В.А. Магницкий - Общая геофизика (скан) (1119281), страница 45
Текст из файла (страница 45)
Полное решение задачи о сгонно-нагонных течениях представляет большие трудности в связи с необходимостью учета граничных условий, связанных с наклонным дном. Последнее делает важным учет вертикальной составляющей скорости течения, т.е. задача становится трехмерной, Теоретическое описание нестационарных градиентных течений существенно сложнее, нежели описание нестационарных дрейфовых движений. 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 которых на 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 моря и 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 конвекционных течений может быть выполнен с помощью широко распространенного динамического метода. Этот метод основан на анализе положения и 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). Примером эквипотенциальной поверхности может служить поверхность абсолютно спокойного океана. Принимается, что поверхность океана на определенном его участке. является горизонтальной. В этом случае поверхности с фиксированными значениями потенциала силы тяжести Г = — уЬ будут горизонтальны и параллельны друг другу.
На поверхности океана значение потенциала силы тяжести принимается равным нулю. Сила гидростатического давления в океане определяется как р =руЬ =р.0, (2.7) где р — средняя плотность морской воды, Ь вЂ” глубина, .0 — 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, Я. 1~ т.е. течения, то это с неиз- ~п бежностью отразится на по- А с и ложении изостер и изобар: П~ они будут наклонены по от- д ношению друг к другу и к ~ .~ 5я 17~057 линиям эквипотенциальных и и поверхностей. Положение изобар и изостер рассчитывается по данным измерений.
Для расчета течений динамичес- Л(, Р 3, ! ! ! ! ! ! ! ! ~2 1 ! '0 Я5И3~ ! Й (2.8) С = и сов (ю, сй) сй; здесь т~ — скорость, (о, ~Й) — угол между вектором скорости и направлением элемента контура длиной аЯ. Можно сказать, что изменение циркуляции'во времени с учетом действия силы Кориоли- 247 ким методом рассматривается некоторый контур, ограниченный двумя вертикальными разрезами и двумя глубинами (рис. 2.3). Скорость в таком контуре можно оценить с помощью гидродинамической теории циркуляции, записав следующее соотношение: Рис. 2.3. Схема, поясняющая динамический метод измерения морских течений са и сил вязкости зависит от удельного объема морской воды и дав- ления следующим образом: с~С ~ э — — 0 др — 20) — — Р ~й тр' (2.9) где в — угловая скорость вращения Земли, дР /сй — изменение площади проекции контура на плоскость экватора (учет влияния силы Кориолиса), Р, — сила трения.
Если в качестве верхней и нижней границ рассматриваемого контура выбраны две изобары, интегрирование по которым даст ноль, то интеграл, стоящий в выражении (2.9), будет равен (2.10) е а~р = й~ — Х)~. В случае установившегося течения, т.е. при ЫС/Ж = О, и в отсутствие силы трения получим О =.0~ Вг 2 "0 ~~ ~© з1пу, и м (-0 ~)12~ш Б1п 9~ (2.11) здесь 1. — расстояние между двумя гидрологическими станциями. Формула (2.11) позволяет определить разность скоростей на глубинах, соответствующих двум изобарам. Если на одной из глубин скорость течения известна, то с помощью выражения (2.11) можно вычислить скорости для других глубин.
Динамический метод, как уже упоминалось, позволяет рассчитать скорость конвекционного течения. 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 играет особенно большую роль в мощных морских течениях, вторгающихся в виде струи в окружающие воды Мирового океана. Примером такой струи является течение 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. Противотецение в Тихом океане (по Ю.М. Шокальскому): а — лего Северного полушария, б — зима Северного полушария торой образуются мощные вихри с вертикальной осью, известные как ринги Гольфстрима и обладающие большой живучестью (см.
ниже). Особенностью циркуляции вод Мирового океана является наличие экваториальных противотечений (рис. 2.4). Отличительная черта экваториального противотечения — его относительно большие скорости, достигающие б0 см/с на широте около 10 слп. При этом южное и северное пассатные течения имеют скорости 40 и 20 см/с соответственно.
Как показали работы последних лет, при расчете экваториальной циркуляции помимо действия ветра необходимо учитывать и термохалинные эффекты. Изучая течения Мирового океана, нельзя пренебрегать широтной изменчивостью силы Кориолиса. Изменение этого параметра с широтой приводит к таким особенностям наиболее мощных дрейфововых течений, как сгущение линий тока около западных берегов и разрежение около восточных берегов океана в Северном и 249 Южном полушариях, поскольку то, что было левым относительно меридиана в Северном полушарии, становится правым в Южном и наоборот.
Мощности современных вычислительных машин сделали возможной постановку гидродинамической задачи о течениях в переслоенном .океане во всей полноте и сложности с использованием граничных условий на поверхности и дне океана. Такие работы в настоящее время интенсивно развиваются. Вместе с тем до настоящего времени продолжают оставаться актуальными и непосредственные измерения поля течений в различных районах Мирового океана.
Именно инструментальным путем в 60-х гг. ХХ в. в Атлантическом океане советскими учеными было открыто течение Ломоносова, максимальная скорость которого достигает 120 см/с. СИНОПТИЧЕСКИЕ ВИХРИ В ОКЕАНЕ Характерной особенностью циркуляции вод Мирового океана являются так называемые синоптические вихри.
Это нестационарные вихреобразные возмущения поля скорости с горизонтальными размерами порядка 300-400 км, охватывающие водные массы от поверхности до глубин в сотни и тысячи метров, нередко проникая до дна или почти до дна океана. Поступательная скорость движения синоптических вихрей невелика, не превышает нескольких сантиметров в секунду. Океанские вихри такого масштаба делятся на вихри открытого океана и фронтальные, возникающие во фронтальных течениях типа Гольфстрима или Куросио. Фронтальные вихри Гольфстрима (ринги) рождаются при отсечении меандров от основной струи течения.
Сами меандры возникают в процессе развития неустойчивых волнообразных движений, существующих в основной струе Гольфстрима и характеризующихся длиной волны в 300-400 км и фазовой скоростью порядка 6-10 см/с. Меандры, отколовшиеся от основного течения, превращаются в теплые антициклонические или холодные циклонические вихри, располагающиеся соответственно слева и справа от основной струи. Пример трансформации циклонического меандра в синоптический вихрь приведен на рис. 2.5. Скорость поверхностного течения в меандре перед его отрывом от течения может достигать нескольких метров в секунду. Фронтальный синоптический вихрь, отделившись от течения, может вести сепаратное, независимое существдвание на протяже- 250 ва вв ва 62 60 ва вв Рис.
2.5. Распределение температуры ( Р) на глубине 200 м в районе Гольфстрима с 16 по 22 июня 1950 г. Заштрихованы области с температурой менее б5'Р (18'С) (Океанология. Физика моря, 1978) нии нескольких лет, покрыв при этом в океане огромные расстояния (рис. 2.6). Часть циклонов Гольфстрима, не успев затухнуть, поглощается Флоридским течением, а часть — очень медленно угасает в океане. Со временем диаметр вихря уменьшается, убывает его кинетическая и доступная потенциальная эйергия. Наблюдения и расчеты показали, что основной запас доступной потенциальной энергии циклонов Гольфстрима содержится в области главного термоклина и примерно в 10 раз превышает их полную кинетическую энергию.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
