Взаимодействие океана и атмосферы. Роль волн Россби Мирового океана в термодинамике его вод и атмосферы, погоде и климате Земли

В Мировом океане существуют мощнейшие гидродинамические образования, получившие название волн Россби. Согласно исследованиям [2 - 7] они активно участвуют в формировании движений вод океана, как в горизонтальном, так и вертикальном направлениях. Горизонтальные движения значительно усиливают океанские крупномасштабные течения, среди которых всем известные Гольфстрим, Куросио, мощные Экваториальные течения и т.д. [6, 7], а вертикальные - перемещают воды в вертикальном направлении, в частности, создавая тем самым такие известные явления, как апвеллинг - даунвеллинг, Эль-Ниньо – Ла-Нинья, тайфуны и прочее [2 - 5]. Эти вертикальные и горизонтальные движения изменяют температуру вод океана и его поверхности, а отсюда и атмосферы. В свою очередь это приводит к изменениям параметров атмосферы (атмосферного давления, ветра, осадков и т.д.), определяющих погоду и климат Земли. Таким образом первопричиной формирования термодинамики вод океана и атмосферы, погоды и климата Земли в значительной степени являются волны Россби. Это мы и хотим показать в данной работе.

Далее, мы изложим нашу концепцию, наш взгляд на систему изложенных связей, но в основном без доказательств. Пытливый читатель может найти доказательства в наших прежних работах [2 - 7]. Изложим некоторые представления о волнах Россби, их свойствах и параметрах, а также продемонстрируем на примере отдельных явлений (крупномасштабные течения, в частности Гольфстрим, апвеллинг-даунвеллинг, Эль-Ниньо – Ла-Нинья) механизм влияния волн Россби на термодинамику вод океана, а отсюда и атмосферы, на погоду и климат Земли. Приводимые здесь исследования выполняются в рамках проблемы: “взаимодействие океана и атмосферы”, в подобной постановки - впервые.

Волны Россби Мирового океана. Океан можно рассматривать, как сложную механическую систему, всегда стремящуюся тем или иным способом сохранить равновесное состояние. Если какая-либо сила выводит эту систему из равновесия, то процесс возвращения к исходному состоянию чаще всего и в основном, как мы убеждаемся, реализуется в виде волн. Как всякая механическая колебательная система океан обладает набором собственных колебаний. Наиболее эффективным механизмом энергоснабжения океана от внешних источников является резонансный, когда собственные колебания океана совпадают с колебаниями внешних сил, возбуждающих его волновые движения. Потери энергии волнами крайне малы, что обусловлено их свойством – суперпозиции, поэтому волны являются своего рода накопителями и обладателями большой энергии. Обладая большой массой при малых потерях энергии, они способны сохранять неизменными во времени свои свойства, характерные для свободных волн.

В начале шестидесятых годов, сравнительно недавно, по меркам развития океанографической науки, в океанах доказательно были зарегистрированы гидродинамические образования, получившие название планетарных волн Россби. Те же самые волны в зоне близкой берегу или в замкнутых морях получили название континентальных шельфовых волн. Поэтому в дальнейшем для упрощения изложения содержания статьи их также будем называть волнами Россби. Что представляют эти волны, основательно мы рассмотрим немного позже. Но сейчас приведём только некоторые сведения о них. Они имеют периоды от недели до пяти недель, фазовые скорости распространения от нескольких см/c до одного метра, длину от 100 до 1500 км, а скорости орбитальных движений частиц воды в волне, фактически течений, от десятка см/с до 2,5 м/с.

Если регистрировать течения в любой точке Мирового океана, то обязательно будут регистрироваться и течения волн Россби. Океан буквально “забит” этими волнами. На рис. 1 представлены векторные диаграммы течений Атлантического океана недалеко от Бермудских островов, зарегистрированных в 1975 – 76 гг на различных горизонтах [1]. Заметны вращательные движения вектора течений создаваемых волнами Россби с периодом, равным периоду волн Россби, ~ 40 суткам. Из анализа этих измерений следует, что буквально вся огромная масса океана от поверхности до дна находится в режиме квазисинхронных движений вод волн Россби.

