Файл: Давыдов Л.К. Общая гидрология учебник.pdf

где vo— скорость течения на поверхности в см/с; А — ветровой ко­ эффициент, полученный для умеренных и сильных ветров (равен

В последние годы для решения различных задач по исследова­ нию течений, возбуждаемых ветром, действующая сила задается в виде поля тангенциального напряжения ветра на поверхности моря. Рассчитывается осредненное за определенный промежуток времени поле ветра или поле давления, по данным которого полу­ чают касательное напряжение. Составляющие касательного напря­ жения ветра Тх п Т у определяются по формулам:

компоненты ветра и их осреднение за принятый период рассчиты­ вают по синоптическим картам.

Экман вычислил также полный поток от поверхности до боль­ ших глубин по всему слою моря, охваченному течением, и показал, что он направлен перпендикулярно направлению ветра (в северном полушарии вправо). Полный поток равен

(93)

где ѵо— скорость поверхностного течения; D — глубина трения. Кроме того, в этой теории была дана оценка движения при ко­

нечной глубине моря и рассмотрены течения в береговой зоне в зависимости от угла между направлением берега и направлением ветра. В подобных случаях возникают сгонно-нагонная циркуляция

иглубинные градиентные течения.

Вприбрежной зоне у приглубого прямолинейного берега толща воды разбивается как бы на три слоя (рис. 36). Поверхностный слой ограничен глубиной трения D со скоростью ѵ, изменяющейся так, как показано на рис. 35. В нем векторно складываются по­ верхностное и дрейфовое течения. Нижний слой от дна до глубины

D' носит название п р и д о н н о г о . Здесь трение о дно играет в какой-то мере ту же роль, что и тангенциальное трение на по­ верхности. От дна до глубины D' направление и скорость изме­ няются. Между слоями D и D' располагается глубинное градиент­ ное течение, которое движется с постоянной скоростью Ѵг вдоль берега перпендикулярно градиенту давления.

Теория дрейфовых течений Экмана имеет ограничения, так как она построена для однородного ветра, однородного моря, без

учета горизонтального бокового трения между потоком и берегом или между потоками, движущимися с разных направлений.

В области дальнейшего развития теории морских течений за последние десятилетия сделан значительный шаг вперед. Большое значение имели работы советского ученого В. Б. Штокмана, кото­ рый впервые в 1946 г. предложил модель осредненного по глубине стационарного переноса вод в неоднородном по плотности океане, обусловленного действием ветра и турбулентного бокового обмена. Эта и другие теории позволили подойти к объяснению крупномас­ штабной горизонтальной циркуляции и некоторых особенностей в режиме течений Мирового океана. Теоретические модели океани­ ческой циркуляции, предложенные современными исследовате­ лями, учитывают распределение касательного напряжения ветра, изменения параметра Кориолиса с широтой, глубины моря и про­ странственное распределение плотности.

Падение

а)

Поверхностное

течение

Глубинное

течение

Придонное

течение

Рис. 36. Циркуляция воды под действием ветра у приглубого отвесного берега.

а — расположение слоев воды, б — годографы скорости течения.

Достигнуты определенные успехи в расчете поля течения по полю ветра, поверхностных и глубинных течений с учетом измене­ ний поля плотности. Однако недостаточное знание реальных пара­ метров (например, коэффициента вязкости) не позволяет проблему ветровых течений считать решенной. Поэтому наряду с теоретичес­ кими расчетами поля течений для решения прикладных задач до последнего времени широко используются полуэмпирические ме­ тоды.

§ 73. Градиентные течения (плотностные)

Для оценки динамического состояния среды рассматриваются три системы поверхностей: эквипотенциальные — поверхности рав­ ного потенциала силы тяжести, изобарические — равного гидроста-

и р справа больше, а слева меньше (HM> H N).

На рис. 37 а проведен ряд эквипотенциальных поверхностей: Di, D2, Dz, ..., D&, пересекающих изобарическую поверхность ро. Рас­ смотрим частицу т, взятую на поверхности ро и находящуюся под действием двух основных сил: силы тяжести g, направленной по^ отвесу (перпендикулярно эквипотенциальной поверхности), и силы

Рис. 37. К выводу формулы для расчета плот­ ностных течений.

