книги из ГПНТБ / Егоров Н.И. Физическая океанография

При подводных атомных взрывах радиоактивность воды воз­ растает в районе взрыва в сотни тысяч и даже миллионы раз, в зависимости от мощности заряда. При этом радиоактивность морской воды определяется активностью осколков деления при взрыве и величиной наведенной радиоактивности в частицах, ра­ створенных в воде.

Соотношения между радиоактивностью наведенной п обуслов­ ленной осколками деления при взрыве атомного заряда средней мощности, характеризуются следующими данными:

Как видно из таблицы, наведенная радиоактивность в момент взрыва составляет всего 0,004% радиоактивности, определяемой осколками деления атомного заряда. Однако с увеличением про­ межутка времени после взрыва доля наведенной радиоактивно­ сти возрастает, а ее величина становится соизмеримой с радиоак­ тивностью осколков деления. При этом, несмотря на уменьшение абсолютных значений радиоактивности, последняя долгое время остается значительно выше допустимой.

Если предположить, что радиоактивные изотопы химических элементов, растворенных в морской воде, распределены равномерно, в объеме 5 • 1012 см3 (примерно равном массе воды, заключен­ ной в «султане», образующемся при подводном взрыве атомной бомбы среднего калибра), то удельное значение наведенной радио­ активности в момент взрыва будет равно 5,047 ■107: 5 • 1012= = 10~5 Кюри/см3. Допустимая радиоактивность воды для техниче­ ских нужд 9 • 10~8 Кюри/см3, а для питьевой воды 2,25 • 10“9 Кюри/см3. Природная радиоактивность морской воды, как отмечено выше, принимается равной 3,5 • КН° Кюри/л, или 3,5 • 10~13 Кюри/см3.

§ 9. Некоторые особенности распределения солености, температуры и плотности вод Мирового океана

Соленость, температура и плотность — важнейшие физико-хими­ ческие характеристики морской воды. Поэтому изменение их распре­ деления во времени и пространстве определяет не только основные черты общего гидрологического состояния вод Мирового океана, но и их динамику. В свою очередь, характер распределения солености, температуры и плотности морской воды зависит не только от физи­ ческих свойств самой воды (теплоемкости, теплопроводности, тре­

70

ния, диффузии и т. п.), но и от воздействия внешних факторов: при­ хода и расхода тепла, поступающего от Солнца, термического и динамического взаимодействия между океаном и атмосферой. Эти воздействия будут рассмотрены в последней главе. Здесь же рас­ смотрим только некоторые особенности распределения солености, температуры и плотности и их пространственно-временной измен­ чивости.

При этом пет необходимости приводить подробные данные о гео­ графическом распределении указанных характеристик, так как та­ кие данные можно найти в специальных пособиях и трудах по ре­ гиональной океанографии и, в частности, в «Морском атласе» (т. 2, физико-географический, 1953).

Рис. 2.7. Среднее годовое распределение по широ­ там солености (%о) и разности испарения и осад­ ков Е— R (по Вюсту, 1954).

Распределение солености. На всех океанах (исключая моря) распределение солености поверхностных вод вдоль широтных зон более или менее равномерно. Минимум солености в открытых райо­ нах океанов отмечается вблизи экватора, а максимум в зонах около 20° северной и южной широты. К полюсам соленость уменьшается, достигая наименьших значений в приполярных районах, где умень­ шение солености обусловлено опресняющим влиянием полярных льдов. В зонах океанов, свободных ото льдов, отмечается довольно тесная связь среднегодового распределения по широтам солености поверхностных вод океана с разностью величии испарения Е и ко­ личества выпадающих осадков R. Эта связь представлена на рис. 2.7. Приведенная связь справедлива только для осредненных величии по широтным зонам океанов. В отдельных районах она нарушается влиянием переноса солей течениями. Сказанное наглядно иллюст­ рируется данными о распределении отклонений солености на по­ верхности Мирового океана, представленными в приложении 1. В этом приложении приведены (по Г. Дитриху, 1950) отклонения средних годовых величин солености на поверхности реального Ми­ рового океана от «нормального» распределения, которое имело бы место, если бы океан равномерно покрывал всю Землю. За нормаль­

