Файл: Егоров Н.И. Физическая океанография.pdf

течений, кроме плотностных, идентичны. Поэтому ниже будем при­ менять к ним общий термин — градиентные течения. Учитывая особенности теории и методов расчета плотностных течений, они выделены в отдельную группу.

б) Ветровые и дрейфовые. Вторые из них обусловлены влеку­ щим действием ветра, а первые — совместным воздействием ука­ занной причины и наклоном уровня, вызванным непосредственным действием ветра и перераспределением плотности, связанных с дрейфовыми течениями.

в) Приливные, вызванные приливными волнами.

Течения, наблюдаемые после прекращения действия силы, выз­ вавшей течения, называются инерционными.

2. По устойчивости выделяют постоянные, периодические и вре­ менные течения.

а) Постоянными течениями называют течения, мало меняю­ щиеся по скорости и направлению за сезон или год. Примером таких течений являются пассатные течения океанов, Гольфстрим и др. Однако в строгом смысле постоянных течений нет. Все тече­ ния подвержены изменениям. Поэтому под постоянными течени­ ями обычно понимают течения, всегда наблюдающиеся в одних и тех же районах океана. Эти течения зависят от характера рас­ пределения плотности и преобладающего распределения полей ветра.

б) Периодические течения — течения, изменения которых про­ исходят с определенным периодом. К их числу относятся прилив­ ные течения.

в) Временные (непериодические) течения — течения, изменение которых носит непериодический характер. В первую очередь они обусловлены ветром и наиболее сложны с точки зрения расчета.

3. По глубине расположения можно выделить:

а) поверхностные течения, наблюдаемые в так называемом на­ вигационном слое, т. е. в слое, соответствующем осадке надвод­ ных кораблей (0—10 м);

б) глубинные течения, наблюдаемые на некоторой глубине ме­ жду поверхностным и придонным течениями;

в) придонные течения, наблюдаемые в слое, прилегающем ко дну. Значительное влияние на них оказывает трение о дно.

4. По характеру движения выделяют меандрирующие, прямо­ линейные и криволинейные течения. Последние можно подразде­ лить на циклонические, представляющие собой круговые течения

лые и холодные, соленые и распресненные. Характер течений опре­ деляется соотношением температуры или соответственно солености масс воды, формирующих течение, и окружающих вод. Если их температура выше температуры окружающих вод, течения назы­ вают теплыми, а если ниже — холодными. Аналогично определя­ ются соленые и распресненные течения.

341

§ 49. Градиентные течения

Рассмотрение градиентных течений удобнее начать с рассмот­ рения одной из разновидностей этой группы течений — плотност­ ных, так как в этом случае можно не учитывать сил трения.

Плотностные течения обусловлены обычно неравномерным рас­ пределением температуры и солености воды, а следовательно, и ее плотности по горизонтали. Такая неравномерность распределе­ ния обусловлена неравномерностью нагрева вод океана под воз­ действием солнечной радиации, неоднородностью испарения и ко­ личества выпадающих осадков.

В некоторых случаях на неравномерности распределения плот­ ности сказывается перенос водных масс под действием дрейфовых и приливных течений.

Основы теории плотностных течений. Теория плотностных тече­ ний, разработанная В. Геланд-Ганзеном, В. Сандстремом н Н. Н. Зубовым, базируется на теории циркуляции Бьеркнеса.

Известно, что циркуляция в жидкости при отсутствии внешних действующих сил может возникать в том случае, когда поверхно­ сти равных значений давления — и з о б а р и ч е с к и е , пересекаются

ваться идентичными им поверхностями равных значений удельного объема — и з о с т е р и ч е с к и м и .

Слой воды, в котором изобарические и изопикнические (или изостерические) поверхности параллельны, называется б а р о - т р о н н ы м . Если эти поверхности пересекаются, то такой слой воды называют б а р о к л и н н ы м.

Для уяснения механизма возникновения циркуляции в море рассмотрим вертикальный разрез через водную толщу. Проведя поверхности изобарические —р и изостерические —а, получим их расположение, представленное на рис. 9.1. Допустим, что удельный объем возрастает от o&i к сс».

Выберем три частицы: пи, т, тг, находящиеся на изобариче­ ских поверхностях р~ 2 и р+2. На каждую частицу будет действовать сила градиента гидростатического давления, направленная вверх перпендикулярно соответствующей изобарической поверхности и равная

где а —-удельный объем; dp градиент гидростатического дав-

ления.

Примем величину градиента гидростатического давления в точ­ ках пи, т, m2 одинаковой. Тогда сила градиента гидростатического

давления, определяемая как произведение а

ных точках различна вследствие различия удельных объемов.