Рис. 1. Среднесуточные векторы скорости течений, измеренных в 1975-76 гг. на различных горизонтах Атлантического океана недалеко от Бермудских островов [1].

В настоящее время выполнено довольно много математических и экспериментальных исследований и большое количество измерений этих волн в океанах и морях, что позволяет нам дать относительно полное их описание. С точки зрения физико-математических исследований - это свободные, прогрессивные волны, их относят к градиентно–вихревым волнам, которые обязаны своим существованием гироскопическим силам и определяются законом сохранения потенциального вихря:



– параметр Кориолиса; – завихренность поля скорости течения; - глубина океана.

Однако реальные волны, получившие название волн Россби, отличны их математической модели, предложенной С. Россби ещё в 1939 г для описания волн в атмосфере. В настоящее время многие исследователи эти реальные волны рассматривают с позиции “смешанных”, гравитационных и волн Россби, Rossbe – gravity waves. Тем не менее, реальные волны исследователи зачастую называют просто волнами Россби. Этого принципа будем придерживаться и мы, но всегда помнить, что это не совсем те волны Россби, которые математически описал С. Россби. Эти реальные волны Россби имеют как сходства, так и различия с их математическими собратьями - волнами, описанными математически С. Россби. Так оба вида этих волн обладают свойством в открытом океане распространяться в западном направлении. В изображённых математически волнах С. Россби присутствуют только горизонтальные движения воды, а в реальных: горизонтальные и вертикальные. Обо всём этом более полно будет изложено немного позже.

Наблюдаемые в определённой части океана реальные волны следует рассматривать, как составную часть сплошного поля взаимосвязанных волн всего Мирового океана. Последовательность волн во времени и в пространстве представляет собой непрерывный ряд, сформированных в модуляции (группы) малых - больших - малых и т.д. волн. Энергия от источника передаётся волновому полю всего Мирового океана малыми дозами, в течение длительного времени, в режиме “накачки”, резонансного возбуждения и теми же волнами она перераспределяется по океану. Предположительно источником возбуждения волн является атмосферная активность, флуктуации атмосферного давления или/и ветра. Некоторые исследователи предполагают, что источником поступления энергии могут быть приливные волны или приливообразующая сила. В силу того, что потери энергии в волнах крайне малы, она накапливается в них, и поэтому волны обладают большой энергией. Это тот случай, когда малыми усилиями за счёт резонансного возбуждения в течение длительного времени приводятся в волновое движение огромные массы воды океана.

Изменение амплитуд колебаний скорости течений в волнах и построение их в модуляции происходит за счёт работы некоего неизвестного науке механизма перестройки волн, названного нами модуляционным, но не за счёт отдельных поступлений энергии от источника. Эти поступления энергии от источника никак не отражаются в поведении волн, ибо они малы по сравнению с энергией волнового поля Мирового океана. Волны “живут” по своим волновым законам в режиме свободных прогрессивных волн. Параметры волн и источника корреляционно независимы. Таким образом, поведение и изменение параметров волн не зависит от поведения источника их энергии, а волны развиваются, “живут” по своим волновым законам, в режиме свободных прогрессивных волн.

Об инерционных свойствах этих волн можно судить по величине времени их жизни, приблизительно равного десяти годам. Это значит, что после прекращения подачи энергии волнам, они будут жить (по своим волновым законам) ещё в течение десяти лет. Большое время жизни объясняется огромной массой воды вовлечённой в движение и крайне малыми потерями энергии волн. Для сравнения, время жизни ветровых (Экмановских) течений равно всего нескольким суткам. Они быстро возбуждаются и в силу больших потерь энергии быстро прекращают своё существование.

