
книги из ГПНТБ / Тареев, Б. А. Динамика бароклинных возмущений в океане
.pdfПоскольку нормальная к береговой черте компонента ско рости должна обращаться в нуль, граничные условия для
(2.9.17): р = 0 при у = 0, р — ограничено при г/->— оо (2.9.18).
Если ехр(—ху)_— х, то вместо (2.9.17) получим
хЦх — 1) ^ Е - + х ( х — 1) -£ -+ [* ,' — a'2x) — k'2(x— \)]p=0.
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
(2.9.19) |
Здесь а’2= а2х~2, k'2x~ 2, |
к' — кх~2. |
Граничные |
условия для |
|||||||
(2.9.19): |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
р (1) = 0, |
р (оо) — ограничено. |
|
(2.9.20) |
|||||
При р = хтф (х), |
т = ± V k ’2+ к’ уравнение (2.9.19) |
приво |
||||||||
дится к виду: |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
х(х — 1) ср" + |
(х — 1) (2т + 1) ф' + (Г — а'2) ф = 0.- |
(2.9.21) |
|||||||
Определяя параметры а, |
(3, у равенствами |
|
|
|||||||
|
a = m ± V k’2+ |
а'2, |
р = т ± У k’2+ а'2, |
|
||||||
|
у = |
2т + 1, (т = ± V k'2 + х'2 , |
|
(2.9.22) |
||||||
приводим уравнение (2.9.21) к гипергеометрическому:] |
|
|||||||||
|
х ( х — 1)ф" + [а -Ь Р + |
1) л: — у)] ф' + <*Рф = 0. |
(2.9.23) |
|||||||
Общее решение (2.9.23) в рассматриваемом интервале: |
|
|||||||||
|
Ф = хга F (а, |
1 + а — у, |
1 + а — р; г -1) + |
|
||||||
|
ч- х~&F (Р, |
1-гР — У, |
1-гР —а; х~]). |
(2.9.24) |
||||||
Здесь F ^ Л, В , С; — j — гипергеометрический ряд, |
1 < | х | <оо. |
|||||||||
Из |
(2.9.24) получаем: |
|
|
|
|
|
|
|
||
|
р = Clxm~aF ( А, |
В, С; — ) + с2хт~Р F (Л', В', |
С'; — ). |
|||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
(2.9.25) |
Но |
независимо |
от |
знака |
т, |
если в |
выражениях 2.9.22 для |
||||
а, р выбрать верхние знаки, получим |
|
|
|
т — а — — V k '2 + а'2 < 0 и т — р = V k'2 + а’2 > 0 ,
поэтому условие ограниченности р (оо) приводит к С2= 0 , и решение для р с учетом использовавшихся выше обозначений:
130
р = се Yk2+a*y F (m + V а'2 |
k'2 , V a'2+ k'2 — m, |
|
|||
|
|
1 + 2 V k '2 + a'2 )e*y |
(2.9.26) |
||
(при выборе нижних знаков в |
(2.9.22) получаем то |
же |
са |
||
мое решение (2.9.26)). |
|
|
|
||
Первое граничное условие (2.9.18) с учетом (2.9.26) тре |
|||||
бует po(0)=F(A, В, С; 1)=0. |
Гипергеометрический |
ряд |
|||
F{A, В, С; х) при х-Ч расходится, но, как известно, |
при ус |
||||
ловии С—А— |
0, которое выполняется (см. 2.9.26), суще |
||||
ствует предел: |
|
|
|
|
|
F(A, В, С; 1) = |
- ft |
|
|
||
|
|
Г ( С - А ) - Г ( С - В ) ' |
|
|
|
Здесь Г ( х ) — гамма-|функция. Поэтому для выполнения |
гра |
||||
ничного условия |
необходимо, чтобы С—А = —h или |
С—В = |
|||
= —п, где п = 0, |
1, |
2 ... Выбирая положительный знак |
для |
||
в (2.9.22) с учетом |
(2.9.26), получим: |
|
|
||
V k '2 + а'2 — т — — п\ |
{т = 1, 2, 3 ...). |
(2.9.27) |
(Такое же соотношение получим и для отрицательного т.) Из (2.9.27) получаем дисперсионные соотношения
cn = U --------------- , |
---------. |
(2.9.28) |
a2 -f- 2пх S k 2 + а2 -р х 2п2 |
|
Как видно из (2.9.28), характер дисперсии существенно зависит от ширины материкового склона х~1 и отличается от простейшего случая малых относительных изменений глубины, когда дисперсия аналогична дисперсии волн Россби (сэ-/г~2). При и—0 и a2= f 2lgH получим сп— —fn.-1(2&+>m)_1. Отсю да для первой моды получим:
|
с = |
f |
. |
,Л |
fk |
. |
|
|
|
2k- |
|
со = |
2k + |
х |
|
||
|
|
|
|
|
||||
Се |
бы |
|
*f |
_fg |
|
X |
(2.9.29) |
|
dk |
{2k -j- x) |
с |
(2k — x) |
|||||
|
|
Следовательно, фазовая и групповая скорости волн (отно сительно воды) направлены одинаково (влево, если смотреть в направлении берега). Этот пример наглядно показывает су щественное отличие дисперсии рассматриваемых волн от дис персии бездивергентных волн Россби, для которых фазовая и групповая скорости имеют противоположное направление. Когда длина волн велика по сравнению с шириной матери кового склона |(и~1~100 км), фазовая и групповая скорости
совпадают по величине и равны fxr1. Хотя для каждого кон кретного профиля дна характер дисперсии будет меняться,
можно полагать, что рассмотренный пример соответствует типичным реальным условиям на материковом склоне.
