книги из ГПНТБ / Океанография и морская метеорология учебник

время ветра может и не быть, или же с глубин того же участка моря. Такие течения называются компенсацион­ ными *.

2 . По устойчивости можно выделить квазипостоян­

всегда наблюдающиеся в одних и тех же местах океана и характеризующиеся определенным генеральным на­ правлением (например, Гольфстрим, Куро-Сио и др.). Термин этот говорит о том, что в природе не существует действительно постоянных течений. На деле происходят непрерывные отклонения течений как по скорости, так и по направлению от какого-то среднего положения.

В р е м е н н ы е ( н е п е р и о д и ч е с к и е ) т е ч е н и я возникают и поддерживаются благодаря непериодиче­ ским воздействиям внешних сил, в первую очередь ветра.

П е р и о д и ч е с к и е т е ч е н и я — течения, повторяю­ щиеся через равные промежутки времени в определен­ ной последовательности. К их числу относятся приливоотливные течения.

3. По глубине расположения можно выделить:

— п о в е р х н о с т н ы е т е ч е ния , наблюдаемые в так называемом навигационном слое, т. е. в слое, соот­

Ломоносова, Кромвелла). Они характерны тем, что ось течения проходит непосредственно под тонким слоем

* Иногда у берегов Крыма можно наблюдать следующее явле­ ние. В середине июля, в жаркую, солнечную погоду температура воды у берега всего около 8—10° вместо обычной для этого вре­ мени года 25—27°. Объясняется это тем, что ветер, действуя в те­ чение определенного времени с суши на море, вызвал сгон теплых поверхностных вод, а на их место под воздействием компенсацион­ ного течения поднялась холодная вода из глубин моря.

259

поверхностного течения в направлении, противополож­

можно подразделить на циклонические и антициклони-

ные, с о л е н ы е и р а с п р е с н е н н ы е . Причем харак­ тер течений определяется температурой или соленостью масс вод, формирующих течение, и окружающих вод.

Следует иметь в виду, что приведенная выше клас­ сификация по силам, вызывающим течения, достаточно условна, так как непосредственно в океане никогда не наблюдаются течения какого бы то ни было одного про­ исхождения в чистом виде. Напротив, наиболее сильные и ярко выраженные течения, по существу, комплексны: они в одно и то же время плотностные, дрейфовые, сто­ ковые и компенсационные. Так, например, Гольфстрим является одновременно плотностным, дрейфовым и сто­ ковым течением. А течение Ломоносова вызывается и поддерживается еще более сложным сочетанием факто­ ров, которые окончательно не выявлены до сих пор.

Основы теории плотностных течений. Теория плотно­ стных течений базируется на теории циркуляции В. Бьеркнеса. Она разработана В. Гелланд-Гансеном,

щей группы градиентных течений. Плотностные течения возникают вследствие изменения плотности воды в раз­ личных районах моря. В свою очередь плотность воды зависит от неравномерного распределения температуры и солености воды по горизонтали. Такая неравномер­ ность распределения обусловлена неравномерностью на­ грева вод океана под воздействием солнечной радиации, неоднородностью испарения и количеством выпадающих осадков, различием в подъеме и опускании вод океана

ит. п.

Вцелях уяснения механизма возникновения плотно­

стной циркуляции в море необходимо познакомиться с основными изоповерхностями, характеризующими со­ стояние водной среды. Это, во-первых, изобарические по­

2 6 0

верхности— поверхности равных значений гидростати­ ческого давления. Во-вторых, поверхности равных зна­ чений плотности, называемые изопикническими поверх­ ностями. В настоящее время часто вместо изопикнических поверхностей пользуются идентичными им поверх­ ностями равных значений удельного объема — изостерическими. Поверхности равного значения силы тяжести называются изопотенциальными поверхностями.

При отсутствии течений и в случае совершенно одно­ родной водной массы или когда по вертикали плотность воды с глубиной увеличивается, а по горизонтали она всюду одинакова, изобарические и изопикнические по­ верхности параллельны друг другу. В данном случае они параллельны также изопотенциальным поверхно­ стям.

Море, в котором изобарические и изостерические по­ верхности параллельны, называется баротропным. Если же эти поверхности пересекаются, то такое море назы­ вается бароклинным.