71

ные значения приняты средние широтные величины, которые рас­ считаны по фактическим данным для южного полушария. Они при­ ведены в правой части рисунка для соответствующих широт. Алге­ браическая сумма этих величин и отклонений, показанных на карте, дает фактическое среднегодовое значение солености в данном районе океана. Если, например, в Саргассовом море на карте пока­ зано отклонение +1,5%0 при «нормальном» значении 35,7%о, то со­ леность на поверхности в этом районе будет 37,2%0. Следовательно,

изменения по широтным зонам несущественны. Все многообразие вертикального распределения солености удалось свести к неболь­ шому числу типов. На рис. 2.8 представлены типовые кривые вер­ тикального распределения солености, по В. Н. Степанову и В. А. Шагину. Географическое распределение указанных характеристик типов вертикального распределения солености представлено на рис. 2.9. На приведенных на рис. 2.8 типовых кривых вертикального

с глубиной (скачок солености). Основной характеристикой слоя ска­ чка солености служит максимальный вертикальный градиент соле­ ности. Качественно он определяется максимальной кривизной (ми­ нимальным радиусом кривизны) кривой вертикального распределе­ ния солености. Конкретные значения градиента солености, при которых можно говорить о слое скачка солености, так же как и о слое скачка температуры и плотности, определяются решаемыми практическими задачами.

72

Колебания солености в течение года (годовые амплитуды, под которыми понимается разность максимальных и минимальных ее значений за год) в заданной точке открытого океана незначи­ тельны и не превышают 0,20%0. На нижних горизонтах они еще меньше и равны на горизонте 2000 м — 0,04°/оо, а на горизонте 3000 м — 0,02%о, что лежит в пределах точности измерения соле­ ности. Исключение составляют полярные области, где в летнее время наблюдается уменьшение солености вследствие таяния льдов. Годовые амплитуды здесь могут превышать 0,7%о. В от-

Рис. 2.9. Распространение по акватории Мирового океана характерных типов вертикального распределения солености (по В. Н. Степанову и В. А. Шагину).

дельных морях и прибрежных районах океанов, где отмечается интенсивный береговой сток, колебания солености могут дости­ гать нескольких промилле.

Колебания солености за меньшие отрезки времени (месяц, сутки) характеризуются заметно большими величинами. Это вполне естественно. Годовые амплитуды колебаний солености (так же как температуры и плотности воды) определяются по разнице среднемесячных значений. Но с увеличением периода осреднения средние величины более стабильны; чем меньше период осред­ нения, тем изменчивее средняя характеристика. Например, если рассматривать среднесуточные характеристики солености, то они могут различаться на несколько промилле, особенно в прибреж­ ных районах после выпадения интенсивных осадков и усиленного выноса пресных вод. Эти так называемые малоили микромас­ штабные флуктуации солености пока изучены слабо вследствие

73

отсутствия длительных непрерывных наблюдений над соленостью морской воды. Такого рода изменения значительно лучше иссле­ дованы в отношении температуры воды, относительные колеба­ ния 1 которой значительно превосходят относительные колебания солености.

Распределение температуры воды. Для всех океанов максимум среднегодовых значений температуры воды на поверхности отме­ чается севернее экватора, в районе так называемого термиче­ ского экватора. В зоне 0—10° с. ш. он составляет для Атлантики 26,88°, Тихого океана 27,20° и Индийского 27,88°. Термический эк­ ватор перемещается в течение года по широте, однако только на отдельных участках западных частей океанов смещается в юж­ ное полушарие в зиму северного полушария. Характер распре­ деления температуры воды теснейшим образом связан с тепло­ вым балансом и циркуляцией океана и атмосферы. Эти связи де­ тально будут рассмотрены в последней главе. Для общего представления об особенностях географического распределения температуры воды на поверхности океанов в приложении 2 дана

маются средние годовые температуры, которые наблюдались бы при условии, что океан покрывает всю Землю. За нормальные значения приняты средние широтные температуры для южной половины Мирового океана, где 86% пространства между эквато­ ром и 70° ю. ш. покрыто водой. Они показаны на карте справа, для соответствующих широт. Алгебраическая сумма нормального значения и отклонения дает фактическое значение средней годо­ вой температуры в данном районе.

