Зональность океана

В главе 1 обобщаются сведения о пространственной структуре, микроструктуре и химическом составе атмосферного аэрозоля, образовавшегося в результате различных механизмов генерации. В главе 2 рассматриваются оптические характеристики нескольких типов атмосферного аэрозоля минерального (почвенно-эрозионного), морского солевого, аэрозолей газохимических превращений и водных солевых растворов для различных полидисперсных ансамблей. В главе 3 анализируются основные принципы и допущения замкнутого моделирования оптических характеристик аэрозоля с учетом его многокомпонентного химического состава и полидисперсной микроструктуры, регионального или зонального деления земного шара, сезонных и суточных вариаций, турбулентного обмена и смешивания воздушных масс, обусловленных особенностями циркуляции атмосферы. В главе 4 представлены имеющиеся и новые структурные и оптические модели атмосферного аэрозоля над континентами, морскими акваториями и океанами. Предложены модели атмосферного аэрозоля для прибрежных зон, районов умеренных широт, аридных и субаридных регионов, тропиков и Арктики. В главе 5 рассматривается применение разработанного моделирования для расчетов спектральных полей и пространственной структуры коротковолновой и длинноволновой радиации, а также для решения задач радиационного теплообмена в условиях замутненной атмосферы, продемонстрировано влияние аэрозоля на альбедо системы подстилающая поверхность—атмосфера, структуру радиационного баланса атмосферы и парниковый эффект. Обсуждены вопросы влияния промышленного и вулканического аэрозолей на климат. [c.5]

Главным следствием глобальной циркуляции для биоты служит формирование климатических зон как на суше, так и в океане. Зональный климат меняется в зависимости от рельефа и перераспределения воздушных потоков, создавая региональные климатические условия. Зависимое гь биоты от климата была установлена и описана А. Гумбольдтом. Она находит отражение в ландшафтных зонах. В последние десятилетия большое внимание уделяется модификации климата биотой через состав атмосферы и зависящий от него парниковый эффект. Этот вторичный по отношению к первичному радиационному балансу эффект стал центральным в гипотезе Геи , выдвинутой Дж. Ловелоком. По его представлениям, биота модифицирует окружающую среду в благоприятном для себя направлении в глобальном масштабе. [c.28]

Поведение воды на земной поверхности определяется гидрологическим циклом (рис. 5.1). Движущей силой цикла служит атмосферный перенос влаги за счет испарения с поверхности океана атмосферный гидрологический цикл оказывается определяющей частью климатической системы и ее зональности он служит связующим звеном океанической и континентальной систем. Гидрологический цикл работает как перколятор испаряющаяся вода приходит в равновесие с газами атмосферы, перераспределяется с потоками воздуха в атмосфере и, почти дистиллированная , выпадает на поверхность суши здесь она выщелачивает горные породы, создавая кору выветривания и приходя в неполное равновесие с минералами поверхностных пород, возвращается в океан в виде речного стока, обогащенного растворенными веществами и взвесью минералов ( твердым стоком ), перерабатываемыми в бассейнах седиментации -основной зоне формирования осадочных пород. Под действием [c.149]

Рассеяние волн в экваториальной зоне показано на рис. 11.11 из работы [500]). На нем изображены отклонения пикноклина, вызванные влиянием зонального напряжения ветра, которое начинает действовать в районе, обозначенном штриховыми линиями, в момент / = 0. Максимальное значение напряжения равно 0,05 Н/м2 (0,5 дин/см ) в центре области и линейно спадает до нуля в окружающих районах. Ясно видно разделение энергии между движущейся на восток волной Кельвина и планетарной волной западного направления. Столь же очевиден эффект распространения возмущений в волноводе у восточного берега океана. Наблюдения этого эффекта в Тихом океане рассматривались в разд. 10.13. Близкие по смыслу решения модельных уравнений приводятся также в работах [22, 364]. Они позволяют понять, каким образом изменения ветра в центральной и западной частях Тихого океана могут очень сильно влиять на его режим в восточной части. В частности, аномально высокие температуры поверхности в прибрежных водах Перу, которые отмечались в разные годы, могут быть связаны с ослаблением пассатных ветров в Тихом океане на значительном удалении от берегов Перу или со сменой их направления. Подобные аномальные [c.179]