9 |
131 |
Глава третья |
ВНУТРЕННИЕ ГРАВИТАЦИОННЫЕ |
|||
|
ВОЛНЫ В НЕПРЕРЫВНО |
|
||
|
СТРАТИФИЦИРОВАННОМ ОКЕАНЕ |
|||
|
§ 3.1. Общие замечания. Основные |
|||
|
уравнения и некоторые следствия. |
|
||
|
Внутренние волны и инерционные |
|
||
|
колебания |
|
|
|
представляют |
Внутренние |
гравитационные |
волны |
|
собой третий вид |
бароклинных |
возмущений, |
||
рассматриваемых в настоящей |
работе. В § |
2.1 уже |
были |
изложены основные принципы отфильтрования и разделения решений, поэтому мы не будем к ним возвращаться, а рас смотрим вопросы динамики внутренних волн, выделенных в «чистом виде», основываясь, главным образом, на изуче нии характерных и достаточно общих свойств собственных решений.
Свободные вйутренние волны являются по отношению к градиентно-вихревым волнам высокочастотными движениями
и для них всегда выполняется неравенство <o>f |
(тогда, как1 |
|
мы видели, для градиентно-вихревых |
волн о < /). Поэтому |
|
углы наклона к горизонту плоскости траекторий |
движения |
|
частиц во внутренних волнах обычно |
велики по |
сравнению |
с наклоном изопикнических поверхностей в среднем движе нии, и возбуждение таких волн всегда связано с увеличе нием полной потенциальной энергии. Внутренние гравита ционные волны «не замечают» наклона изопикнических по
верхностей, и как видно из качественного рассмотрения, проведенного в § 2.5 (в связи с обсуждением рис. 18), меха низм бароклинной неустойчивости не имеет отношения к внутренним волнам и не может служить объяснением воз никновения внутренних волн.
Если основное движение является течением с разрывом скорости и плотности (как течение, рассмотренное в § 2.6), то возникающая неустойчивость Гельмгольца в принципе может служить причиной возникновения внутренних волн, рассматриваемых как малые возмущения, наложенные на основное движение. Однако в действительности действие диссипативных факторов приводит к сглаживанию поля
132
гидродинамических элементов в океане, поэтому двуслойная модель § 2.6 является слишком грубой для объяснения ме ханизма возникновения внутренних волн с точки зрения неустойчивости Гельмгольца и не имеет практического зна чения.
Имеется ряд гидродинамических работ (например, Чер кесов, 1967; Войт, 1958; Черкесов, 1962; и др.), в которых рассматривается возникновение внутренних волн на поверх ности раздела под действием внешних вынуждающих сил (обычно изменений давления, приложенного к свободной поверхности). Однако большие математические трудности решения таких задач вынуждают ограничиваться рассмот рением очень специальных случаев, что сильно затрудняет использование результатов этих работ в океанографии. Во всяком случае, при теоретическом изучении внутренних волн учет непрерывного изменения плотности с глубиной, как правило, оказывается необходимым для объяснения боль шей части наблюдаемых экспериментальных фактов. Меха низм возбуждения, основанный на резонансном взаимодей ствии внутренних волн с низкочастотными компонентами двумерного спектра поверхностного волнения (см., в частно сти, Phillips, 1966), представляет значительный интерес, но исходит из чисто качественных соображений и пока может быть оценен только как перспективная гипотеза.