В средних широтах открытой части Атлантического океана волны Россби имеют приблизительно такие параметры: фазовую скорость распространения ~ 5 см/с, длину волны ~ 400 км, амплитуды колебаний скорости течений ~ 10 – 15 cм/c. Характерным свойством этих волн является: всегда и везде в открытой части океана распространяться в западном направлении. Они пересекают Атлантический океан от восточных до западных его окраин у Гольфстрима приблизительно за 2 года. То же самое расстояние волна цунами “пробегает” всего за 3-4 часа, со скоростью приблизительно 600 км/ч. Интересно отметить, что в районе экватора параметры волн существенно отличны параметров остальной части Мирового океана. Так в Тихом океане они имеют такие параметры: период волн ~ 19 суток, длину ~ 1600 км, волны распространяются, как и везде, на запад с фазовой скоростью 90 см/с, т.е. со скоростью в 10 – 20 раз большей скорости их распространения во всём остальном Мировом океане. Эти параметры волн установлены точно по продолжительным измерениям течений, порядка 20 лет. Таковы особенные свойства волн у экватора

В Гольфстриме и его окружении волны со скоростью приблизительно 5 см/c распространяются вдоль берега на юг (в режиме континентальных шельфовых волн), так что берег находится справа по отношению к направлению распространения волн, т.е. волны распространяются против течения Гольфстрим. Так, волны проходят Гольфстрим, от северной его границы, около Ньюфаундлендской банки до южной, у полуострова Флорида, приблизительно за 250 суток. Это расстояние ~ 1000 км. Амплитуды колебания скорости течений волн Россби в Гольфстриме достигают 2,5 м/с.

Рис. 2а, б. Функции спектральной плотности течений типичные для океанов (а) и внутренних морей (б). а – построены по измерениям течений в западной Атлантике в точке “D” [8], б – в Каспийском море в пункте “Нефтяные Камни”, недалеко от Апшеронского п-ва [7].

Исследования, выполненные [6] позволили волновое поле, в частности, Гольфстрима и его окружения, представить в виде цепочки волн – солитонов, течения (движения частиц воды волн), в которых происходят по замкнутому контуру в горизонтальной и вертикальной плоскостях (рис. 3 а, б). Такое расположение линий токов течений волн Россби похоже на линии токов диполя, проводящей средой которого является вода. Напомним читателю, что линии токов указывают на мгновенное направление векторов течений, или, что одно и тоже, направление силы создающей течения. Скорость течения пропорциональна плотности линий токов. Мы видим, что в Гольфстриме плотность линий токов гораздо больше, чем за его пределами, а отсюда, и скорости течений больше, чем за его пределами. При скорости движения волн равных нулю траектории движения частиц воды волн совпадают с линиями токов. Если волны распространяются, то траектории не совпадают с линиями токов. В этом случае радиус траекторий будет меньше радиуса линий токов. Так, анализ дрифтерных измерений течений в районе Гольфстрима показал, что при длине волн в Гольфстриме 200-300 км радиус движения частиц волны составляет приблизительно 50 км. Вертикальные скорости движения частиц воды невелики, приблизительно равны 1/500 - 1/1000 от скорости горизонтальных движений. Так для Гольфстрима, средние скорости течений которого равны 0,5 – 1 м/c, вертикальные ~ 1 – 2 мм/с. Следует отметить, что в “теоретических” волнах Россби вертикальные движения частиц воды отсутствуют.

Рис. 4. Распределение температуры поверхности воды северо-восточной части Чёрного моря, в град. Цельсия, полученное по данным её измерений с борта движущегося судна [6].

Такое, сформированное волнами Россби температурное поле поверхностных вод в районе Гольфстрима изображено на рис. 4. Вполне понятно, что изменение температурного режима поверхностных вод приводит к изменению температуры и прочих параметров атмосферы.

Рис. 5. Распределение температуры поверхности воды северо-восточной части Чёрного моря, в град. Цельсия, полученное по данным её измерений с борта движущегося судна.

Явление Эль-Ниньо – Ла-Нинья. В экваториальной зоне волны Россби особенно большие, они и создают заметные движения воды в вертикальном направлении, а отсюда и заметные изменения температуры поверхности океана. Изменение температуры поверхности океана или моря зависит от скорости вертикального обмена глубинных вод с поверхностными, т.е. скорости вертикальных движений воды и градиента температуры воды с глубиной. Поток тепла из атмосферы принят постоянным и это обосновано [3].

