Содержание к диссертации
Введение
Аналитический обзор
1.1. Энерговлагообмен океана с окружающими геосферами
1.2. Основы исследовании водных масс в XX веке
Материал и методы
2.1. Исходная информация
- Энерговлагообмен океана с окружающими геосферами
- Основы исследовании водных масс в XX веке
- Исходная информация
Энерговлагообмен океана с окружающими геосферами
Из истории науки об океане до XX века и современные представления общей циркуляции в системе океан-атмосфера. Ещё до введения в науку понятий энергии и динамики атмосферных воздушных и океаносферных водных масс, которые усилиями специалистов по гидро- и термодинамике превратились в главные действующие факторы атмосферного циклогенеза и косвенными показателями глобальной циркуляции океана, исследователям природы адвективных и конвективных составляющих круговорота веществ на Земле была известна связь между активным ветровым режимом прибрежных районов материков и близостью морей. В связи с этим первыми географами-естествоиспытателями было произведено принципиальное разделение климата на морской и континентальный с детализацией природных зон биосферы. Уже тогда возникли проблемы причин и следствий циркуляции в системе океан-атмосфера. так же как причинно-следственных связей климата, зависящего то ли от изменений потока солнечных лучей, то ли от интенсивности их переработки в океане или атмосфере, то ли от глобальных оледенений.
Понятие климата претерпело значительные изменения, остановившись на исчерпывающем для ведущих специалистов "статистическом ансамбле состояний, которые проходит система океан— суша-атмосфера за периоды времени в несколько десятилетий" [Монин Шишков. 1979. с 10]. Известные гидрометеорологические элементы системы (температура, давление, концентрация термодинамически активных примесей и векторная скорость движения) используются для построения моделей океана и атмосферы. начиная от синоптических сезонных и внутригодовых и заканчивая внутривековьши. межвековыми и геологическими. Естественно, что три составляюшие этой системы ассоциируются с тремя агрегатными состояниями воды, которые в реальных оболочках Земли имеют особенности взаимопроникновения и могут быть использованы для оценок обмена между геосферами энергией и массой. Самыми яркими показателями такого обмена служат перемещения внутри воздушных, водных и ледовых масс, проще говоря, ветры, морские течения и дрейф льдов. Н.М.Адров ТІ-:ОІ І1Я ІЮ/ІІ 1ЫХ МАСС ОКЕАНА Связь между ветрами, течениями и дрейфом судов давно была замечена моряками, а первым учёным, который указал на ветер как главную причину морских течений был Бенджамин Франклин (1770) в своих рассуждениях о причинах, вызывающих Гольфстрим. Затем Александр Гумбольдт (1816), излагая взгляд на природу течений в океане, указал на ветер как на первопричину, не забывая о существовании глобальных плотностных течений, когда более плотная холодная вода от полюсов идёт к экватору в глубинных и придонных слоях океана. Пока обсуждение происходило на географическом уровне качественного описания, физические интерпретации отличались друг от друга в зависимости от образных упрощений авторов и могли быть дополнены другими разумными упрощениями, в комплексе составляющими исчерпывающую картину движений в океане и его взаимодействия с окружающей средой, самой подвижной представительницей которых является атмосфера. Впоследствии, под искажающим соотношения горизонтальных и вертикальных масштабов взаимодействия водных и воздушных масс давлением гидродинамических представлений независимого от атмосферы океана, принципы главного механизма движения жидкой и газообразной сред географической оболочки были постепенно утрачены.
Следует учитывать, что в формировании водных масс океана помимо атмосферы незримо участвуют все остальные оболочки, в частности: литосфера, гидросфера, криосфера и биосфера. Довлеющее участие последней в формировании водных масс океана в геологические периоды очевидно по результатам биогеохимических исследований [Вернадский, 2000]. Неожиданные параллели косвенных зависимостей химических и физических показателей изменчивости водных масс будут использоваться нами для выявления закономерностей взаимодействия геосфер и индикации частиц, их составляющих.