В связи с таким положением экспериментальное изуче ние внутренних волн приобретает очень важное значение и необходимо для определения наиболее интересных направ лений развития теории. Поэтому после изложения теорети ческих вопросов мы опишем постановку и некоторые резуль таты специальных экспериментов по изучению внутренних волн, проведенных под руководством автора. Проведение таких экспериментов в области относительно высоких частот потребовало создания новой методики наблюдений и обра ботки и, что самое важное, новой аппаратуры. В качестве индикатора внутренних волн была использована наиболее просто измеримая величина —температура.
* Так как наблюдающееся в океанах и морях поле внут ренних волн обычно отличается большой степенью нерегу лярности в связи с разнообразным характером источников возбуждения и сложными интерференционными явлениями, при анализе данных эксперимента трудно отличить поле собственно внутренних волн от поля турбулентности в соот ветствующем диапазоне частот. Однако с теоретической точки зрения различие между этими явлениями может быть проведено достаточно четко, так как энергия чисто турбу лентных движений определяется кинетической энергией турбулентных вихрей и переносится со скоростью движения частиц воды, а энергия внутренних волн переносится с груп
133
повой скоростью волн. Поэтому внутренние волны должны играть важную роль в общем энергетическом балансе океана. Кроме того, неустойчивость внутренних волн, рас сматриваемых как основное движение, может приводить к возникновению турбулентности в области более высоких частот. Следует, однако, признать, что такие задачи слиш ком сложны и пока не доступны теоретическому анализу!
По-видимому, |
влияние |
неровностей дна и берегов |
игра |
ет существенную |
роль в |
возникновении внутренних |
волн, |
поэтому один из последующих параграфов будет посвящен возникновению установившихся внутренних волн при обте кании неровностей дна стратифицированным течением.
Изложение материала этой главы, основанное главным
образом на работах автора (-Тареев, 1963, 19656, 1965в, 19666, 1967а; Иванов, Смирнов, Тареев, Филюшкин, 1968),
рассматривает внутренние гравитационные волны как один из важнейших типов движений, возможных в стратифици рованном океане и, конечно, не охватывает всего круга вопросов, связанных с внутренними волнами. Тем не менее мы надеемся, что при изложении некоторых общих вопросов теории (дисперсионные свойства, изменение амплитуды с глубиной) на примере конкретных задач нам удалось до
биться большей физической ясности, чем это было сделано до сих пор. Список теоретических и экспериментальных работ, касающихся этой быстро развивающейся области океанографии, далеко не'является исчерпывающим. Следует отметить, что в связи с возрастающим интересом к неста ционарным движениям в океане и некоторыми" прикладными задачами (прежде всего задачами гидроакустики) экспери
ментальное и теоретическое исследования внутренних бароклинных волн привлекает в последние годы пристальное внимание океанографов. Экспериментальные работы состоят в основном в получении достаточно длинных рядов наблю дений и последующем статистическом анализе этих рядов. Чрезвычайное разнообразие волновых и турбулентных дви жений, возможных в бароклинной среде, существенно за трудняет физическую интерпретацию данных наблюдений.* Другая трудность состоит в том, что во многих случаях энергию высокочастотной части спектра внутренних волн нельзя считать малой, и, следовательно, если измерения имеют дискретный характер, интервалы между измерениями должны быть достаточно малы даже в том случае, если нас интересуют колебания в области относительно низких частот. Это обстоятельство предъявляет довольно жесткие требова
ния к конструкции измерительной аппаратуры и инерцион ности датчиков. Кроме того, при наблюдениях с помощью автономной аппаратуры с ограниченным запасом питания требования к получению максимальной длины ряда наблю
134
дений и минимального интервала между наблюдениями, очевидно, взаимно противоречивы и могут быть приближен но удовлетворены только в результате некоторого компро мисса. (Эти вопросы будут подробнее изложены при обсуж дении наших экспериментов.)
