (3.8), выглядит следующим образом:или, поскольку приращение давления dp одинаково для среды и для частицы:где а, р и к - коэффициенты соответственно термического расширения, солено-стного сжатия и изотермической (и изохалинной) сжимаемости вод внешней среды; ка - коэффициент адиабатической сжимаемости частицы.
Дифференциальные формы записи (3.9) и (3.10) условия (3.7) устанавливают связь между приращениями температуры (dT), солености (dS) и давления (dp) между любыми двумя точками поверхности. При использовании выражений (3.9) и (3.10) следует помнить, что коэффициенты а, р и к - также функции температуры, солености и давления. Следовательно, их значения, в общем случае, будут отличаться в двух разных точках в океане. Поэтому при автоматизированном расчете ПНП по данным о распределении температуры и солености вдоль океанологического разреза или на полигоне следует непосредственно использовать условие (3.7), что намного удобнее и точнее.
Таким образом, поверхность нейтральной плавучести для частицы с заданными термохалинными характеристиками можно определить как геометрическое место точек в океане, температура, соленость и давление в каждой из которых таковы, что плотность in situ в каждой из них совпадает с плотностью частицы, определенной (в соответствии с уравнением состояния) по ее термохалинным характеристикам и давлению в этих точках океана.
Алгоритм расчета (построения) ПНП в соответствии с условием (3.7) представлен в работе [5] и выглядит следующим образом1:- выбирается горизонте некоторой вертикали2, - исходная точка поверхности со значениями потенциальной температуры 9 и солености S , оторые присваиваются сжимаемой частице;- для всех горизонтов всех вертикалей полигона по уравнению состояния морской воды (УС-80) [4] рассчитывается плотность in situ Pin situ(Tin situ, S, pin situ) и плотность частицы р (Т (Є , S\ pin situ), S\ pin situ)- Следует отметить, что расчет плотности частицы на каждом горизонте производится по ее истинной (а не потенциальной) температуре in situ Т (определяемой по потенциальной температуре 0 , солености S частицы и давлению in situ на этом горизонте), что позволяет учесть адиабатическое изменение температуры частицы вследствие изменения внешнего давления (3.6) и далее сравнивать истинные плотности частицы и среды;- для каждой вертикали определяется горизонт, на котором плотность in situ и плотность «перемещенной» на него частицы совпадают: pin Situ=p (Т ,S ,pin situ). В общем случае указанное равенство плотностей будет иметь место между двумя соседними горизонтами, характеризующимися разными знаками разницы плотностей (pin Situ—Р ). Искомая глубина равенства плотностей на вертикали может быть определена линейной интерполяцией между этими двумя горизонтами. Полученная глубина, в соответствии с условием нейтраль 100 ной плавучести (3.7), представляет собой глубину положения ПНП на данной вертикали; - совокупность всех полученных таким образом глубин на всех вертикалях полигона определяет ПНП.
Таким образом, ПНП однозначно определяется парой значений (0 , S ) - потенциальной температурой и соленостью в той точке, из которой мы восстанавливаем поверхность. Топография ПНП зависит от термохалинной структуры акватории и не зависит от порядка обработки вертикалей при расчете.
Отметим, что автоматизированный расчет ПНП требует примерно в 2 раза больше вычислительных затрат, чем построение поверхности равной потенциальной плотности и в несколько раз больше, чем расчет нейтральной поверхности по Мак-Дугаллу, что несущественно с учетом высокой производительности современных ЭВМ.
В этом пункте рассмотрим различия между принципами, лежащими в основе алгоритмов построения поверхностей равной (постоянной) плотности in situ (изопикнических поверхностей), поверхностей равной потенциальной плотности (далее ПРПП) и нейтральных поверхностей по Мак-Дугаллу (далее НПМ), используемых океанологами1 для анализа распространения вод, от приведенной в предыдущем пункте постановки задачи о нейтральной плавучести изэнтропи-чески перемещающейся частицы. В связи с этим представим уравнения рассматриваемых типов поверхностей как частные случаи уравнения (3.9) для ПНП, определяющего изэнтропическое перемещение однородного объема в соответствии с условием нейтральной плавучести как одну из возможных интерпретаций изопикнического метода.1. Изопикнические поверхности.
Использование изопикнических поверхностей представляет собой буквальную и исторически самую раннюю интерпретацию предположения об изопик-ническом распространении вод в океане (п. 2.2.2). Плотность морской воды рассматривается как функция температуры, солености и давления in situ: P=Pin situ(Tin situ» S, pin situ). Поверхность равной плотности in situ в океане определяется условием ріП Situ=const. Следовательно, вдоль (между любыми двумя точками) изопикны выполняется условие dpinsitu=0:
Уравнение (3.11) представляет собой частный случай уравнения (3.9), в котором левая часть (адиабатическое приращение плотности частицы) принята равной нулю, т.е. (1)=0 в уравнении (3.9). Частица перемещалась бы вдоль изо-пикнической поверхности в соответствии с условием нейтральной плавучести только в том случае, если бы ее плотность in situ была постоянна и не зависела от внешнего давления. Иными словами, использование изопикнических поверхностей подразумевает