В северном же полушарии севернее 35° с. ш. зональное распределение температуры резко нарушается. В этой части земного шара сосредоточены основные массы суши. Кроме того, здесь у западных берегов на 35—40° с. ш. встречаются теплые и холодные течения Гольфстрим, Лабрадорское и Восточно-Гренландское в Атлантическом океане, Куросио и Камчатско-Курильское в Тихом океане. В связи с этим изотермы в этих районах резко отклоняются от параллелей, а в Атлантическом океане наблюдаются аномалии температуры до 5° С. [c.68]

Циркуляция вод Мирового океана определяет обмен количеством вещества, тепла и механической энергии между океаном и атмосферой, поверхностными и глубинными, тропическими и полярными водами. Морские течения переносят большие массы воды из одних областей в другие, часто весьма в отдаленные районы. Течения нарушают широтную зональность в распределении температуры. Во всех трех океанах — Атлантическом, Индийском и Тихом— под влиянием течений возникают температурные аномалии положительные аномалии связаны с переносом теплых вод от экватора в более высокие широты течениями, имеющими близкое к меридиональному направление отрицательные аномалии вызваны противоположно направленными (от высоких широт к экватору) холодными течениями. Отрицательные аномалии температуры усиливаются, кроме того, подъемом глубинных вод у западных берегов континентов, вызванным сгонами вод пассатными ветрами. [c.161]

Рассмотрим результаты расчетов интегральных среднегодовых тепловых потоков в зональном осреднении для Мирового океана и отдельных океанов. Оценки проводились нами [88] по данным, осредненным для 10-градусных квадратов в рамках параметризации (2.75), (2.77). Результаты расчетов приводятся в табл. 4.4. [c.137]

Для полной картины взаимодействий в системе океан—атмосфера в зональном усреднении целесообразно кратко рассмотреть [c.143]

Средние зональные характеристики потоков механической энергии в системе океан — атмосфера за годовой период [c.146]

Другая группа балансовых оценок базируется на использовании данных об океане, где уже теплообмен с атмосферой замыкает баланс, т, е. играет роль уходящего излучения в описанных выше работах. В этом случае обычно исходят из одномерного зонально осредненного уравнения переноса тепла в океане, записанного в дивергентной форме и проинтегрированного по некоторому слою толщиной h [c.162]

В алчнейшим является вопрос и соотношения океанского и атмосферного меридионального переноса. Оценки [158, 498, 537] являются пока предварительными и немногочисленными. Здесь лее, видимо, следует и поставить вопрос о зональной дифференциации атмосферного переноса (суша—океан). [c.174]

Основным источником влаги, иоступающей на территорию СССР, является Атлантический океан, значительно меньшая роль в этом отношении Тихого океана. Распределение осадков на равнинах СССР носит отчетливо выраженный зональный характер. В европейской части Союза наибольшее количество осадков выпадает в зоне между 55 и 60° северной широты. Годовая сумма осадков составляет здесь 500—600 мм. К северу и югу от этой зоны осадки уменьшаются до 300—400 мм и ниже. [c.10]

Простейшие примеры связаны с баротропным течением, для моделирования которого можно использовать вертикально осредненные уравнения. Для примера рассмотрим течение в модельном океане, имеющем форму зонального канала и подверженном действию восточного напряжения ветра X. Ситуация сходна с той, которая изучается в модели Антарктического циркумполярного течения. При отсутствии трения модель поведет себя как решение Хафа, обсуждавшееся в разд. 9.14. Скорости будут линейно расти со временем. Однако, как показали Манк и Пальмен [579], трение может ограничить рост скорости. В работе [579] было использовано боковое трение, но можно построить аналогичную модель с привлечением в качестве стабилизирующего фактора и донного трения. При этом равновесие достигается за промежуток времени порядка времени спин-апа , определяемый формулой (9.12.6). В стационарном состоянии имеется зональное течение восточного направления со скоростью и, величина которой в соответствии с первым из уравнений (9.9.10) такова, что придонное напряжение оказывается сбалансированным с поверхностным. При использовании для расчета напряжения ламинарной формулы (9.6.4) скорость и дается формулой [c.68]