Разделение океана на водные массы, которые бы давали информацию, с одной стороны, о климатической устойчивости, а с другой - синоптической изменчивости, через определение горизонтальных и вертикальных границ между низкими, умеренными и высокими широтами, в первом приближении разделяемые известными тропическими и полярными параллелями 23,5 и 66,5, слоями скачка температуры, солёности и плотности воды, горизонтальными градиентами других свойств и разнонаправленными векторами дрейфовой циркуляции, имеет давнюю историю, связанную с эпохой Великих географических открытий XV-XVI веков, построением первых карт морских течений в XVII столетии, навигационными поисками безлёдных северных океанских проходов XVIII века, научно исследовательскими рейсами XIX века (именно в этом столетии были окончательно установлено постоянство солевого состава вод Мирового океана и схем его стационарной циркуляции, а главное, заложены основы термодинамики, как направления, обязанного своему рождению первооткрывателям-наблюдателям тепловых и влагообменных Глава I АНАЛИТИЧЕСКИЙ ОЁЗОР взаимодействий океана и атмосферы) и массированным изучением океана в первой половине XX века, когда, наконец, понятия водных масс обрели свои первые термогалинные критерии [Адров. 2002]. Интуиция первых географов, изучающих океан, представляемых ими в виде комплекса климатических, то есть очень устойчивых во времени и пространстве, правильно угаданных магистралей переноса вод и дрейфующих льдов, а также тепла и холода, подсказывала способы исследования с помощью аналогов, которые разделились по признаку моделей: I) циркуляции и 2} тепловлагообмена океана с окружающими геосферами: атмо-. гидро-, крио- и литосферой. В означенный период времени гидродинамика океана ещё не вступила в свои настоящие права и все модели морских течений держались на качественных представлениях векторов, нанесённых на географические карты (горизонтальные геофизические поля) или океанографические разрезы (вертикальные поля). Поскольку связь между океаном и атмосферой была обнаружена довольно быстро в заполярных сезонных плаваниях китобоев в безлёдных районах на килевых судах, и ледовыми рейдами плоскодонных судов северных поморов, то по существу первыми настоящими океанологами стали потребители надводных наблюдений мореплавателей метеорологи, потому что наилучшими показателями переноса океанских вод были ветры и аномалии меридионального и широтного распределения температуры приводного и приземного слоев воздуха. Обе эти характеристики -направления ветров и температура воздуха - уже в девятнадцатом веке были представлены с достаточной полнотой в наблюдениях береговых метеостанций. А главное, в те времена была установлена связь между неравномерностью атмосферного давления и циркуляцией воздушных масс.
Разумеется, что в океане невозможно было организовать подобную береговой сеть наблюдений, хотя многочисленные свидетельства большей активности атмосферы над морской поверхностью и высокая внутригодовая устойчивость режима метеоэлементов, всегда имеющих свой характерный внутрисезонный ход, способствовала разгадке механизма циркуляции в системе океан-атмосфера, которая географически разделялась на три части: \) пассатную циркуляцию низких широт, ограничиваемых северным и южным тропиками, 2) меридиональный перенос тепла и его носителей воздушных и водных масс умеренных широт: от тропиков до полярного круга и 3) циркумполярные системы переноса водных, воздушных и ледовых масс, где должен происходить вертикальный поворот охлаждённых вод океана, в погруженном состоянии следующих в сторону экватора. Самым важным для научных исследований после эпохи Великих географических открытий, стал район умеренных широт Северной Атлантики, поскольку он был наиболее близок навигационным интересам европейских стран, намного превзошедших все остальные государства уровнем науки и техники. Освоение североатлантических пространств способствовало открытию мощнейшей системы одновременно широтного и
Основы исследовании водных масс в XX веке
Для того чтобы определить, что представляют собой воды открытого океана и какое они имеют отношение к системам циркуляции, рассмотрим источники вод, не принадлежащих открытому океану, то есть геотермальных, ледовых и прибрежных вод. Геотермальные воды формируются в разломах земной коры вследствие эндогенных процессов, происходящих в литосфере. Ледовые воды, наблюдаемые в полярных районах океана, принадлежат криосфере, представляющей собой несплошную оболочку земного шара, состоящую из твёрдой фазы воды, покрывающей полярные и высокогорные районы Земли. Прибрежные воды -это сток рек, то есть сток вод, принадлежащих гидросфере.
