В.А. Магницкий - Общая геофизика (1119278), страница 44

Просмтор этого файла доступен только зарегистрированным пользователям. Но у нас супер быстрая регистрация: достаточно только электронной почты!

Текст из файла (страница 44)

По ме­ре увеличения глубины z абсолютная величина вектораскоростидрейфового течения уменьшается по экспоненциальному закону,а сам вектор все более и более поворачивается вправо. На некото­рой глубине, которая получила название глубины трения (z * D),вектор скорости дрейфового течения будет направлен в сторону,прямо противоположную направлению вектора скорости дрейфовоготечения на поверхности океана. Из (2.3) следует, что глубина тре­ния равнаD =- =яаV (о V.sin <р .(2.4)На горизонте, равном удвоеннойглубине трения, направления векто­ров скорости дрейфового течения наэтой глубине и на поверхности оке­ана совпадут. Полярная диаграммаскоростей дрейфового течения пред­ставлена на рис.

2.1. Логарифми­ческая спираль, являющаяся годог­рафом векторов дрейфового тече­ния, получила название спиралиЭкмана, по имени ученого, впервыепредложившего теорию дрейфовоготечения. При расчете дрейфовых те- Рис 2 ] Изменение ^ „ 4MHbI „ на_чений в неглубоких водоемах не- правления вектора скорости дрейфообходимо учитывать силу трения о вого течения с глубиноидно. В таких водоемах угол отклонения вектора поверхностной ско­рости дрейфового течения от направления ветра не обязательно со­ставляет 45°.

Если глубина водоема в рассматриваемом районе боль­ше глубины трения, то такой водоем следует считать бесконечноглубоким. В приэкваториальной области, где значение широты <рмало, величина глубины трения очень велика и с приближением кэкватору стремится к бесконечности. Таким образом, в приэкватори­альной зоне Мирового океана глубины вне зависимости от их реаль­ного значения следует считать малыми и рассматривать дрейфовыетечения как течения в неглубоком море. Теоретическим путемможно проследить за развитием дрейфового течения во времени,т.е. решить задачу о развитии течения под действием постоянно­го ветра в первоначально покоящемся океане.

В случае неустановившегося дрейфового течения соотношение между скоростями наразличных горизонтах отличается от аналогичных соотношений дляустановившегося течения.Дрейфовые течения наблюдаются и в северных морях, поверх­ность которых покрыта льдом. В этом случае ветер действует ненепосредственно на водную поверхность, а на плавучие ледяныеполя, которые за счет трения увлекают за собой водные массы.Следует отметить, что чисто дрейфовые течения могут реализовы­ваться только в районах открытого океана, вдали от берегов.

В при­брежных же областях дрейф приводит к понижению или повышениюуровня воды, что является одной из причин возникновения так назы­ваемых градиентных течений.ГРАДИ ЕН ТН Ы ЕИ КОН ВЕК Ц И ОН Н Ы Е ТЕЧЕНИЯТечения в океане часто возникают под действием силы градиен­та давления. Такая ситуация может реализоваться в следующих слу­чаях: при образовании у берегов сгона или нагона воды; при возник­новении в отдельных районах Мирового океана зон конвергенцииили дивергенции водных потоков; при подъеме или падении уров­ня воды в одном из водоемов, что может вызываться, например,изменением стока рек; при неоднородном горизонтальном распре­делении плотности воды, что возможно при вторжении в море вод­ных масс, плотность которых отлична от плотности окружающейводы.

В случае, когда ветер дует в течение некоторого промежуткавремени, в море возникает наклон уровня, наиболее четко выражен­ный вблизи береговой черты. Естественно, что наклон поверхностисоздаст градиент давления, который и явится причиной возникнове­ния сгонного или нагонного течения — одного из типов градиент­ных течений.Допустим, что в некоторый момент времени работа ветра прекра­тилась. Тогда течение, которое возникает под действием градиентадавления, можно описать с помощью уравнений видаd2u+ 2a2v = О,dz2d2v~dJ(2.5)div v = 0.Здесь у — угол наклона морской поверхности вдоль направлениядействия ветра (вдоль оси х ) .

Граничные условия на водной поверх­ности будут равныНа дне задается условие прилипания, т.е. равенство нулю составляю­щих скорости.Естественно, что для градиентных течений, так же как и длядрейфового, должна существовать глубина трения, но отсчитывает­ся она в этом случае не от по­верхности, а от дна и называетсянижней глубиной трения (£>').Толща же воды, расположеннаявыше нижней глубины тренияD \ как показывает решение за­дачи, движется в одном и томже направлении перпендикуляр­но действующему градиенту дав­2.2. Зависимость распределения поления (рис.

2.2). В этом и состоит Рис.глубине скорости градиентного течения ототличие градиентного течения от соотношения глубины моря Н и глубиныдрейфового, которое с глубиной трения Dзатухает.Таким образом, движение вод Мирового океана по вертикалиможно разбить на три главные части:Л) придонное течение, реали­зующееся в слое толщиной D ' над дном и имеющее скорости, раз­личные по величине и направлению (£>' — нижняя глубина трения) ;2) основное, или глубинное, течение, которое охватывает глубиныот z = D' до поверхности и скорость в котором практически не меня­ется с глубиной; 3) поверхностное течение, скорость которого рав­на сумме чисто дрейфового и глубинного течений.