Циркуляция в тропиках подвержена сильным изменениям с различными временными масштабами и ее никак нельзя считать стационарной. Ярким примером изменчивости с масштабом времени порядка недели являются тропические ураганы. Очень краткое обсуждение их свойств и характера влияния на океан можно найти в разд. 9.11. Обзор этого вопроса опубликован Греем [272]. Ураганы образуются в поясе широт от 5 до 25° (поскольку на экваторе параметр Кориолиса равняется нулю, он не попадает в этот пояс), но только в тех участках, где температура поверхности моря высока (больше 26 °С). Это позволяет эквивалентным потенциальным температурам у поверхности достичь достаточно высоких значений для образования интенсивной конвекции. Поэтому вероятность образования ураганов наиболее высока в летний период. Положения точек их образования показаны на рис. 11.23. Имеется также множество менее ярких процессов с аналогичными временными масштабами. К ним относятся, например, восточные волны (см., например, [673]), которые обычно распространяются на восток со скоростями около 8 м/с и часто бывают связаны с внутритро-пическими зонами конвергенции. Последние представляют собой узкие участки конвергенции, соответствуюш,ие преимущественно зонально ориентированным линиям активной конвекции. По снимкам со спутников (см., например, рис. 1.2) их можно определить как линии мощных облаков в окрестности экватора. Обычно они находятся на широтах максимальной температуры поверхности моря и испытывают одновременно с максимумом температуры сезонную миграцию. [c.205]

В атмосфере средних широт господствуют циклоны н антициклоны, которые возникают из-за неустойчивости основного распределения ветра. Модели, иллюстрирующие, как потенциальная энергия зонального потока превращается в кинетическую энергию систем циклонов, изучаются в гл. 13. Здесь же обсуждаются фронты, развиваюихиеся в эволюционирующих циклонах, и вихри в океане. В заключение книги излагаются общие представления о системе атмосфера — океан. [c.10]

Для того чтобы понять, как океан реагирует на подобное воздействие, рассмотрим сначала случай чисто зонального ветра и независящую от долготы реакщ-ш океана. Каждая из мод должна удовлетворять уравнениям (11.4.1) —(11.4.3). При слабом трении первое нз них дает [c.218]

При рассмотрении теплового баланса, члены, описывающие горизонтальную адвекцию средним движением, уже нельзя считать малыми, как в зонально-осредненном случае. По порядку величины они совпадают с остальными членами. Вместе с тем получается [434, рис. 20], что слагаемое, характеризующее вертикальную адвекцию (связанную с осреднеиным по времени течением) преимущественно имеет знак, противоположный знаку члена, выражающего горизонтальную адвекцию (также за счет среднего по времени течения). (Если течение будет направлено вдоль линий равной энтропии, то оно в точности скомпенсирует горизонтальную адвекцию.) Результаты расчета неадиабатических притоков тепла на поверхности 700 мбар как остаточного члена, определяемого несбалансированностью адвекции, показаны на рис. 13.17. Отметим большие положительные значения у восточных берегов континентов. Положение района больших притоков тепла на уровне 700 мбар в западной части Северной Атлантики соответствует областрг мощных потоков тепла из океана в атмосферу, которая видна из рис. 2.7. Это заставляет еще раз обратить внимание на связь явлений в атмосфере и океане и подчеркивает единство этой системы. Проведенное выше обсуждение позволяет составить определенное представление о характере процессов, протекающих в системе атмосфера— океан. Однако ее природа чрезвычайно сложна и еще очень многое предстоит исследовать [c.359]

Распределение солености на поверхности Мирового океана находится в непосредственной зависимости от основных физико-географических факторов, рассмотренных на стр. 55. На рис. 8, 9 (см. вкладку) приведены изолинии равной солености, называемые и з о -Галинами, схематически показывающие распределение солености на поверхности летом и зимой. Если эти схемы совместить с картами элементов водного баланса, в частности его пресной составляющей, то легко заметить, что близ экватора, в экваториальной полосе, расположена область пониженной солености (34— 35%о). Здесь осадков выпадает много, а испарение, напротив, понижено, несмотря на высокую температуру воздуха, вследствие большой влажности и господства штилевой погоды. При положительном пресном балансе имеет место понижение солености. К северу и югу от экваториальной полосы, в зонах пассатов, осадков выпадает мало. Сильные ветры, большая сухость воздуха и высокие температуры при ясном небе способствуют увеличению испарения. В результате отрицательного пресного баланса соленость поверхностных вод увеличивается до 87,5%о в Атлантическом и 36—36,5%о в Тихом и Индийском океанах. К северу и югу от границ пассатных зон соленость постепенно уменьшается вследствие увеличения количества осадков и уменьшения испарения. На крайнем севере и юге уменьшение солености происходит под влиянием появления плавучих льдов, таяние которых увеличивает поступление пресной воды. Таким образом, распределение солености на поверхности Мирового океана носит в значительной мере черты широтной зональности, что хорошо видно на картах изогалин. [c.58]