Наличие очень обильных стоков рек тропических и умеренных широт, огромные плошади плавучих льдов полярных широт и влияние геотермальных источников через разломы земной коры на глубинах океана делают значимым влияние на климат и экосистемы даже таких незначительных количеств вод, происхождение которых отлично от вод, принадлежащих исключительно океаносфере.
Гидросфера в традиционном понимании - это оболочка земного шара, включающая все воды в жидком состоянии. Здесь уместным было бы разделение вод суши и океана. Ведь по химическому составу воды океана отличаются от вод суши, а механизмы циркуляции вод океана и суши имеют принципиальные различия. Эти отличия не менее очевидны, чем отличия минеральных пород литосферы от льдов криосферы, хотя и те, и другие можно назвать сушей. Когда-то не существовало разделение географических исследований вод на гидрологию и океанологию. Была лишь гидрология, объединяющая гидрологию суши и гидрологию моря. Затем эти науки разделились. Логично было бы подобным образом провести разделение геосфер, содержащих воды суши и океана, на гидросферу и океаносферу. Термин "океаносфера" предложен В.Н.Степановым [1983]. В пользу такого нововведения можно привести следующие аргументы. Энергомассообыен. в широком смысле, удобнее всего рассматривать в системе геосфер, каждая из которых обладает своими наиболее существенными отличиями. Главные отличия жидких опреснённых и высокосолёных вод очевидны не только солевым составом и солёностью, но И объёмом водных масс и механизмами формирования их горизонтальной и вертикальной структур, вследствие различия температур наибольшей плотности и замерзания, определяющих поведение водных масс в зависимости от их плотностных характеристик.
Резюмируя разделение вод по происхождению и разделение сред на геосферы, можно сказать, что к водам открытого океана принадлежат воды океаносферы, которые не подвержены влиянию литосферы, криосферы и гидросферы, а обмениваются массой и энергией исключительно с атмосферой. Воды системы Гольфстрима принадлежат открытому океану, следовательно, можно сделать ещё одно важное допущение о том, что причиной существования системы Гольфстрима является взаимодействие между океаном и атмосферой. И действительно, даже если предположить, что на Земле существует несколько источников энергии, заставляющие двигаться воды океана, то по сравнению с атмосферой, как движителем, их влияние ничтожно мало, а взаимодействие их с океаном значительно менее обширно и ограничивается фронтальными зонами. Все детали поведения океана можно рассмотреть с разных точек зрения гидро- и термодинамики.
Гидродинамические представления движения и трансформации вод Мирового океана, сформировавшиеся в недрах XIX века, подарившего термодинамику и постоянство солевого состава морских вод, используются до настоящего времени и служат основой анализа водных масс.
Для того, чтобы обеспечить количественными оценками наблюдаемые в океане перемещения вод, были сформулированы основные положения динамической океанологии. которая рассматривает медленные и стационарные движения, называемые обычно циркуляцией, выражаемой интегралом по замкнутому контуру от проекции скорости на направление элемента контура. Уравнения движения, с помощью которых записаны условия сохранения количества движения, символизируют равновесие действующих сил (на частицу жидкости на Земле действуют силы, условия равновесия которых определяет уравнение, в правой части которого находятся сила инерции плюс сила Кориолиса, а в левой: сила тяжести, плюс сила трения, минус сила градиента давления).