Поверхностноетечение проникает до глубины z = £>, которая называется верхнейглубиной трения.Полное решение задачи о сгонно-нагонных течениях представляетбольшие трудности в связи с необходимостью учета граничных усло­вий, связанных с наклонным дном. Последнее делает важным учетвертикальной составляющей скорости течения, т.е. задача становитсятрехмерной.Теоретическое описание нестационарных градиентных теченийсущественно сложнее, нежели описание нестационарных дрейфовыхдвижений.Примером градиентных течений являются также бароградиент­ные течения, которые обусловлены различием атмосферного дав­ления над отдельными участками Мирового океана. Бароградиент­ные течения, в отличие от дрейфовых, распространяются до дна оке­ана и изменяются в соответствии с изменением поля атмосфер­ного давления. Причиной их возникновения служат главным обра­зом циклоны и антициклоны.

Эти воздушные вихри сопровожда­ются, как правило, сильными ветрами, под действием которыхна фоне бароградиентных течений развиваются и дрейфовые те­чения. Для описания бароградиентных течений используются сис­темы уравнений (2.1) и (2.5). Система уравнений (2.5) служит так­же и для описания так называемых суспензионных, или мутьевых, потоков, которые возникают при стекании по склону подвод­ных гор водных масс с большим содержанием илистых наносов,а также наблюдаются в устьях больших рек при их впадении в моряи океаны.Одной из разновидностей градиентных течений являются кон­векционные течения. Они возникают вследствие различия плотно­сти морской воды на одной и той же глубине, что создает действу­ющий горизонтальный градиент давления.

Расчет конвекционныхтечений может быть выполнен с помощью широко распространенно­го динамического метода. Этот метод основан на анализе положенияи формы трех семейств поверхностей в толще вод Мирового океана:эквипотенциальных (поверхностей равной величины потенциала си­лы тяжести), изобарических (поверхностей равного давления) и изостерических (поверхностей равного удельного объема).

Примеромэквипотенциальной поверхности может служить поверхность абсо­лютно спокойного океана. Принимается, что поверхность океана наопределенном его участке является горизонтальной. В этом случаеповерхности с фиксированными значениями потенциала силы тяжес­ти Г = —gh будут горизонтальны и параллельны друг другу. На по­верхности океана значение потенциала силы тяжести принимаетсяравным нулю.Сила гидростатического давления в океане определяется какр =pgh=pD*,(2.7)где р — средняя плотность морской воды, h — глубина, D* — ве­личина, получившая в океанологии название “динамическая глу­бина”.В случае статического равновесия воды изостеры, изобары и экви­потенциальные поверхности совпадают друг с другом.Если же в океане сущест­вует движение водных масс,т.е. течения, то это с неиз­бежностью отразится на по­ложении изостер и изобар:они будут наклонены по от­ношению друг к другу и клиниям эквипотенциальныхповерхностей.

Положение изо­бар и изостер рассчитываетсяпо данным измерений. Длярасчета течений динамичес­ким методом рассматривает­ся некоторый контур, огра­ниченный двумя вертикаль­ными разрезами и двумяд*л}\'<глубинами (рис. 2.3). Ско­рость в таком контуре можнооценить с помощью гидроди­намической теории циркуля­ции, записав следующее со- Рис._ 2.3.^ Схема,_поясняющая динамическимотношение:метод измерения морских теченийлС = о v cos (у , dX) dX\28( . )здесь v — скорость, (у , dX) — угол между вектором скорости инаправлением элемента контура длиной dX. Можно сказать, что из­менение циркуляции во времени с учетом действия силы Кориоли-са и сил вязкости зависит от удельного объема морской воды и дав­ления следующим образом:dC=dt-o v d p - Ъ о - ^ - - F1X),(2.9)где со — угловая скорость вращения Земли, d F j d t — изменениеплощади проекции контура на плоскость экватора (учет влияниясилы Кориолиса), FTp — сила трения.Если в качестве верхней и нижней границ рассматриваемого кон­тура выбраны две изобары, интегрирование по которым даст ноль, тоинтеграл, стоящий в выражении (2.9), будет равенO v dp =—D2.( 2.

10)В случае установившегося течения, т.е. при d C / d t = 0, и в отсут­ствие силы трения получим'1(2 . 11)и0 ” и \ ~ (^1 “ D2)/2 L co sin^>;здесь L — расстояние между двумя гидрологическими станциями.Формула (2.11) позволяет определить разность скоростей на глу­бинах, соответствующих двум изобарам. Если на одной из глубинскорость течения известна, то с помощью выражения (2.11) можновычислить скорости для других глубин. Динамический метод, какуже упоминалось, позволяет рассчитать скорость конвекционноготечения.Дальнейшее развитие теории морских течений связано с уче­том топографии морского дна. Как показали наблюдения, в усло­виях крупномасштабных неоднородностей морского дна при расче­те течений необходимо учитывать эффект бокового трения, гораз­до более существенного, чем трение между горизонтальными сло­ями воды.

Сила бокового трения игра'ет особенно большую рольв мощных морских течениях, вторгающихся в виде струи в окру­жающие воды Мирового океана. Примером такой струи являетсятечение Гольфстрим. Внедряясь в относительно спокойную воду,Гольфстрим постепенно засасывает с боков все новые и новые вод­ные массы, формируясь как мощная река в океане, на границах ко-Рис. 2.4. Противотечение в Тихом океане (по Ю.М. Шокальскому): а — лето Северногополушария, 6 — зима Северного полушарияторой образуются мощные вихри с вертикальной осью, известныекак ринги Гольфстрима и обладающие большой живучестью (см.ниже).Особенностью циркуляции вод Мирового океана является нали­чие экваториальных противотечений (рис.

Характеристики

Список файлов книги