Для описания крупномасштабного теплообмена в рамках (2.2) необходимо выделить составляюш,ие динамических полей, которые соответствуют крупномасштабным термическим процессам. Такими динамическими составляющими являются зональная циркуляция, характеризующая взаимодействие низких и высоких широт и мусонные движения, отвечающие обмену воздухом между океанами и континентами. Ниже мы более подробно остановимся на этих процессах. Здесь же воспользуемся лишь теми сведениями, которые необходимы для получения соотношений, характеризующих крупномасштабные (сезонные и климатические) потоки тепла на границе океан—атмосфера. Входящий в (2.2) ветер можно для крупномасштабных процессов представить как связанный с градиентами барических полей с учетом негеострофичности [c.72]

Интересные колебательные механизмы термобарических взаимодействий в системе океан—континент анализируются в [156]. Северо-Атлантическое колебание (рис. 3.4) связывается с возникновением качелеобразной аномалии повышенного давления в субтропических широтах Атлантики. Эта аномалия связана с зонально ориентированным контрастом зимних температур между Гренландией и Европейским континентом и возникновением положительной тепловой аномалии над Европой, сопряженной с интенсивными осадками. В [156] для северо-атлантического колебания отмечаются двухлетняя и шестилетняя периодичности. Типичным примером проявления Северо-Атлантического колебания явилась аномальная ситуация зимы 1983—1984 г. Заметим, что в условиях аномальности зональной циркуляции над Ньюфаундлендской энергоактивной зоной, определяющей теплоснабжение воздуха, отмечается повышенная повторяемость полярнофронтовых циклонов, впоследствии выходящих на Европейский континент. Имея в момент зарождения давление в центре 995— [c.102]

На рис. 3.4 а приведено среднее поле атмосферного давления за январь 1984 г. и аномалии давления по отношению к среднему многолетнему январю. Давление в центре азорского максимума было выше среднего многолетнего на 12—15 гПа и составляло 1035 гПа, а в центре исландского минимума 984—987 гПа, что на 6—10 гПа ниже многолетней нормы. Разность давлений в исландском минимуме и азорском максимуме составляла в январе—феврале 45—47 гПа, что на 20 гПа выше среднего многолетнего за этот период, а вследствие аномального смещения азорского максимума иа север на 5—7° широты меридиональный градиент давления в январе—феврале 1984 г. составил 1,6— 1,9 гПа/° широты при климатическом значении за этот период 0,8—0,9 гПа/° широты. Резкая интенсификация зонального переноса в атмосфере сочеталась с обострением градиентов на субполярном гидрологическом фронте в океане. На рис. 3.4 г приведена карта температуры поверхности в Ньюфаундлендской энергоактивной области НЭО, осредненная за период с 17 января по [c.104]

Особой колебательной структурой в системе океан—атмосфера, имеющей черты ПТМ, является валкеровская циркуляция, непо средственно связанная с Эль-Ниньо—Южным колебанием . В последнее время появилось огромное количество работ, посвященных этому феномену. Валкеровская ячейка [348, 566] представляет собой зональную циркуляцию в экваториальной области, управляемую градиентами температуры океана. Воздушные [c.116]

Зонально осредненные характеристики энергообмеиа на границе океан—атмосфера для Мирового океана и отдельных акваторий неоднократно публиковались различными авторами [17, 41, 42, 88, 92, 156, 288, 298, 419, 421], и в этом смысле нет недостатка в материале для сопоставления. Детальные исследования радиационного баланса системы Земля—атмосфера предприняты [c.135]

Используя данные [17] о значениях радиационного баланса, нам удалось рассчитать тепловой баланс поверхности океанов в зональном осреднении. Результаты также приводятся в табл. 4.4. Оценки в целом совпадают с [17, 40, 42], хотя отмечаются более значительные дефициты в Северной Атлантике, составляющие в сумме около 10 Вт. Являясь наиболее интенсивным поставщиком тепла в атмосферу, северная часть Атлантического океана отдает тепла намного больше, чем получает за счет радиации. Аномальная энергоактивность Северной Атлантики подтверждается аномалиями температуры ее поверхности, достигающими по оценкам [104] 5—8°С (рис. 4.8). Заметим, что эта аномалия была известна океанологам давно. В дальнейшем при анализе меридиональных потоков нам предстоит выяснить ее генезис. [c.142]