В качестве двух других условий решения используются уравнение состояния морской воды и условия сохранения термогалинных свойств водной массы, подверженных влиянию внутренних процессов, таких как теплопроводность или диффузия.
Эти четыре уравнения составляют полную систему основных уравнений динамической океанологии. Неизвестными функциями являются три компоненты скорости, давление, плотность, температура и солёность. Поскольку имеется семь уравнений для семи неизвестных, система уравнений является замкнутой. Очевидно, что от того, какие исходные физические условия, то есть какую упрощённую модель океана принять, по соответственному сценарию и будет происходить изменение главных параметров, в данном случае - перемещений частиц воды, составляющих глобальные подразделения океаносферы - водные массы.
Объективными характеристиками в данном случае являются лишь температура, солёность и рассчитанная по уравнению состояния плотность. К температуре, солёности и плотности можно добавить все другие измеряемые свойства морской воды, в частности концентрацию растворённого кислорода, которую мы использовали для построения модели термоксигенной трансформации водных масс, содержание фосфора, кремния и других химических элементов. Условия сохранения свойств, по-видимому, служат наиболее важными основаниями для верификации предлагаемой модели. В нашем случае пределы океанологических характеристик, не выходя за которые в различных частях водной толщи, в разных географических координатах в различное время года параметры изменяются в соответствии с механизмом взаимодействия океаносферы с остальными геосферами, в первом приближении служат некими контурами схемы разбираемой в дальнейшем модели.
Первую попытку выявить природу морских течений с помощью чистой математики на рубеже девятнадцатого и двадцатого веков предприняли В.Бъёркнес и В.Экман - авторы моделей геострофической и дрейфовой циркуляции. А динамический метод на практике впервые применили Б.Гслланд-Гамзен и И.В.Сандстрём в 1903 году. В сороковых-пятидесятых годах произошёл всеобщий поворот физики океана к чисто ветровой версии океанских течений (Штокман, !946\ Стоммел, 1948; Манк, 1950). В 1954 году П.СЛиненкнп предложил новую модель океанической циркуляции, основанную на ветровом и климатическом подходах. Суть комплексного подхода заключалась в том, что под слоем Экмана предполагался бароклинный слой воды, который в отличие от предшествующих баротропных моделей, не мог оставаться неподвижным. Эспериментальные расчёты, выполненные по модели Линейкина, показали, почему в океане могут существовать геострофические движения вод, вызванные дивергенцией вод экмановского слоя, и поддающиеся успешным расчётам вследствии отсутствия турбулентного трения в бароклинном слое.
В теориях гидродинамики океана был выработан ряд общих оценок, для которых специалисты применяют безразмерные величины - "числа": а) Фруда (Fr): сила инерции/сила тяжести (V /Lg), б) Россби (Ro): сила инерции/сила Кориолиса (V//L), в) Рейнольдса (Re): сила инерции/сила трения (VL/v), г) Экмана (Ек): сила Кориолиса/сила трения {fL/v) и д) Эйлера (Ей): сила инерции/сила градиента давления (рУ /Vp), где L -характерная длина, V - характерная скорость, g - сила тяжести, v -молекулярная кинематическая вязкость жидкости, а /"- параметр Кориолиса, равный 2щ$їп/, где Oz - вертикальная компонента угловой скорости вращения Земли, ф - географическая широта. Эти упрощённые критерии теоретиков приведены исключительно для того, чтобы в дальнейшем иметь пример для сравнения формальных оценок водных масс, разработанных на натурных данных.
Полуэмпирические методы оценки движений вод в океане позволяли решать многие задачи, независимо от теоретической обоснованности моделей. В связи с этим можно привести следующий характерный пример.
