В.А. Магницкий - Общая геофизика (скан) (1119281), страница 44
Текст из файла (страница 44)
Результаты измерения вертикального профиля скорости звука (с интервалом 10 мин) в верхнем квазиоднородном слое Индийского океана Рис. 1.4. Вертикальные профили температуры и солености по данным многократно- го зондирования с дрейфующего судна с интервалом в 6 мин в слое красноморских вод, распространяющихся в толще вод Аравийского моря (Океанология. Физика мо- ' ря, 1978) Наряду с чередованием в океане участков с низкими и высокими вертикальными градиентами того или иного свойства здесь часто наблюдаются и изотермические слои, где вертикальные градиенты свойств равны нулю. Океаническим водам свойственно также наличие участков с инверсионным ходом плотности по глубине.
Примером такого инверсионного слоя в распределении плотности с глубиной может служить поверхностная пленка в океане, где градиент температуры на 1 — 2 порядка выше, чем самые резкие градиенты, наблюдаемые в термоклине (см. ч. 11). Изрезанность вертикальных профилей солености в океане, как правило, больше изрезанности аналогичных профилей температуры.
Известно, что скорости молекулярной диффузии тепла и соли в воде различаются на два порядка. Это обстоятельство приводит к возникновению в морской воде такого интересного явления, как дифференциально-диффузионная конвекция, которая также обусловливает расслоение жидкости. Возможно, что и коэффициенты турбулентного обмена теплом и солью в океане также не равны друг другу.
И хотя для некоторых специфических конвективных процессов это уже доказано, для окончательного выяснения вопроса требуется проведение дальнейших исследований. Тонкая термохалинная структура в океане формируется на фоне гидростатической устойчивости водных масс. Для изменения гидро- статически устойчивого поля плотности необходимо либо затратить энергию против архимедовых сил, что приведет к повышению потенциальной энергии жидкости, либо высвободить часть потенциальной энергии и перевести ее в кинетическую.
Таким образом, существует два класса процессов, приводящих к образованию тонкой структуры океана. В первом случае для ее формирования необходимо наличие внешних источников кинетической энергии, расходуемой на повышение потенциальной энергии жидкости. В качестве таких источников могут выступать течения, приливные явления, инерционные колебания и внутренние гравитационные волны. Во втором случае происходит расход доступной потенциальной энергии жидкости, при этом часть освобожденной потенциальной энергии безвозвратно теряется (например, вязкая диссипация при конвекции), а гидростатическая устойчивость жидкости повышается.
Возникнув по той или иной причине, тонкая термохалиниая стратификация определяет генерацию и распределение микротурбулентности в толще вод Мирового океана. ДИНАМИКА ОКЕАНА И ВОД СУШИ. РАЗЛИЧНЫЕ ТИПЫ ТЕЧЕНИЙ В ГИДРОСФЕРЕ. ВОЛНБ1 Течения в Мировом океане интересны не только сами по себе, но и вследствие того, что они оказывают существенное влияние на перераспределение водных масс по земной поверхности. В зависимости от причин, порождающих течения, последние подразделяются на дрейфовые, градиентные, конвекционные, приливные, суспензионные. Сущесгвуют также течения, вызванные сейтами и волнами цунами. дккйфовык ткчкния И~в — +2аЪ=О, ~Й (2.1) дЬ ~=0, где а2 = в з1п р/м, и и и — продольная и поперечная составляющие горизонтальной скорости, 1 — кинематическая вязкость воды.
Граничные условия на поверхности задаются следующим образом: р —" =Г,„, р — =О. (2.2) Ось'х направлена по ветру. Основной причиной всех движений в океане является ветер. Под действием ветра в океанах, морях и пресных водоемах возникают дрейфовые течения. Силой, вызывающей дрейфовое течение, служит сила трения Р воздушного потока о подстилающую водную поверхность. Рассмотрим случай установившегося движения в бесконечно глубоком море и будем считать, что плотность воды вс1оду постоянна и вода несжимаема. В этом случае уравнения динамики будут иметь вид Решение системы уравнений (2 1) с граничными условиями (2.2) можно представить в виде и = 1'ое з|п(45' — а ), т~ = У~е ~сов(45 — ак), (2.3) (2.4) На горизонте, равном удвоенной глубине трения, направления векторов скорости дрейфового течения на этой глубине и на поверхности океана совпадут.