Сезонные изменения зонально осреднеиных характеристик энергообмеиа на границе океан—атмосфера свидетельствуют о значительной меридиональной эволюции годового хода потоков тепла и радиации. [c.143]

Возвращаясь к формуле (3.63), содержащей интеграл 5(РоЛ). рассмотрим зонально осредиенное взаимодействие в системе уровень океана—атмосферное давление за счет нормальных напряжений. Говоря о взаимодействии, а не воздействии, мы имеем в виду, что в зависимости от знака интеграла 5(Ро 0) поток энергии (3.63) может быть направлен от поверхности океана к атмосфере и наоборот — от атмосферы к океану. Ясно, что знак 5(Pail), а следовательно, и потока Qm зависит от фазы между годовыми гармониками давления и уровня. В дальнейшем будем считать, что положительное значение S(Po.ti) (опережение в годовом ходе волной уровня волны давления) соответствует потоку энергии из океана в атмосферу. Значения интеграла (3.63), рассчитанные для 10-градусных широтных зон океанов [260], представлены в табл. 4.5 и иа рис. 4.10. Районы с отрицательными значениями Qm обусловлены муссонными взаимодействиями [c.145]

Последнее двадцатилетие было озиамеиовано появлением большого количества работ по данному вопросу. Многие из иих полностью или частично имели обзорный характер и в иих были сделаны попытки сравнить и увязать между собой разнородные оценки различных авторов. Методология оценок меридиональных потоков восходит к обработке специализированных наблюдений на зональных разрезах (главным образом в океане), модельным экспериментам (как иа малопараметрнческих, так и глобальных моделях), целенаправленной обработке данных глобальных климатических обобщений. [c.147]

В первую очередь обратимся к оценкам меридиональных потоков тепла и пресной воды в океане, полученным непосредственно из обработки данных зональных разрезов. Все работы в этом направлении связаны с проблемой достоверного определения скоростей течений (в первую очередь геострофических), а следовательно, авторы сталкиваются с необходимостью разрешения неопределенности расчетов скоростей по полю плоскости. Видимо, первые такие оценки были получены Янгом [440], кото- [c.147]

Значительное внимание определению меридиональных переносов тепла уделено в модели системы океан—ледники—атмосфера [48], где океаны разделяются на верхний и глубинный слои и на западный пограничный слой и район открытого океана. Атмосферный блок представлен зонально усредненными стационарными уравнениями переноса тепла и влаги с параметризацией межширотного переноса макротурбулентным обменом. Расчеты иа модели [48] дали положительные тепловые балансы для всех трех океанов Атлантического ( + 0,55-10 Вт), Тихого ( + 1,98Х Вт), Индийского ( + 0,85- Вт), которые компенсируются отрицательным тепловым балансом- Южного океана (3,45X ХЮ - Вт). Такое соотношение океанов несколько ие соответствует схеме, получаемой из экспериментальных данных. Следствием этого явилось модельное завышение в [48] интегрального океанского переноса тепла в Южном полушарии и занижении в Северном. Не удалось также воспроизвести меридиональный перенос через экватор в Атлантическом океане. Кроме того, этим результатам противоречат прямые оценки [400] для границы раздела Южного и Индийского океанов. Модельные и примыкающие к ним работы по специальному воспроизведению особенностей меридионального переноса, несмотря на грубость предположений, тем ие меиее очень ценны с точки зрения описания и параметризации именно глобальных процессов в целом, а ие как порождения более мелкомасштабных. [c.155]

Большую группу модельных оценок, представляют эксперименты с глобальными численными моделями океанской и атмосферной циркуляции. Здесь в первую очередь надо отметить работы, выполненные Брайеном [356—359]. В [357] им анализируются расчеты по глобальным моделям, позволяющие оценить меридиональный перенос. Максимум переноса приходится на средние широты Северной Атлантики, где он составляет (1,0— 1,2) X ХЮ Вт. Отметим большую погрешность на которую указывает автор в [357]. Эксперименты с моделями общей циркуляции океана [356, 360], позволившие рассчитать меридиональные потоки, обсул даются в [359]. Обращается внимание на более сильные вариации меридионального переноса в Тихом океане, чем в Атлантике, которые составляют от 10 Вт зимой до —10 Вт летом и связаны с сезонными колебаниями зональной составляющей скорости ветра. [c.155]

Справочник химика 21

Химия и химическая технология