10.12.3. Плотностные течения

Плотностное течение порождает неравномерность распределения плотности в океане. Как было показано в разд. 10.6 (см. рис. 10.2), в низких широтах Мирового океана плотность воды на поверхности меньше, а удельный объем больше, чем в полярных областях. Следовательно, уровень во внутритропической области выше, чем в высоких широтах. Это приводит к движению воды по уклону, т. е. от тропиков к полюсам. Одновременно начинают действовать силы трения и Кориолиса, влияют очертания берегов, рельеф дна и еще накладывается глобальная система ветров. Все это вместе взятое и формирует общую циркуляцию вод океана.

Рис. 10.18. Схема расчета наклона водной поверхности в океане; течение направлено «в чертеж»; Северное полушарие

Рассмотрим роль различия плотностей в формировании течений. На рис. 10.18 показано сечение равномерного потока в Северном полушарии, который идет «в чертеж». На каждую единичную массу на поверхности потока действуют силы тяжести g и Кориолиса К (для единичной массы ограничимся ускорениями), поэтому поверхность наклонена так, что она перпендикулярна равнодействующей обеих сил. Угол наклона определяют по формуле

. (10.27)

Отсюда находим скорость потока:

(10.28)

Измерить превышение ∆h на поверхности моря достаточно точно нельзя, но можно найти его приближенно, если воспользоваться динамическим методом, предложенным в начале прошлого века В. Бьеркнесом применительно к атмосфере. В. Сандстрем и В. Хелланд-Хансен видоизменили его для океана. Широкому распространению динамического метода способствовали работы Н.Н. Зубова, который расширил его смысл и предложил очень простой метод расчетов. В этом методе используются единицы работы силы тяжести — геопотенциала (динамический дециметр): работа, затрачиваемая при поднятии массы в одну тонну на высоту 1/9,8 м, т. е. приблизительно на один дециметр (в единицах СИ это равно 1 кДж). Соотношение между глубиной, измеренной в динамических D и в линейных h метрах, запишется так: D = 0,lgh. Глубину можно измерить и в единицах давления (10⁴ Па): p = 0,lgh/, где  — удельный объем воды. Связь всех трех величин запишется так:

D=0,1gh=p; p= h= . (10.29)

Это значит, что для воды соленостью 35‰и температурой 0 °С глубине один метр будет соответствовать работа 0,98 динамических метров и давление 1,01 децибара (101 гПа). Вообще числовые значения этих величин при любой температуре и солености будут различаться в пределах 3%. Это позволяет заменять числа, полученные в одних единицах, другими, просто переименовывая их: измеряя горизонты в линейных метрах, считать их полученными в децибарах.

Для определения скоростей течений в данном районе океана надо иметь достаточно плотную сеть станций и для каждой станции получить динамическую высоту, вычисляя ее вверх от некоторой отсчетной (нулевой) изобарической поверхности, принимаемой за начало отсчета для всех станций. Для океана часто берется изобара 1500 децибар, т. е. глубина 1500 м, так как это слой находится у нижней границы главного термоклина (для морей берется меньшее значение). Динамические высоты определяют по температуре и солености воды на каждом горизонте по формуле D=p. Затем на карту наносят все значения высот в динамических сантиметрах (или миллиметрах) и проводят изолинии, называемые динамическими горизонталями. Теоретически они представляют собой линии тока, причем направление движения воды таково, что большая высота лежит в Северном полушарии справа по движению. Расстояние между изолиниями обратно пропорционально скорости течения, поэтому величина скорости может быть вычислена по разности динамических высот в двух точках, лежащих на расстоянии L одна от другой:

v= (10.30)

Вследствие близости числовых значений динамических и линейных метров динамические карты показывают топографию поверхности моря. Динамические карты составлены для всех океанов и морей. Они дают генеральную картину стационарной геострофической циркуляции, в которой внутреннее трение пренебрежимо мало, а действующая сила — градиент давления — уравновешивается только силой Кориолиса. Пример динамической карты дан на рис. 10.19.

Рис. 10.19. Динамическая карта района Калифорнийского течения для июля (по Уайли). Динамические высоты (м) даны относительно отсчетной поверхности 500 м (5 • 10⁶ Па)

В настоящее время метод расчета значительно усовершенствован, модели течений позволяют решать полную систему уравнений гидродинамики, учитывающую воздействие ветра, влияние рельефа дна, трение о дно, переменную плотность воды, изменение силы Кориолиса с широтой и т.д. При этом единая отсчетная поверхность либо не требуется вовсе, либо расчет идет от уровня поверхности океана, полученного по балансу суммарных расходов течений или по данным спутниковой альтиметрии.