На приведенной карте можно заметить некоторые особенно­ сти в распределении температуры воды на поверхности.

В умеренных широтах у западных берегов океанов отмеча­ ются отрицательные отклонения, а у восточных — положитель­ ные, тогда как в низких широтах картина обратная. У берегов Антарктиды в Тихом океане отмечаются положительные отклоне­ ния температуры, а в Атлантическом и Индийском океане — от­ рицательные.

Средняя температура на поверхности всего Мирового океана равна 17,4° С, т. е. превышает на 3° среднюю температуру воз­ духа на земном шаре. Самый теплый океан-—Тихий, у которого средняя температура воды на поверхности равна 19,1° С. В Ин­ дийском океане она равна 17,6, а в Атлантическом 16,9° С. Са­ мая низкая температура воды на поверхности океана равняется —2°С, а самая высокая +36°С.

С глубиной различия в географическом распределении тем­

74

тикального распределения температуры воды (по В. Н. Степа­

тическому тихоокеанскому и 5 — умеренно тропическому. Из хода

термоклин). С увеличением прогрева поверхностного слоя и пере­ носом тепла в нижележащие слои под влиянием турбулентного перемешивания, обусловленного в основном волнением, слой скачка опускается, а градиент температуры в нем возра­ стает. Глубина залегания слоя скачка и величина градиента температуры в нем зависят от интенсивности прогрева по­

и ниже при значениях вертикального градиента температуры от долей градуса до нескольких градусов на метр. Для оценки ин­

75

градиентов, определяющих слой скачка, зависят от поставленных практических задач. В общем случае к слою скачка температуры относят слой с градиентом более 0,05 град/м. Наибольшей глу­ бины и интенсивности слой скачка температуры достигает к концу лета. С уменьшением притока тепла п началом охлаждения по­ верхностного слоя воды возникает вертикальная конвекция, свя­ занная с повышением плотности поверхностных вод, которая обу­ словливает выравнивание температуры верхней толщи воды до глубин 200—300 м. Ниже этой глубины годовые колебания тем­ пературы практически отсутствуют и устанавливается относи-

что приток тепла сверху вниз компенсируется горизонтальным переносом на глубинах более холодных вод из полярных и суб­ полярных областей. В связи с этим в распределении температуры по вертикали отмечается характерное деление всей толщи воды на два слоя: поверхностный слой теплой воды и нижележащий слой холодной воды, простирающийся до дна с температурами порядка 2—4° С. Переход от области теплой к области холодной воды происходит в сравнительно тонком пограничном слое воды, который можно рассматривать как квазистационарный слой ска­ чка температуры, называемый г л а в н ы м т е р м о к л и н о м . В открытом океане глубина залегания термоклина близка к глу­ бине залегания изотермы 8—10°. В тропиках она равна 300— 400 м, в субтропиках 500—1000 м, а в высоких широтах, где вся толща воды от поверхности до дна отличается однородностью значений температуры, слой скачка поднимается к поверхности.

76

Распределение температуры в зоне шельфа отличается от рас­ пределения в открытом океане. Обусловлено это преимущест­ венно тем, что в зоне шельфа отмечается смешение вод откры­ того океана п вод материкового стока. Характерной чертой рас­ пределения температуры воды зоны шельфа является ее боль­ шая изменчивость.

На рис. 2.12 приведены кривые среднеквадратических откло­ нений температуры водь! по данным наблюдения с 1880 по 1960 г. для различных районов северной Атлантики в слоях 0—100, 100— 200 и 200—300 м.

Как видно на рисунке, б° изменчивость температуры в районе шельфа близка к из­ менчивости температуры фронтальных зон.