Изобарические и изостерические поверхности оказы­ ваются наклоненными относительно друг друга и отно­ сительно изопотенциальной поверхности, если наблю­ дается неравномерное распределение удельных объемов (или плотностей) в горизонтальном направлении.

Рассмотрим механизм возникновения плотностной циркуляции. Плотностная циркуляция создается в ре­ зультате неравномерного распределения плотности воды, поддерживаемого какими-либо факторами. Плотность воды (или ее удельный объем) зависит от температуры и солености. Для простоты рассмотрим плотностную циркуляцию, обусловленную только изменением темпе­ ратуры, тем более что в большинстве районов океана распределение солености очень однообразно. Предпо­ ложим (рис. 49), что в длинном прямоугольном канале у поперечной стенки А происходит постоянное, распро­ страняющееся сверху вниз на некоторую глубину на­ гревание воды, а у стенки В — постоянное охлаждение. Тогда изостеры а (пунктирные линии) в верхней поло­ вине рисунка будут наклонены влево, так как плот­ ность верхних слоев у стенки А будет меньше, а удель­ ный объем — больше. Таким образом, удельный объем возрастает от сц к сц2. Изобарические поверхности р (сплошные линии) будут наклонены в верхней части

2 6 )

рисунка, наоборот, вправо. Наклон указанных поверхно­ стей выдержан не в масштабе, а показан для наглядно­ сти в гораздо большей степени, чем это наблюдается в

природе.

Выберем три частицы т и т, т2, находящиеся на изобарических поверхностях р-2 и Ръ На каждую ча­ стицу будет действовать сила градиента гидростатиче­ ского давления, направленная в сторону меньшего дав­

ления перпендикулярно соответствующей изобарической поверхности и равная adp/dn, где а — удельный объем, dpjdn — градиент гидростатического давления.

Более подвижные теплые частицы, обладающие меньшей плотностью, будут двигаться от стенки А к стенке В. Это обусловлено тем, что сила градиента ги­ дростатического давления будет больше в точке т и чем в точке т2, так как она определяется для одной и той

практически не изменится). Поэтому под воздействием силы гидростатического давления частицы т і будут опе­ режать в своем движении частицы т , а частицы т — частицы т2. На своем пути от стенки А к стенке В ча­ стицы жидкости охлаждаются, плотность их увеличи­

262

вается, происходит опускание их вниз. Эти опускающие­ ся частицы имеют плотность несколько меньшую, чем окружающая вода, поэтому происходит перестройка на­ клонов изостерических поверхностей. На некоторой глу­ бине они наклоняются вправо, а изобарические поверх­

Таким образом, при условии сохранения термиче­ ского равновесия с течением времени установится и динамическое равновесие. Последнее выражается в уста­ новлении плотностной циркуляции жидкости, т. е. в поступательном движении ее частиц по замкнутому кон­ туру.

Следует учитывать, что в данном случае для про­ стоты и наглядности мы не учитывали силы Кориолиса

исилы трения.

Врезультате пересечения изобарических и изостери­ ческих поверхностей, проведенных через единицу дав­ ления и удельного объема, получается система призма­ тических трубок, названных соленоидами. Число послед­ них будет тем больше (в пределах рассматриваемого контура), чем больше будет наклон изостер, т. е. чем неравномернее будут распределены водные массы. От­ сюда число соленоидов в данном контуре может харак­ теризовать собой динамическое состояние водных масс или, другими словами, интенсивность циркуляции.

Для количественных расчетов плотностных течений необходимо получить формулу, связывающую скорость течения с наклоном изобарических и изостерических по­ верхностей или с числом соленоидов.

Вывод расчетной формулы плотностных течений на основе теории циркуляции Бьеркнеса довольно сложен, поэтому воспользуемся упрощенным выводом, предло­ женным Н. И. Егоровым, который более нагляден и дает одинаковый конечный результат. Для этого рассмо­ трим взаимное положение изобарических и изопотен-

циальных поверхностей.

Возьмем две изобарические поверхности, одна из ко­ торых ро совпадает с поверхностью моря, вторая р на­ ходится на такой глубине, где плотностное течение от­ сутствует (или пренебрежимо мало), и поэтому она па­ раллельна эквипотенциальной поверхности (рис. 50).