Исходная информация
Приведём пример ещё одного из обобщений материалов термогалинных профилей вод Северной Атлантики, выполненного Б.И.Тюряковым [1964]. Ранее подобная классификация районов на более ограниченном материале была проведена Якобсеном [Jakobsen. 1929]. В результате выделения районов с одинаковыми Т,5-профилями получены очень раздробленная карта водных масс: североатлантической, глубинной, придонной, субарктической, лабрадорской, арктической, промежуточной, средиземноморской, промежуточной и т.д. Исходные допущения классификации вод Северной Атлантики взяты из работы В.Е.Штокмана [1943], в которой положено начало так называемому гидродинамическому Г -анализу. Основные его положения таковы. Если две водные массы J и Я определить как две точки на плоскости T.S, то точки, лежащие на прямой, соединяющей / и //, можно рассматривать как частицы воды с промежуточными между I и II водными массами термогалинными свойствами- Поскольку соединяющая водные массы /и II прямая выражает пропорциональное изменение термогалинных свойств по мере удаления от каждой из точек / и //, то можно считать, что между водными массами существует смешение, и прямая, соединяющая / и // - это прямая смешения. Любая взятая точка на ней характеризует процент содержания вод, в данном случае вод / и //. Приведённая же автором кривая "рисует, очевидно, функциональную связь, которая существует между температурой и солёностью на различных глубинах рассматриваемой вертикали" [Штокман. 1970, с. 18]. На основании серии r.S-кривых одинаковой конфигурации утверждается, что "подобного рода однообразная картина изменения солёности в зависимости от температуры является несомненным следствием смешения определённых водных масс, залегающих в известном порядке на различных глубинах в западной части Атлантического океана" [там же, с. 19].
Процесс смешения, рассматриваемый в физической химии, и изменение термогалинных свойств водных масс в океане, очевидно, не могут быть аналогами в силу того, что изменение температуры и солёности вод в океане происходит в результате гораздо более сложного и многообразного сочетания энерго- и массообмена между океаном и атмосферой и, следовательно, имеет отличающуюся от смешения физическую природу. Так, например, даже в Балтийском море исследование трассера движений частиц воды в термоклине засвидетельствовало наличие "линз" тонкой структуры водной толщи и отсутствие вертикального перемешивания между слоями [Aitsam et at. 1979], а в Белом море, согласно тщательным биологическим исследованиям его трёхслойной структуры, промежуточная водная масса не является результатом смешения поверхностных и глубинных вод, а представляет собой самостоятельную водную массу [Беклемишев и др.. 1980]. Иное дело, преимущественно горизонтальное взаимодействие морских и речных вод в узкой фронтальной зоне между гидро- и океаносферой, которое будет рассматриваться в дальнейшем. Вертикальное же смешение, глубже так называемого "деятельного" верхнего слоя приходится исключить вообще.
Опубликовано очень большое количество работ, использующих анализ 7".5-кривых, но применение их для решения практических задач пока остается проблематичным. Существуют объективные трудности, которые состоят в том, что отсутствует истинное представление о механизме трансформации вод океана и достаточно простых моделей для проведения экспериментов. Попытки классифицировать -профили даже на основе казалось бы очевидных образов циркуляции в океане приводят к построению карт, дающих представление о том, что океан более сложен, чем представлялось, а причинно-следственные связи между явлением и реакцией на него оказывались не столь очевидными.
Линейные участки термогалинных профилей, принимаемые за "линии смешения", горизонтальное положение изопикнических поверхностей, разделение водной толщи на тропосферу с преимуществом адвективного, а стратосферы - конвективного переноса, позволяют преобразовать схему векторов термогалинной трансформации в координатах Т. S. р (рис. 1.11). Этот идеализированный равновесный океан отражает главное физическое свойство реального океана, который, находясь в постоянном контакте с атмосферой, непрерывно отдаёт полученное от Солнца тепло, превращаемое в движение частиц воды и воздуха.