Колебания температуры воды на поверхности океа­ нов достигают весьма боль­ ших величин. На рис. 2.13 представлены широтные из­ менения годовых амплитуд температуры воды на по­ верхности океанов и сумм тепла солнечной радиации (по Г. Свердрупу, 1942). Годовые амплитуды опре­ делены как разность сред­ них месячных температур воды в августе, когда сред­ немесячные температуры наивысшие, и в феврале, когда они наинизшие. На ри­ сунке видно, что максимум

годовых амплитуд отмечается в широтах 40° с. ш. и 30—40° ю. ш. При этом в северных частях Атлантического и Тихого океанов они больше, чем в южных, что особенно заметно в западных районах океанов. Преобладающие здесь западные ветры выносят в океан холодные воздушные массы, которые вызывают увеличение годовых амплитуд до 18°. Вместе с тем в южных частях океанов отмечается более тесная связь между широтными изменениями годовых ампли­ туд температуры воды и суммами тепла по сравнению с северными частями, в которых на распределении температуры больше сказы­ вается влияние континентов, а также циркуляция атмосферы и вод океана.

В экваториальных областях, так же как и в полярных, годовые амплитуды температуры наименьшие и составляют около 2°. Суточ­ ные колебания температуры воды на поверхности в открытом океане невелики 0,2—0,3°, увеличиваясь в тропической зоне океанов до 0,3—0,4°. Амплитуда суточных колебаний изменяется в течение

77

года, уменьшаясь зимой и увеличиваясь летом. Она зависит также от облачности и волнения, с увеличением которых суточные коле­ бания уменьшаются.

Глубина проникновения суточных колебаний определяется глу­ биной ветрового перемешивания и обычно не превышает нескольких десятков метров. Одновременно амплитуда суточных колебаний с глубиной уменьшается, достигая на горизонте 50 м примерно 20% амплитуды на поверхности, а время наступления максимума суточ­ ной температуры на этом горизонте смещается но отношению ко времени максимума на поверхности (14—15 часов) примерно на

5—6 часов.

Годовые колебания температуры распространяются на значи­ тельно большие глубины, чем суточные. При этом характер измене­ ния температуры на различных глубинах зависит от годовых изме­ нений количества солнечного тепла, непосредственно поглощаемого различными слоями, турбулентной теплопроводности, вертикального движения вод, в районах соприкосновения холодных и теплых тече­ ний от их горизонтальных перемещений. Это наглядно иллюстри­ руется рис. 2.14, где слева (Л) показан годовой ход температуры воды на различных глубинах для бухты Монтерей, а справа (В) в течении Куросио, южнее Японии. В первом случае годовой ход температуры зависит от всех указанных выше причин и неодинаков

Рис. 2.13. Широтные изменения годовых амплитуд температуры воды на поверхности океанов (жирные линии) и сумм тепла солнечной радиации (тонкие линии) (по Свердрупу, 1942).

а — Атлантический океан, б — Тихий океан, в — Индийский океан.

па различных глубинах, а во втором только от поглощения тепла и турбулентной теплопроводности и сохраняется однотипным на всех глубинах. Годовой ход в океане прослеживается до 200—300 м.

Проведенные за последние годы длительные измерения темпера­ туры воды на буйковых станциях позволили выявить не только го­

78

довые (макромасштабные) и суточные (среднемасштабные) изме­ нения температуры, но также мало- и микромасштабные, опреде­ ляемые часами и минутами. Последние представляют не только большой теоретический, но и практический интерес, особенно при оценке дальности действия гидроакустических систем.

Рис. 2.14. Годовой ход температуры воды на различных глубинах в бухте Монтерей, Калифорния (а) и в течении Куросио, южнее Японии (б).

В настоящее время установлено, что температура воды характе­ ризуется большой изменчивостью не только на поверхности, но и на других горизонтах. Например, по наблюдениям в Тихом океане с помощью малоинерционных датчиков В. Д. Поздыниным были за­ регистрированы изменения температуры на 2° за 40 с. Изменения

79