Глава 8. Классификация морских течений

Н.Н.Зубов использовал названия течений, основанные на силах, вызывающих и уравновешивающих движение, иначе на балансе импульса. Этот принцип сохранился, но названия течений изменились, число их разновидностей возросло. Применяются также названия, основанные на компенсации и балансе других субстанций, отличных от сил и ускорений, а также на способах расчета.

Разделение течений по действующим силам. Существуют две движущих силы, способные вызывать морские течения (не считая течения приливного происхождения). Это трение ветра и градиент давления. Чаще всего эти силы действуют совместно. Однако для построения моделей, для расчета и анализа течений бывает удобно рассматривать действие названных сил раздельно. Простейшее генеральное разделение течений по действующим силам может быть записано так.

1. Дрейфовые (фрикционные) течения: А. Дрейфовые ленгмюровские, Б. Дрейфовые экмановские.

2. Градиентные течения: А. Градиентные ветровые, Б. Градиентные плотностные,

В. Градиентные стоковые.

3. Дрейфово-градиентные.

Дрейфовые течения в чистом виде могут существовать при бездивергентном поле ветра. Согласно наблюдениям, фрикционный перенос воды чаще всего принимает форму вихрей Ленгмюра, которые связаны с турбулизацией дрейфового слоя, и реже – форму спиралей Экмана, которые в классическом варианте предполагают слоистую по вертикали, квазиламинарную структуру потока. Характерная глубина распространения дрейфовых течений – несколько десятков метров (часто называют 30 м). Расчет дрейфовых течений проводится по экмановской модели или ее модификациям. Присутствие градиентных течений на эти расчеты не влияет. Модели ленгмюровских вихрей, позволяющие вычислять осредненные скорости или полные потоки, не разработаны. Время становления дрейфовых течений измеряется часами.

Спутниковыми наблюдениями обнаружены массовые проявления особенной, грибовидной, или дипольной, формы течения, которая, согласно лабораторным опытам может возникать при ограниченном в пространстве воздействии ветра на водную поверхность (рис. 8.1). Эта форма может быть также проявлением крупномасштабной турбулентности. В генеральную схему она не включена.

Рис. 8.1. Грибовидные течения в Охотском море по спутниковым наблюдениям (К. Н. Федоров и А. И. Гинзбург, 1988)

Градиентные течения по причине возникновения бывают ветровые и плотностные, или термохалинные, и стоковые. Название термохалинные широко применяется к глубинной циркуляции, где ветровое воздействие исключено. В верхних горизонтах моря градиентные течения возникают прежде всего из-за наклонов уровня моря. Причиной наклонов уровня помимо ветра могут быть климатические различия в балансе тепла и влаги. Примером последнего может служить климатическая разность уровня между океанами и морями. Так, уровень Атлантического океана выше уровня Средиземного моря и ниже уровня Тихого океана. Специального названия для климатических градиентных течений нет, они относятся к плотностным. Локальные повышения уровня моря могут возникать из-за речного стока. Связанные с этим градиентные течения Н. Н. Зубов относил к типу стоковых течений («Динамическая океанология», 1947).

В общем случае горизонтальный градиент давления состоит из двух компонентов – баротропного и бароклинного. Причиной первого служит наклон поверхности моря, второго – горизонтальный градие нт плотности. Эти составляющие горизонтального градиента давления существуют обычно совместно и действуют в противоположных направлениях. Согласно сказанному, суммарный горизонтальный градиент давления на произвольной глубине z раскладывается на две части

. (8.1)

Слагаемые правой части имеют, как правило, разные знаки. Возвышение уровня над невозмущенной поверхностью моря вызывается или нагоном поверхностных легких вод, или повышением уровня за счет опреснения и нагрева, следовательно, горизонтальный градиент плотности противоположен градиенту возвышения уровня.

Течение, вызванное наклоном уровня в однородном по плотности море, называют баротропным градиентным течением. В бароклинном море говорят о баротропной и бароклинной составляющих скорости течения.

Бароклинной составляющей скорости называют ту ее часть, которая может быть вычислена по распределению плотности (например, динамическим методом).

Под баротропной составляющей понимают ту часть скорости, которая не изменяется с глубиной. Обозначив полную («актуальную») скорость через v, баротропную через v_o и бароклинную через v’, запишем v = v_o+v’. Значение v_o определяется расчетной схемой по-разному у разных авторов.

В моделях А. С. Саркисяна (1977) это условная, не полностью реализуемая скорость, которая была бы в баротропном море и соответствовала первому члену правой части формулы (8.1). В большинстве других задач это только та часть скорости, вызванной наклоном уровня, которая присутствует на любой глубине. Она соответствует минимальному значению левой части формулы (8.1), и равна скорости на отсчетном горизонте (горизонтах) динамического метода (см. рис 8.2).

Рис. 8.2. Деление скорости на баротропную (v_B) и бароклинную (v_g) составляющие (Н. П.  Фофонов, 1965)

В модели В. А. Буркова (1980) баротропная составляющая – это придонная скорость. Наконец, это может быть средняя по глубине скорость⁵.