Поэтому подобно реальной атмосфере, в которой причиной циркуляции является восходящее движение частиц воздуха, обогащенных водяным паром, главной причиной идеализированного безадвективного, то есть механически не связанного с атмосферой океана, является нисходящее движение частиц морской воды Но механическое воздействие ветра как следствия циклонической циркуляции атмосферы вызывает адвективное перемещение морских вод, которое, как следует из схемы, может иметь две крайние формы выражения - изо- и диапикническую, первая из которых общеизвестна, а вторая упоминается в немногочисленных работах, выполненных на основе лабораторных экспериментов [Garret. 1982. McDougal. 1984. Wallance et. ai. 1987].
Диссипация энергии и массы океана приводит к формированию "порядка" выразителем которого являются системы циркуляции открытого океана В пространстве р. Я, И этот порядок выражается векторами постоянных течений, в пространстве Т, S - векторами трансформации [Лдров, 1993}. Геометрическая модель системы циркуляции океана представляет собой линии Г. -трансформации (порядок), аномалии (диссипация). (Мучник, 1988] Постоянство некоторых параметров океана и атмосферы, обеспечивающих устойчивость климата Земли, связано с отрицательным потоком энтропии, поступающим извне в неравновесную термодинамическую систему, состоящую из сплошных сред воздушных и водных масс, находящихся на сфероидальной вращающейся Земле и получающих излучение Солнца Благодаря негэнтропии в этой системе Н М Адров М-.СИ ИЯ ЙОДНЫХ МАП (ЖГ/ШЛ "возникают, хранятся и копируются сложные структуры, что пока считается характерным свойством только биологических объектов" (Казанцев, Ломакин. 2002)
В каждую фазу (эпохи физико-географических условий потепления, похолодания и т.д.) развития Земли устанавливается динамическое равновесие в общепланетарном обмене энергии и веществ, в результате которого можно говорить о квазистационарности природных условий. Изменчивость природных процессов носит циклический, а не периодический характер. Повторяемость однотипных планетарных процессов и является основанием для их классификации. Потенциальная энергия термических полей превращается в кинетическую энергию водных и воздушных потоков (масс). [Степанов. 1983].
Пропорциональные зависимости между океанологическими характеристиками особенно явственно свидетельствуют о необычайной их показательности для объединения горизонтальной и вертикальной структуры водных масс в единое целое.
На рие.1.12 показан пример профилей температуры, солёности, концентрации растворённого кислорода и фосфатов на одном из микрополигонов САХ, в районе подводной горы Эврика (23-29.05.77). Из всех материалов съёмок мы выбрали именно этот пример, так как он наиболее иллюстративен для показа всех известных деталей структуры водной толщи океана: ]) экстремумов солёности, кислорода и фосфатов и 2) слоев, характеризующихся падением температуры, солёности, кислорода и увеличением содержания биогенных элементов, в данном случае, фосфатов; эти слои называются основными или главными термо-, гало-, окси- и фосфатоклинами. Хорошо видно, что все глубины экстремумов солёности и кислорода, которые служат для определения границ между слоями или "ядер" прослоек, не совпадают: минимумы кислорода и солёности залегают на глубинах соответственно 400 и 600 м. а максимум фосфатов - на глубине 500 м. Следовательно, можно усомниться в том, что воды, характеризующиеся экстремальными величинами солёности и кислорода. имеют некие дальние очаги формирования.
Обращает на себя внимание подповерхностный максимум солёности на глубине 75 м, который совпадает с глубиной залегания вод, характеризующихся минимальными величинами абсолютного содержания растворённого кислорода поверхностного слоя. Подповерхностный максимум солёности, так же, как рассмотренные выше воды с экстремальными характеристиками солёности и кислорода промежуточного слоя, в литературных источниках объясняется растеканием этих вод из очагов формирования, в качестве которых чаще всего выступают фронтальные зоны [Навроцкая, 1979]. Такой механизм формирования вод экстремально высокой солёности вызывает ещё большие сомнения, чем очаговый механизм формирования промежуточных вод, хотя бы потому, что