Изучить и обосновать свою точку зрения на закономерности формирования этого явления авторам [3] удалось благодаря анализу уникальных по продолжительности и качеству измерений течений и температуры воды в экваториальной зоне Тихого океана. Начиная с 1981г по настоящее время по международной программе ТОGA TAO во многих пунктах экваториальной зоны Тихого океана выполняются измерения течений и температуры морской воды на горизонтах 10, 15, 25 м, и т. до гор. 300 м.. В точках 110⁰ и 140⁰ з.д. на экваторе они производились практически непрерывно.

Для проверки изложенного объяснения Эль-Ниньо - Ла-Нинья здесь приведём исследования, полученные по измерениям течений, V и температуры воды, Т в пункте 1. Образец таких измерений приведен на рис. 6а, б. Зависимость температуры воды поверхности океана, показателя развития Эль-Ниньо – Ла-Нинья, от амплитуды колебания скорости течений волн Россби легко прослеживается чисто умозрительно по измерениям температуры воды и скорости течений волн Россби. Мы видим, что амплитуда колебаний скорости течений волн Россби меняется во времени приблизительно с периодом 19 суток. На участке 101 – 801 час. выделяется две модуляции течений с амплитудами колебания скорости до ~ 80 см/с (а). Большим волнам с амплитудами ~ 80 см/с, наблюдаемых приблизительно в моменты времени 301, 701 час соответствует низкая температура воды, T ~24⁰C, а малым волнам, в промежутке между этими модуляциями соответствует более высокая температура воды, ~ 26⁰С. При обычном развитии событий зимой вода более тёплая, летом холодная. Этим состояниям воды соответствует слабое Эль-Ниньо и Ла-Нинья, соответственно. Иногда волны разрушаются и превращаются в хаотическую последовательность относительно небольших волн, на рис. 6а такое состояние начинается со времени ~ 801 час. Начиная с этого момента температура воды начинает увеличиваться и достигает 30⁰С. Это состояние океана называется Эль-Ниньо. Обычно оно начинается зимой и продолжается больше года, иногда два года.

Рис. 6а, б. Меридиональная составляющая скорости течения, V (а) и температура воды (б) в пункте I (140⁰ з.д.)на горизонте 10м.

Поскольку температура поверхности океана зависит не от текущей величины волны Россби, а от средней за некоторый промежуток времени, то в дальнейшем для анализа связи температуры воды и волн Россби мы используем среднеквадратические величины амплитуды колебания скорости течения за интервал осреднения ½ года, с.к.о.Vo и текущее значение температуры поверхности воды океана [4, 5, 6]. Результаты приведены на рис. 7а, б, в.

Рис. 7а, б, в. Характеристики скорости течений и температуры поверхности воды океана в пункте (140^о з.д.). Меридиональная составляющая скорости течений (фактически течений волн Россби), измеренных на горизонте 25 м (вверху), среднеквадратическая за половину года величина этих течений волн Россби (в середине), температура поверхности океана (внизу). Римскими и арабскими цифрами отмечены моменты времени, Пояснение в тексте.

Рис. 8. Связь среднеквадратической (за половину года) величины скорости течений волн Россби с температурой воды поверхности океана. Коэффициент корреляции 0,88.

Связь температуры воды на поверхности океана с волнами хорошо заметна при визуальном рассмотрении поведения параметров волн Россби (рис.7а, б, в). Так, моментам Л-Н (1, 2, 3, 4, 5, 6, 7) соответствует низкая температура поверхности воды (~24⁰C) и четкие волновые колебания течений в модуляциях с большой амплитудой. В это время крупномасштабные течения направлены на запад и их скорости достигают максимальных значений. Моментам слабого Э-Н (I, II, III, IV, V, рис. 7в) соответствует средняя температура поверхности воды (~27⁰C) и волновые колебания в модуляциях с малыми амплитудами, но не продолжительное время. В это временя крупномасштабные течения направлены на восток и их скорости максимальны. Моментам сильного Эль-Ниньо (VI, VII, VIII, рис.7в) соответствует высокая температура (~29⁰С) и волновые колебания течений с малыми амплитудами продолжительное время и малыми скоростями крупномасштабных течений. Такая ситуация наблюдается, например, между моментами времени 4 – 5 (рис. 7а).