Полярная диаграмма скоростей дрейфового течения представлена на рис. 2.1. Логарифмическая спираль, являюшаяся годографом векторов дрейфового течения, получила название спирали Экмана, по имени ученого, впервые предложившего теорию дрейфового течения. При расчете дрейфовых течений в неглубоких водоемах необходимо учитывать силу трения о Рис. 3.1. Изменение величины и на- правления вектора скорости дрейфо- вого течения с глубиной 243 К = ~Г2Р' /р~~г. Отсюда видно, что абсолютная величина скорости дрейфа Уо на поверхности океана прямо пропорциональна силе трения Р . Направление же дрейфового течения на поверхности океана йе совпадает с направлением ветра и составляет с последним угол 45 .
Отклонение реального направления дрейфового течения о'г направления ветрового потока определяется действием силы Кориолиса. При этом в Северном полушарии дрейфовое течение отклоняется вправо от направления ветра, а в Южном — влево, По мере увеличения глубины ~ абсолютная величина вектора схорости дрейфового течения уменьшается по экспоненциальному закону, а сам вектор все более и более поворачивается вправо. На некоторой глубине, которая получила название глубины трения (г .О), вектор скорости дрейфового течения будет направлен в сторону, прямо противоположную направлению вектора скорости дрейфового течения на поверхности океана. Из (2.3) следует, что глубина трения равна дно. 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 бесконечно глубоким.
В приэкваториальной области, где значение широты р мало, величина глубины трения очень велика и с приближением к экватору стремится к бесконечности. Таким образом, в приэкваториальной зоне Мирового океана глубины вне зависимости от их реального значения следует считать малыми и рассматривать дрейфовые течения как течения в неглубоком море.
Теоретическим путем можно 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 на различных горизонтах отличается от аналогичных соотношений для установившегося течения. Дрейфовые течения наблюдаются и в северных морях, поверхность которых покрыта льдом. В этом случае ветер действует не непосредственно на водную поверхность, а на плавучие ледяные поля, 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 повышению уровня воды, что является одной из причин возникновения так называемых градиентных течений. ГРАДИЕНТНЫЕ И КОНВЕКЦИОННЫЕ ТЕЧЕНИЯ Течения 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 конвергенции или 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 окружающей воды.
В случае, когда ветер дует в течение некоторого промежутка времени, в море возникает наклон уровня, наиболее четко выраженный вблизи береговой черты. Естественно, что наклон поверхности создаст градиент давления, который и явится причиной возникнове- 244 ния сгонного или нагонногО-тЕчения — — — ОднОго ИЗ тнпОв градиентных течений. Допустим, что в некоторый момент времени работа ветра прекратилась. Тогда течение, которое возникает под действием градиента давления, можно описать с помощью уравнений вида ,~ㄠ— +2а~и=О, ,~ г — — 2а и+ ц т~ г я 31пу =О, ~ г (2.5) йч ч=О. Здесь у — угол наклона морской поверхности вдоль направления действия ветра (вдоль оси х). Граничные условия на водной поверх- ности будут равны — = О.
(2.6) На дне задается условие прилипания, т.е. равенство нулю составляющих скорости. Естественно, что для градиентных течений, так же как и для дрейфового, должна существовать глубина трения, но отсчитывается она в этом случае не от поверхности, а от дна и называется У=д ~~~ У= ПЫ нижней глубиной трения (.0'). Г Толща же воды, расположенная выше нижней глубины трения Р', как показывает решение задачи, движется в одном и том же направлении перпендикуляр- 1 1 ,7 ( Х но действующему градиенту дав( ис 2 2) В этом и тоит Рис г2 3 * глубине скорости градиентного течения от Отличие градиентного течения От соотношения глубины моря О и глубины дрейфового, которое с глубиной рения и затухает.
Таким образом, движение вод Мирового океана по вертикали можно разбить на три главные части:.1) придонное течение, реализующееся в слое толщиной .0' над дном и имеющее скорости, различные по величине и направлению О'.)' — нижняя глубина трения); 2) основное, или глубинное, течение, которое охватывает глубины от г = О' до поверхности н скорость в котором практически не меня- етСя С-глубиной; 3) поверхностное течение, скорость которого равна сумме чисто дрейфового и глубинного течений. Поверхностное течение проникает до глубины л = .0, которая называется верхней глубиной трения.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