а — вертикальн ое сечение, б — план.

по нормали к изобарической поверхности ро.

Вектор силы тяжести разложен на две составляющие: вдоль изобарической поверхности (gsinß) и по нормали к ней (gcosß). Вторая составляющая уравновешивается градиентом гидростати­ ческого давления, а первая оказывается неуравновешенной. Час­ тица т будет перемещаться вдоль изобары ро под действием этой составляющей в сторону наклона уровня. Как только возникает движение, появляется отклоняющая сила вращения Земли К, про­ порциональная скорости движения и направленная под углом 90ст (в северном полушарии) вправо к направлению движения частицы.

Формула (100) справедлива при условии, что на глубине зале­ гания изобарической поверхности р течение отсутствует. Если же изобара р имеет наклон и течение на этой глубине заметно, то можно рассчитать не абсолютную, а относительную скорость между нижней изобарой р и поверхностью моря по формуле

Динамический метод дает вполне удовлетворительные резуль­ таты при условии, если течение устойчиво по направлению и ско­ рости, глубина моря велика, что позволяет выбрать глубину, соот­ ветствующую нулевой изобарической поверхности. Гидрологические разрезы должны быть выполнены перпендикулярно направлению исследуемого течения и по возможности за короткий промежуток времени (синхронно). Основные этапы динамической обработки со­ стоят из вычисления по температуре и солености удельных объемов для каждого горизонта всех гидрологических станций и расчета динамических высот и глубин по формуле

рр

где а — значение среднего удельного объема слоя толщиной dp.

Суммирование от поверхности ро до нулевой изобары р дает Ро _

динамическую глубину, а от р до р0 ( £ a d p ) — динамиечскую вы-

р

соту, значения которых на станциях используют для расчета харак­ теристик течений. Динамические высоты, полученные для всех станций, принятых к обработке, наносят на бланковую карту, на которой проводят динамические горизонтали, представляющие со­ бой схему динамической топографии.

Таким образом, динамический метод обработки океанологиче­ ских наблюдений позволяет рассчитывать значения динамических глубин и высот, скорость течения между станциями, среднюю ско­ рость разреза, расход воды, переносимой течением, и обобщать результаты вычислений в виде карт динамической топографии. Для выполнения всех расчетов динамическим методом в «Океанологи­ ческих таблицах» приводятся вспомогательные таблицы и формулы (табл. 11, 15—19).

§ 74. Общая схема течений в Мировом океане

Общая схема течений в Мировом океане формируется главным образом под влиянием сложных процессов взаимодействия океана и атмосферы. Важнейшая причина движения воздушных и водных масс — неравномерное распределение солнечной радиации по по­ верхности Земли. Различие в количествах тепла, получаемого в низких и высоких широтах, создает различия в плотности и

приводит к образованию плотностных воздушных и морских течений. Под влиянием атмосферной циркуляции возникают ветровые и дрейфовые течения, которые сочетаются с плотностными и периоди­ ческими приливными. На рис. 38 приводится общая схема течений Мирового океана, составленная В. Н. Степановым на основе су­ ществовавшей схемы А. Гумбольдта с учетом новейших данных. Эта схема характеризуется наличием антициклонических и цикло­ нических круговоротов в северном и южном полушариях и сменяю­

дна и вращения Земли. Далее эти ветви поворачивают на юг в се­ верном и на север в южном полушарии, замыкая круговорот между 10 и 40° с.ш.и 10 и 40°ю. ш. В северном полушарии течение внутри круговорота направлено по часовой, в южном — против часовой стрелки. В северном полушарии на широтах 40—45° от крупномасш­ табного круговорота отделяются ветви, замыкающие циркуляцию умеренных широт против часовой стрелки; в южном полушарии цик­ лонический круговорот, ограниченный субантарктическим фронтом, не отделяет второго антициклонического круговорота, как в север­ ном полушарии. Здесь под действием устойчивых западных ветров