В периоды Ла-Нинья биологическая продуктивность океана увеличивается, и соответственно количество рыбы в нем, не только за счёт понижения температуры воды, но в первую очередь за счет интенсификации вертикальных её движений воды. В период Эль-Ниньо вертикальные движения воды ослабевают, что и приводит в первую очередь к уменьшению биологической продуктивности океана и гибели рыбы в нем.

Таким образом, наше объяснение механизма явления Эль-Нино - Ла-Нинья хорошо согласуется с данными анализа этого эксперимента. Аналогичные явления наблюдаются и в Атлантическом и Индийском океанах, но в менее заметных масштабах.

Следует пояснить изложенное. Как отмечалось, температура поверхности океана завит от потока тепла поступающего с глубины океана и из атмосферы. Наличие высокого коэффициента связи позволяет сделать вывод, что изменения температуры воды на поверхности океана в основном обусловлены изменениями потока тепла с глубины океана, которые существенно определяются вертикальными движениями воды волн Россби.

Волны Россби, изменяя температурный режим поверхности океана или моря, а отсюда и воздуха, создают изменения режима ветра, давления, влажности воздуха и т.д., погоды и климата над океаном и сушей. Так различия температурного режима вод в районе экватора формируют всем известные ветры – пассаты, изменения поля давления в системе Южного колебания и т.д.. Эти изменения температуры вод океана очень существенны. Так, многие учёные полагают, что “самый большой и наиболее важный сигнал в межгодовой климатической изменчивости Земли связан с явлением Эль-Ниньо – Ла-Нинья” [7].

Относительно быстрые изменения температуры поверхности моря, вызваны апвеллингом, созданным волнами Россби. Эти изменения температуры создают локальные ветры, часто большой силы. Так, в районе восточного берега Среднего Каспия при апвеллинге такие ветры нередко достигают скоростей 10 - 20 м/c. Естественно их следует отнести к фактору существенно влияющему на погоду. Эти апвеллинги могут меняться в такт с изменениями параметров волн Россби в режиме длительных временных изменений. Тогда в этом случае можно говорить о их влиянии на климат.

Принято считать, что атмосфера влияет на океан на более высоких частотах, чем океан на атмосферу. Это, дескать, объясняется тепловой инерционностью океана. Приведенные здесь описания событий говорят об обратном: существенное влияние океана на атмосферу проявляется на более высоких частотах нежели влияние атмосферы на океан, что мы в частности наблюдаем во время развития явлений апвеллинг - даунвеллинг, Эль-Ниньо – Ла-Нинья. Влияние океана на атмосферу, проявляемое через волны Россби, существенно проявляется на периодах от нескольких суток до нескольких десятилетий.

Ранее мы отмечали, что волны “живут” по своим собственным, волновым законам, не зависимо от активности источника поступления энергии. Поэтому, чтобы понять закономерности развития термодинамики вод океана, а отсюда и атмосферы, погоды и климата Земли необходимо понять закономерности развития волн Россби, которые мы знаем плохо. Из анализа наблюдений волн понятно, что их параметры как-то зависят от широты места и морфометрии бассейна. Но как, точно не известно. Не ясно каким образом волны модулируют, их закономерности. Почему период модуляции волн на экваторе равен одному году, почему модуляции разрушаются? Без понимания всего этого невозможно разработать физически обоснованное объяснение развития термодинамики океана и атмосферы, погоды и климата Земли. Надо лучше изучить волны Россби!

1. Атлас ПОЛИМОДЕ. Под редакцией А. Д. Вуриса, В.М. Каменковича, А.С. Монина. 1986. 380 с.

8. Нечволодов Л.В., Лобов А.Л. и др.//Метеорология и гидрология. 1999. №6. С.53-65.

Альберт Леонидович Бондаренко