Гидродинамическое изучение внутренних волн, начатое Лявом и Лэмбом (1947), было продолжено применительно к океанографии в известных работах Фьельстада. Достаточ но полное представление о направлениях теоретических исследований можно получить из сборника «Внутренние волны» (1964), где также приведена библиография работ, опубликованных на русском языке. Конспективное описание последних исследований дано в обзоре (Белоусов, Монин, Тареев, • 1968). Значительная часть книги «Гидродинамика океана и атмосферы» (Эккарт, 1963) посвящена лучевой трактовке динамики внутренних волн. Среди немногочислен ных работ по математическим аспектам теории внутренних волн в непрерывно стратифицированной жидкости укажем работы (Тер-Крикоров, 1962, 1965), где доказан ряд общих теорем и исследованы методом малого параметра некото рые нелинейные эффекты. В подавляющем большинстве работ рассматриваются лишь установившиеся волновые дви жения, так как задача Коши для случая непрерывной стра тификации слишком сложна.
В связи с этим при рассмотрении теоретических задач динамики внутренних волн не удается достигнуть той сте пени общности и математической глубины, которая харак
терна для классической теории поверхностных волн (см., на пример, Сретенский, 1936). Поэтому можно сказать, что
общей теории внутренних волн не существует, и решение частных задач, соответствующих тому или иному характер ному распределению плотности по глубине, сохраняет свое значение. Некоторые задачи такого рода будут рассмотрены ниже наряду с более общими вопросами дискуссионного характера, как, например, вопрос о возникновении внутрен них волн приливного периода в открытом океане. Уравне
ния движения |
линеаризированы. |
Хотя внутренние баро- |
||||
клинные |
волны |
представляют собой существенно |
вихревое |
|||
явление, |
роль диссипативных факторов достаточно |
очевид |
||||
на и |
не |
имеет |
принципиального |
значения. |
Поэтому жид |
|
кость |
предполагается невязкой, а движение |
изопикническим |
(точнее изэнтропическим). Параметр Кориолиса будет при нят не зависящим от широты, чтобы отфильтровать движе ния типа волн Россби.
Поскольку горизонтальные изменения плотности в океане на расстоянии, сравнимом с длиной внутренних волн, обыч но малы, плотность в невозмущенном состоянии можно считать зависящей только от глубины. Тогда, если в невоз-
135
мущенном |
состоянии движение отсутствует, |
имеет место |
|
уравнение |
гидростатики: |
|
|
|
Фо |
е Ро = °- |
(3.1.1) |
|
дг |
Линеаризируя уравнения невозмущенного состояния второго порядка, получим
ut — fv = |
1 |
|
--------г р*. |
||
|
|
Ро |
Щ+ fu — |
1 |
|
Ру- |
||
|
|
Ро |
wt |
gp |
1 |
= ---------Рг, |
||
|
Po |
Ро |
гидродинамики .относительно (3.1.1) с точностью до малых
(3.1.2)
их + Vy+ Wz = 0,
Р< + - -iBsdz -w = 0.
Здесь как |
обычно и, |
и — компоненты скорости по |
гори |
|||
зонтальным |
осям х, у\ |
w — компонента |
скорости |
вдоль |
||
оси г, |
направленной вертикально вверх; t — время; f — пара |
|||||
метр |
Кориолиса; |
g — ускорение силы тяжести; р — возму |
||||
щение |
давления; |
po = po(z)— потенциальная |
плотность |
в не |
||
возмущенном |
состоянии; |
р — возмущение |
плотности. |
Ниж |
ние индексы указывают на дифференцирование по соответ
ствующей переменной. |
Жидкость |
считается неоднородной, |
но несжимаемой, т. е. |
изменениями плотности, связанными |
|
с изменениями давления в волне, |
пренебрегается. Рассмат |
ривается только устойчивая стратификация, т. е. dpo/dz^.0. Из системы (3.1.2) удобно исключить все неизвестные, кро ме вертикальной компоненты скорости w, для которой наи
более естественно |
могут быть |
сформулированы |
граничные |
||||
условия. В результате такого |
исключения |
получаем |
урав |
||||
нение |
|
|
|
|
|
|
|
A wtt + |
N2Д2 w -f /2 wzz |
|
|
JL |
Фо |
, |
|
|
|
|
|
|
Po |
dz |
|
А = |
д2 |
д2 |
А2 |
дх2 |
л . |
|
(3.1.3) |
|
дх2 |
ду1 |
|
ду2 |
|
Здесь N — частота Вяйсяля—Брента; А, А2 — трехмер ный и двумерный операторы Лапласа.