342

Большая величина этой силы будет в точках /пг и меньшая в точ­ ках пп. Поэтому при движении частиц под воздействием силы гра­ диента гидростатического давления частицы m2 будут опережать в своем движении частицы т, а частицы т — частицы т\. Возни­ кает циркуляция (движение) жидкости выше изобарической по­ верхности р справа налево, а ниже — слева направо, как показано большими стрелками. Знак циркуляции определяется взаимным положением изобарических и изостерических поверхностей. Ско­ рость циркуляции зависит от величины угла пересечения изоба­ рических и изостерических поверхностей. Чем больше этот угол, тем интенсивнее циркуляция.

Рис. 9.1. Схема возникновения циркуляции.

Углом пересечения изобарических и изопикнических поверхно­ стей и их градиентами определяется число с о л е н о и д о в , кото­ рыми называют трубки, образуемые парными изобарическими и изостерическими поверхностями, проведенными через единицу давления и удельного объема. Чем больше число соленоидов, при­ ходящихся на единицу площади сечения, тем интенсивнее цирку­ ляция.

В природных условиях угол наклона между изобарическими и изостерическими поверхностями мал. Для определения этого угла наклона требуются очень тщательные измерения распределения удельных объемов (или плотности) по вертикали. Удельный объем и плотность воды в море определяются по ее температуре и соле­ ности, которые должны измеряться соответственно с точностью до 0,02° С и 0,02%о, чтобы обеспечить необходимую точность опреде­ ления удельного объема и плотности. Для количественных расче­ тов плотностных течений необходимо установить связь между

343

взаимным наклоном изобарических и изостерических поверхностей, или числом соленоидов и скоростью течения. Эту связь можно ус­ тановить, исходя из теории циркуляции.

Строгий вывод формул для расчета плотностных течений на ос­ нове теории циркуляции сложен. Воспользуемся упрощенным вы­ водом, который более нагляден и дает одинаковый со строгим вы­ водом конечный результат. Для этого рассмотрим взаимное поло­ жение изобарических и изопотенциальных поверхностей. При отсутствии плотностных течений обе системы поверхностей должны

dp

dn

Я/

к, gsinf. т

Рис. 9.2. К выводу формулы для расчета плотност­ ных течений.

быть параллельными друг другу. При наличии течений будет на­ блюдаться их взаимный наклон.

Возьмем две изобарические поверхности, одна из которых, ро, совпадает с поверхностью моря, вторая —р находится на такой глубине, где плотностное течение отсутствует, и поэтому она па­ раллельна эквипотенциальной поверхности (рис. 9.2 а). Пусть справа плотность воды меньше, а слева больше. Тогда и расстоя­ ние между изобарическими поверхностями ро и р справа будет больше, а слева меньше, т. е.

Предположим, что в точках М и N определены значения тем­ пературы и солености воды на разных горизонтах.

Проведем ряд изопотенциальных поверхностей: D1, D2 . .. De, которые пересекают изобарическую поверхность ро, и рассмотрим

344

действие сил на частицу воды т, взятую на этой поверхности. Оче­ видно, что на нее действуют сила тяжести g, направленная по отвесу вниз (перпендикулярно к изопотенциалыюй поверхности), и сила, обусловленная градиентом гидростатистического давления

а dp dn

вверх. Другие внешние силы считаем отсутствующими. Разложим вектор силы тяжести на две составляющие: вдоль

изобарической поверхности (gsinp) и по нормали к ней (gcosp). Последняя уравновешивается градиентом гидростатического дав­ ления, тогда как первая оказывается неуравновешенной. Частица т под действием этой силы начнет перемещаться в направлении действия силы со скоростью и' . Но как только возникает движе­

ние, появляется отклоняющая сила вращения Земли Ки пропор­ циональная скорости движения и направленная к ней под углом 90° вправо (в северном полушарии). Следовательно, в следующий момент частица т будет находиться уже под действием двух сил — силы g sin р и отклоняющей силы вращения Земли Ки Поэтому она начнет перемещаться по равнодействующей Ri, имея скорость от, (рис. 9.2б). Но с изменением направления вектора течения

изменится и направление отклоняющей силы, что вызовет поворот вправо равнодействующей R и дальнейший поворот вектора тече­

ния ОтОчевидно, что вектор течения будет отклоняться вправо до тех

пор, пока не окажется перпендикулярным силе gsinp, так как только в этом случае отклоняющая сила вращения Земли будет направлена по одной прямой с силой g sin р, но в обратную сто­ рону. Возникает динамическое равновесие, и течение станет уста­ новившимся. Для этого случая нетрудно получить расчетную фор­ мулу скорости течения.

Так как мы принимаем, что течение установившееся, т. е. имеет место динамическое равновесие, сумма действующих сил должна быть равна нулю.

Следовательно,

2(о sin ф

Найдем значение sin р. На рисунке видно, что

sin р = Нм — Hn

1

345