К градиентным течениям нужно отнести такие компенсационные течения, причиной которых может быть ветровой или волновой нагон, а движущей силой – градиент давления. Такие течения могут иметь струйный и разрывной характер. К компенсационным течениям относят Гольфстрим.

Модели градиентных течений делят по характеру сил, уравновешивающих градиент давления. Отсюда возникают названия течений: геострофические (уравновешивающая сила – сила Кориолиса) и квазигеострофические (сила Кориолиса и, в простейшем случае, трение), инерционные, вязкие и инерционно-вязкие.

Дрейфово-градиентные, или суммарные, течения могут быть ветровыми или плотностными с наложением дрейфа. Первые возникают из дрейфовых при дивергентном ветровом переносе воды и включают дрейфовые как часть своей структуры. Дивергенция дрейфового течения производит нагоны и сгоны воды, которые создают наклоны уровня. Этим включается механизм тройного приспособления: наклон уровня – скорость течения – перераспределение плотности из-за градиентов давления и силы Кориолиса. В таком ветровом по происхождению и названию течении главной движущей силой скоро становится не ветер, а градиент давления. Характер ветрового течения радикально отличается от чисто дрейфового. Резко возрастает толща воды, охваченной движением. Как только благодаря дивергенции возникает наклон уровня, сразу же вызванный этим наклоном баротропный (уровенный) градиент давления распространяется (со скоростью звука) до дна бассейна. При этом глубина приводимой в движение воды может возрасти в 100 раз (скажем, от 30 м до 3 км).

В стратифицированном море в процессе приспособления поля масс к полю скорости результирующий градиент давления будет с глубиной затухать под действием постепенно формирующегося бароклинного (плотностного) градиента. В итоге толща воды, охваченная движением, может к концу приспособления сократиться и не превышать толщины бароклинного слоя. По модельному расчету, выполненному П. С. Линейкиным, окончательная, установившаяся глубина ветрового течения в 20 раз превышала глубину дрейфового течения. Процесс приспособления длится несколько недель, и при отсутствии трения сопровождается незатухающими колебательными движениями

Эпюра дрейфово-градиентного течения в верхнем слое моря в первом приближении получается геометрическим сложением эпюр чисто дрейфового и градиентного течений, при этом делается допущение, что коэффициент трения не зависит от скорости.

Дополним сказанное уравнениями движения.

Уравнения течений, вызванных ветром. Граничное условие

при z = ζ, (8.2)

где  – трение ветра, ζ – морская поверхность,  – горизонтальная составляющая скорости .

Установившееся дрейфовое течение (простейшая модель)

, (8.3)

где , , , .

Или в координатной записи

, . (8.4)

Дрейфово-градиентное, ветровое, суммарное течение (простая модель)

, (8.5)

где _h –горизонтальная составляющая оператора Гамильтона,

Уравнения градиентных течений. Граничное условие

при z = ζ . (8.6)

Геострофическое течение

. (8.7)

Простейшее квазигеострофическое течение

. (8.8)

В широком понимании квазигеострофическими называются течения, основой расчета скорости которых служит геострофика, дополняемая поправками на другие силы, среди которых может быть не только трение, но также временная и пространственная инерция.

Инерционное течение

. (8.9)

Вязкое течение

, (8.10)

где .

Инерционно-вязкое течение

. (8.11)

Инерционные и вязкие силы хорошо выражены в струйных по форме течениях, а также в вихревых дипольных течениях грибовидной формы.

Классификация течений по принципу сохранения субстанции. Во многих случаях расчет течений осуществляется независимо от действующих сил. Вместо этого можно использовать другие принципы, главным образом балансовый подход. Приведем примеры.

1. Закон сохранения массы.

Расход и средняя скорость могут быть получены на основе уравнения дивергенции полного потока. Умножив дивергенции на параметр Кориолиса, можно перейти к уравнению баланса завихренности. Простейший этому пример мы встретим дальше в виде соотношения Свердрупа, где генерация вихря за счет меридионального суммарного переноса принимается равной и противоположной генерации вихря ветром. В данном случае используется принцип компенсации массы и завихренности. Можно было бы отразить это названием вихрекомпенсационная модель, или массокомпенсационная модель.

2. Локальный тепловой баланс.

В ряде случаев по известному градиенту температуры и локальному тепловому балансу возможно определить величину тепловой адвекции и, следовательно, оценить скорость притока вод. При этой оценке, как и в предыдущем случае, мы не используем данных о бароклинности течения, однако с уверенностью можем говорить, что если среда бароклинна, то и течение бароклинное. Подобное решение входит в группу инверсионных, или обратных, задач. Впрочем, название инверсионные имеет очень широкий смысл. В данном примере течение можно назвать теплокомпенсационным.

3. Баланс завихренности в движущемся без трения водном столбе.

Сохранение завихренности достигается при движении по меридиану за счет сжатия и растяжения движущегося столба, а при сжатиях и растяжениях, вызванных изменением глубины, баланс поддерживается уменьшением или увеличением завихренности. Такие течения стали называть вихревыми. Изменение потенциальной завихренности является причиной образования топографических вихрей над подводными горами.