При выводе уравнения (3.1.3) было использовано так называемое приближение Буссинеска, т. е. пренебрегалось изменениями p0(z) в уравнениях движений по горизонталь
136
ным осям. Это |
приближение для океана |
всегда справед |
||||
ливо1. |
формулировке |
граничных |
условий. |
Если |
||
Перейдем к |
||||||
2 = —# = const — дно, то, очевидно, |
|
|
|
|
||
|
о» (— //) = 0 |
|
|
|
(3.1.4) |
|
Если глубина бесконечна, то |
со(2 = оо, |
х, |
у, |
t) =0. |
Ниже |
|
будет показано, |
что если N достаточно быстро |
стремится к |
нулю на бесконечности, то при конечной длине волны всегда существуют решения, обращающиеся в нуль на бесконеч ности.
Поскольку рассматриваются бароклинные движения, и интеграла Бернулли не существует, то граничное условие на свободной поверхности должно быть получено непосред
ственно из |
уравнений |
движения (3.1.2) |
и из |
условия |
dpldt = 0 при |
z=l{x, у, |
0, где р = р0 + р, |
£=£(к, |
у, t) — |
отклонение свободной поверхности от невозмущенного поло
жения |
2 = 0. Линеаризируя это условие с учетом (3.1.1), по |
||||
лучим |
|
|
|
|
|
|
dp |
__ _др_ . |
dp0 |
dp |
— gPoW’ |
|
dt |
dt |
dz |
dt |
или, исключая давление с помощью уравнений |
движения (3.1.2), |
|
(wtta+ f 2w)z — g Д2и) = 0 при z = £ |
=^0. |
(3.1.5) |
Система (3.1.2) и уравнение (3.1.3) инвариантны относи тельно сдвигов по горизонтальным осям координат и оси времени, и, следовательно, для w (и других зависимых переменных) всегда существуют решения, имеющие вид плоских волн,
ш = ср ( г ) е Нк^ +куу- ш ) . |
( 3 . 1 . 6 ) |
Здесь ф(г) — амплитудный множитель; к» — круговая |
часто |
||||||||||
та. Любое решение может быть получено путем |
интегриро |
||||||||||
вания (или суммирования |
в случае |
дискретного |
спектра) |
||||||||
элементарных |
волн |
вида |
(3.1.6) |
в |
пространстве |
волновых |
|||||
1 Интересно |
отметить, |
что |
если не |
использовать приближение |
Бус- |
||||||
синеска и во всех уравнениях |
считать р0 |
существенно |
зависящей |
от г, |
|||||||
то вместо уравнения |
(3.1.3) получим: |
|
|
|
|
|
|
|
|||
|
Д wtt + IV2 Д 2 w+ / 2 wzz — |
-------wztt —0 . |
|
|
( 3 . 1 . 3 ) |
||||||
|
|
|
|
|
|
Я |
|
|
|
|
|
Если имеется свободная поверхность, то |
|
при обычном |
граничном |
усло |
|||||||
вии (3.1.8) при |
//= оо и f2<co2 одним |
из |
решений |
этого |
уравнения |
||||||
будут обычные потенциальные волны, для которых справедливо |
извест |
||||||||||
ное дисперсионное |
соотношение <в2=gk, |
не |
зависящее |
от |
плотностной |
||||||
неоднородности жидкости. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
137
чисел (kx, ky). Подставляя (3.1.6) в (3.1.3), (3.1.4) и (3.1.5),
получим:
|
0,1 (д т ~ * !) ф _ / ! Л5Г + |
4’л'!'г = 0 |
(3 IJ) |
|||
|
при Z — 0; |
ф ~ > |
----у = 0; |
у (— |
Н) — 0. |
(3.1.8) |
Тильда над k в |
(3.1.8) |
означает, |
что если мы положим |
|||
k = 0, |
то придем к теории длинных волн, |
соответствующих |
||||
гидростатическому |
приближению в третьем уравнении ис |
|||||
ходной |
системы |
(3.1.2). Поскольку уравнения системы |
||||
(3.1.2) |
инвариантны относительно вращений вокруг |
верти |
кальной оси 2 в (3.1.7), (3.1.8), во все последующие соот ношения kx и kv будут входить в виде симметричной комби-
нации k2 = kx +ky. Уравнения (3.1.7), (3.1.8) немедленно приводят к одному важному следствию, касающемуся коле
баний |
с инерционной |
частотой /. |
Полагая со-*-/, |
вместо |
|
(3.1.7) |
получим |
|
|
|
|
|
( N * - f 2)k2Ф = |
0. |
|
(3.1.9) |
|
Так как в океане, как правило, |
|
то в (3.1.9) либо |
|||
k2 — 0, |
либо <р=0. Поскольку ищется |
нетривиальное |
реше |
||
ние, то k2= 0, а ф=ф(г) |
— произвольная функция. Но тогда |
||||
из (3.1.6) и уравнения |
неразрывности |
системы (3.1.2) сле |
дует, что ду/дг=0, т. е. Ф — const. С учетом граничных усло
вий (3.1.8) фн=0. Таким |