263

Пусть справа плотность воды меньше, а слева — боль­ ше. Тогда и расстояние между изобарическими поверх­ ностями ро и р будет справа больше, а слева меньше,

т. е. HM> H N.

Предположим, что в точках М и N определены зна­ чения температуры и солености воды на разных гори­ зонтах.

Проведем ряд изопотенциальных поверхностей: Ди Дч.......Дб, которые пересекают изобарическую поверх­ ность ро, и рассмотрим действие сил на частицу воды т, взятую на этой поверхности. Очевидно, что на нее дей­ ствует сила тяжести g, направленная по отвесу вниз перпендикулярно к изопотенциальной поверхности, и

264

сила, обусловленная градиентом гидростатического дав­ ления adp/dn, направленная по нормали к изобарической поверхности ро вверх. Другие внешние силы будем счи­ тать отсутствующими.

Разложим вектор силы тяжести на две составляю­

ходило бы либо опускание частиц воды вдоль всей изо­ бары, либо их поднятие), тогда как первая оказывается

силы со скоростью от. Но как только начнется движение

(в Северном' полушарии). В результате частица начнет перемещаться по равнодействующей Rj двух сил, ука­ занных выше, с некоторой скоростью ѵТ . Но с измене­

нием направления вектора течения изменится и направ­ ление отклоняющей силы, что вызовет дополнительный поворот вправо равнодействующей силы Ri и дальней­ ший поворот вектора течения ѵт.

Этот поворот будет продолжаться до тех пор, пока вектор течения не окажется перпендикулярным силе gsinß . В этом случае отклоняющая сила вращения Зем­ ли будет направлена в противоположную сторону и при установившемся течении-будет равна силе gsinß. Воз­ никает динамическое равновесие, при котором сумма действующих сил должна быть равна нулю.

Следовательно,

или, учитывая, что К —2 wt>T sin <р, где ю — угловая ско­ рость вращения Земли, <р— широта места, имеем

265

Н ай дем значен ие sin ß. И з рис. 50 видно, что

sin ß = ■н м

Подставляя это значение в формулу (5.88), получим

Произведения gHM и g-Ял-, равные разности значе­ ний потенциала силы тяжести на изобарических поверх­

массы воды по вертикали против сил тяжести от изо­ барической поверхности р к ро. Если переместить еди­ ницу массы на расстояние 0 , 1 0 2 м при ускорении сво­ бодного падения 9,81 м/с2, то совершенная работа будет

называется динамическим метром, а в десять раз мень­ ш ая—динамическим сантиметром. В практике океано­ графических расчетов динамических высот обычно поль­ зуются динамическими миллиметрами, равными одной сотой динамического дециметра.

При выводе формулы (5.90) предполагалось, что на глубине залегания изобарической поверхности р течение отсутствует и, следовательно, она параллельна изопотенциальной. Такую изобарическую поверхность приня­

будет иметь наклон относительно изопотенциальной и, следовательно, формула (5.90) даст не абсолютную, а

2 6 6

относительную скорость течения. Формула (5.90) при­ мет вид

Эта основная формула динамического метода рас­ чета течений хорошо оправдывается в средних широтах. При приближении к экваториальной области знамена­ тель начинает стремительно уменьшаться, вызывая не­ соразмерное увеличение вычисляемой скорости течения, а на экваторе формула теряет свой смысл, поскольку знаменатель становится равным нулю. Для расчета те­ чений непосредственно на экваторе Н. Ерловым был найден способ, позволяющий обойти эту трудность. По Ерлову зональная составляющая скорости выражается формулой

267

Расчеты плотностных течений, произведенные по фор­ муле Соловьева (5.93) для приэкваториальной области в западной части Тихого океана, показали хорошую схо­ димость расчетных данных с инструментальными изме­ рениями течений.

Построение карт плотностных течений. Построение карт плотностных течений начинается с вычисления ди­ намических высот Д. Известно, что изменение давле­ ния dp в море пропорционально изменению веса столба' воды, т. е.

Учитывая, что плотность воды p-величина, обратная удельному объему а, можно записать

При расчетах динамических высот берется не истин­ ный удельный объем, а условный, который связан с ним

Так как при расчете течения определяются разности динамических высот между заданными изобарическими

2 68