Файл: Егоров Н.И. Физическая океанография.pdf

Свердруп предлагает определять положение нулевой поверхно­ сти на основе расчетов расходов воды через разрез, проведенный от одной границы бассейна до другой.

Дефант предложил метод, позволяющий определять положение нулевой поверхности, используя только данные о динамических высотах стандартных изобарических поверхностей. Сущность ме­ тода состоит в определении разностей динамических высот между соседними океанографическими станциями. Середина слоя, в ко­ тором эта разность постоянна, и принимается за нулевую поверх­ ность. Метод Дефанта представляется одним из наиболее объек­ тивных методов.

Развивая идею Дефанта, Мамаев предложил определять не разности динамических высот, а разности удельных объемов, осо­ бенно в тех случаях, когда трудно установить слой с постоянной разностью динамических высот. Такое упрощение оказывается весьма полезным. Им же предложен метод определения нулевой поверхности, основанный на анализе вертикального распределения плотности морской воды. Сущность метода состоит в установлении связи между положением нулевой поверхности и устойчивостью слоев в столбе воды от поверхности моря до глубины залегания нулевой поверхности. Метод Мамаева можно считать перспектив­ ным и объективным.

Как показывают расчеты и наблюдения, среднее положение нулевой поверхности в океанах определяется глубинами порядка 1000—1500 дб. В морях эти глубины меньше. В Черном море, на­ пример, глубина залегания нулевой поверхности определяется ве­ личиной порядка 300 дб.

Динамические карты, как следует из методики их составления, характеризуют рельеф (топографию) поверхности моря. Поэтому они отражают не только течения, вызванные неоднородностью плотности по горизонтали, возникающие под действием статиче­ ских процессов (нагревания, охлаждения, испарения и т. п.), т. е. собственно плотностные течения, но также частично и другие виды градиентных течений. Однако динамическими картами эти тече­ ния могут быть учтены лишь в той степени, в какой они вызывают неоднородность плотности по горизонтали. Как будет показано ниже, при постоянстве плотности воды наклон поверхности моря не может быть определен динамическим методом, так как в этом случае изобарические поверхности параллельны друг другу, и, сле­ довательно, динамические высоты одинаковы.

Динамические карты можно рассматривать как карты, харак­ теризующие постоянные течения, создающиеся под воздействием длительно действующих процессов: среднего прихода и расхода

Они существуют при равновесии горизонтального градиента дав­ ления и силы Кориолиса.

С удалением от поверхности моря в глубину наклон изобариче­ ских поверхностей уменьшается, и соответственно уменьшаются

351

скорости течений. Из анализа распределения плотности с глубиной можно сделать вывод, что в океанах, на глубинах 1000—1500 м, плотностные течения должны отсутствовать. Ниже этой глубины можно ожидать развития компенсационного течения, направлен­ ного в сторону, противоположную течению верхнего слоя.

Измерения течений, проведенные в последние годы, до боль­ ших глубин свидетельствуют о наличии течений со скоростями по­ чти до одного узла на горизонтах 1000—1500 м, т. е. там, где плот­ ностные течения считались отсутствующими.

Более того, в экваториальных зонах океанов обнаружены мощ­ ные противотечения: в Тихом океане — течение Кромвелла, а в Ат­

вии неравномерности распределения плотности по горизонтали, т. е. в однородном по плотности море. В этом случае их возникновение связано с воздействием внешних (механических) причин, которые вызывают наклон уровня. Наиболее часто этот наклон создается вследствие переноса вод ветровыми (дрейфовыми) течениями, вы­ зывающего сгоны и нагоны воды, но может также создаваться ко­ лебаниями атмосферного давления и береговым стоком.

Для простоты рассуждений будем считать, что, так же как и в случае плотностных течений, силами внутреннего трения можно пренебречь, а влияние трения о дно сказывается только в нижнем придонном слое. Положим, что сила, вызвавшая наклон уровня, прекратила свое действие. Течение считаем установившимся. Тогда на частицу воды, взятую на свободной изобарической поверхности ро (рис. 9.4 а), будут действовать две силы: сила, обусловленная

Первая направлена перпендикулярно к изобарической поверхности вверх, а вторая по отвесу вниз. Пусть наклон уровня равен углу у, а вода однородна по плотности.' Тогда все изобарические по-

352

верхности расположатся параллельно ро и наклон их на всех глу­ бинах будет одинаков. Будем считать, что сила трения Т действует только в придонном слое толщиной D' , который назовем слоем трения. Сила трения направлена в сторону, обратную вектору те­ чения, а ее величина пропорциональна коэффициенту трения р,

Рассмотрим вначале движение частицы на поверхности, счи­ тая, что глубина моря Н больше слоя трения D' и поэтому сила трения на поверхности равна нулю.

Разложим силу тяжести g на две составляющие: перпендику­ лярную к изобарической поверхности и параллельную ей. Первая составляющая, равная g cos у, уравновешивается силой градиента

с началом движения возникает вторичная сила, отклоняющая сила вращения Земли К. При установившемся движении, как было по­ казано выше, отклоняющая сила вращения Земли должна быть равна действующей силе g sin y и направлена в противоположную сторону. Это произойдет тогда, когда течение будет направлено в правую сторону (в северном полушарии) перпендикулярно к наи­ большему уклону, как показано на рис. 9.4 б. Скорость течения цт найдется по формуле

Такой характер течений будет наблюдаться во всей верхней толще воды, где не сказывается трение о дно, т. е. от поверхности моря до слоя трения D '.

К формуле (9.8) нельзя применить метод определения угла на­ клона у, использованный при выводе формулы (9.4), так как плот­ ность воды постоянна, а следовательно, расстояния между изоба­ рическими поверхностями будут в любой точке моря одинаковыми. Поэтому при расчете градиентных течений наклон поверхности моря определяется из наблюдений над уровнем.

В слое трения, который в средних широтах имеет толщину по­ рядка 1 0 0 м, действующая сила g sin y будет уравновешиваться равнодействующей R двух сил—силы трения Т и отклоняющей силы вращения Земли К. При установившемся движении располо­ жение сил будет таким, как показано на рис. 9.4 в. Течение в этом случае будет направлено под углом меньше 90° к направлению наи­ большего уклона уровня, с которым совпадает направление дейст­ вующей силы gsiny. В этом случае скорость течения и угол ме­ жду вектором течения и действующей силой (угол Р) можно опре­ делить, проектируя последовательно силы на направление вектора течения и перпендикулярное к нему направление:

откуда

tgP = К

Из анализа уравнений (9.10) и (9.11) следует, что с возраста­ нием силы трения (при приближении ко дну) угол р и величина вектора ит уменьшаются. У дна, где принимается, что происхо­ дит «прилипание» частиц воды и р = оо, ут= 0 и |3 = 0. Следова­ тельно, в слое трения, от его верхней границы ко дну, вектор тече­ ния поворачивает влево, стремясь принять направление, совпадаю­ щее с направлением наибольшего уклона уровня, и уменьшается по величине, становясь равным нулю у дна.

Для установления закономерности изменений течений в слое трения необходимо обратиться к более строгому решению. Оно выполняется на основе уравнений движения вязкой жидкости Навье—Стокса.

Совместим плоскость XOY с поверхностью моря и направим ось У в направлении наибольшего уклона поверхности моря, а ось Z вертикально вниз. Тогда уравнения запишутся в виде:

где и, v — составляющие скорости течения по осям X и У; х, у, z — текущие координаты; t — время; р — давление; а — удельный рбъем; g — ускорение силы тяжести; ф — широта места; р — коэф­ фициент турбулентного трения между горизонтальными слоями.

354