же путем |
получим, |
что динамиче |
||||
ское |
давление р = 0. |
Горизонтальные |
компоненты скорости, |
||||
легко |
определяемые |
в |
этом случае |
из |
(3.1.2), равны |
||
и = и' (z)e~ift\ |
|
|
|
|
|
|
|
|
и = — iu' (z) |
|
-£(»+—-) |
|
|||
|
|
= и’ (z) e |
V |
2 |
где и’ (z)— |
произвольная функция 2. Следовательно, инерционные коле бания с частотой f представляют .собой чисто горизонталь ное бездивергентное движение без градиентов давления, никак не связанное со стратификацией и архимедовыми си лами. («Длина волны» таких колебаний равна бесконечности
(k — О), определяемая формальным путем |
фазовая скорость |
|
cg= d(S)jdk также |
бесконечно велика, однако групповая ско |
|
рость cg = da/dk, |
очевидно, равна нулю, т. |
е. никакого пере |
носа энергии на инерционной частоте не происходит (этот вопрос подробнее рассмотрен ниже). Движение частицы жидкости в инерционных колебаниях можно интерпретиро вать как движение по инерции (без трения) материальной
точки на вращающейся плоскости. Все частицы движутся в одной фазе по инерционным кругам, радиус которых опре
138
деляется начальной скоростью (движение происходит по ча совой стрелке в северном полушарии). Инерционные коле бания обычно возбуждаются в ограниченных областях океана, и на границе этих областей могут быть существен ными горизонтальные напряжения сдвига. В этом случае за пределами области инерционных колебаний движение будет
затухать на характерном расстоянии D ~ Y A J f , где Ае— коэффициент горизонтального турбулентного трения. В ра
боте |
(Ямпольский, |
1961) эта величина интерпретирована |
как |
«длина волны |
инерционных внутренних волн», однако |
из сказанного выше следует, что инерционным колебаниям не может быть приписана определенная длина волны, а ве личина-' D является просто горизонтальным аналогом глу бины трения в смысле Зкмана. В связи с этим можно заме тить, что довольно распространенный термин «инерционные внутренние волны» едва ли можно признать удовлетвори тельным, так как, являясь предельным случаем внутренних волн, инерционные колебания не будут внутренними волна ми в строгом смысле слова. В частности, они не связаны ни с архимедовыми силами стратификации, характеризуемыми параметром N, ни с волновым переносом энергии. Выводы автора справедливы только для случая, когда изменения параметра Кориолиса с широтой не учитываются. Вблизи предельных широт этот эффект важен.
Таким образом, хотя инерционные 'колебания всегда мо гут быть отмечены с помощью измерителей течений, в от крытом океане нет оснований ожидать заметных колебаний температуры, солености и плотности на инерционной часто те, так как колебания этих характеристик связаны главным образом с вертикальными движениями. Положение, однако, изменится, если наблюдения проводятся вблизи берегового склона, на шельфе, т. е. в тех районах, где глубина заметно
меняется |
в |
пределах толщины термоклина. В этом |
случае |
|||||
за счет |
кинематического |
условия на |
дне |
w = u(dH/dx) + |
||||
v(dH/dy) |
с необходимостью возникнут вертикальные движе |
|||||||
ния, |
и если |
и и v колеблются с инерционной |
частотой, |
то, |
||||
как |
следует |
из последнего |
уравнения |
(3.1.2), на |
этой |
же |
частоте будут наблюдаться колебания плотности (или тем пературы). По-видимому, такие колебания температуры с инерционной частотой, описанные в работе (Haurwitz, Stommel, Munk, 1959) !, были отмечены на береговом скло не одного из Бермудских островов. Удачным для наблюде ний обстоятельством следует считать то, что один из термо
метров |
находился на дне |
на |
глубине 50 м (глубина |
сезон- |
||||
1 Работа |
Гаурвитца, |
Стоммела, |
Манка |
(1959), а также |
работы |
|||
Краусса |
В. |
(1959) |
и |
Раттри |
М. |
(1956) |
опубликованы в |
сборнике |
«Внутренние волны». |
М., |
«Мир», |
1964. |
|
|
|
139