ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 11.04.2024
Просмотров: 223
Скачиваний: 0
поверхностного течения в направлении, противополож
ном поверхностному течению. |
п р я м о л и |
|
4. По |
характеру движения выделяют |
|
н е й н ы е |
и к р и в о л и н е й н ы е течения. |
Последние |
можно подразделить на циклонические и антициклони-
ческие. |
физико-химическим свойствам |
переносимых |
5. По |
||
водных |
масс различают течения т е п л ы е |
и х о л о д |
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,
В. Сандстремом |
и Н. Н. Зубовым, |
предложившим |
ди |
н а м и ч е с к и й |
м е т о д вычисления |
морских течений. |
|
Плотностные |
течения являются |
разновидностью |
об |
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
же изобары в |
основном |
различием удельных |
объемов |
в этих точках |
(градиент |
гидростатического |
давления |
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
ности — влево. Под |
действием тех же сил на |
глубине |
возникает движение |
частиц воды от стенки В |
к стен |
ке А. |
|
|
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
щие: вдоль |
изобарической поверхности |
(gsinß) |
и по |
нормали к |
ней (gcosß). Последняя уравновешивается |
||
градиентом |
гидростатического давления |
(иначе |
проис |
ходило бы либо опускание частиц воды вдоль всей изо бары, либо их поднятие), тогда как первая оказывается
неуравновешенной. Частица |
т |
под действием силы |
g sin ß начнет перемещаться |
в |
направлении действия |
силы со скоростью от. Но как только начнется движение
частицы, |
возникнет отклоняющая сила вращения Зем |
|
л и -с и л а |
Кориолиса Ки |
пропорциональная скорости |
движения |
и направленная |
к ней под углом 90° вправо |
(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,
gsin ß = К |
(5.86) |
или, учитывая, что К —2 wt>T sin <р, где ю — угловая ско рость вращения Земли, <р— широта места, имеем
g'sin ß = |
2шѵтsin 9 . |
(5.87) |
|
Отсюда |
|
|
|
= |
_ g s i n p |
(5.88) |
|
т |
2<яSiinn ? ’ |
||
|
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
_ _ |
(5.89) - |
|
2 оiLS i l l (р |
Произведения gHM и g-Ял-, равные разности значе ний потенциала силы тяжести на изобарических поверх
ностях р и ро в точках М и N, |
называют д и н а м и ч е |
|||
с кой |
в ы с о т о й изобарической |
поверхности ро |
относи |
|
тельно |
изобарической |
поверхности р в точках |
М и N |
|
соответственно. Обозначим ее через Дм и Дѵ. |
Тогда |
|||
формула (5.89) примет |
вид |
|
|
|
|
®т — 2«>Ls i n |
9 |
(5.90) |
|
|
|
|||
Динамическая высота характеризует работу, кото |
||||
рую необходимо затратить для |
перемещения единицы |
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
равна |
единице работы, |
которая называется д и н а м и ч е |
с к им |
д е ц и м е т р о м . |
Величина, в десять раз большая, |
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
то называть н у л е в о й |
д и н а м и ч е с к о й п о в е р х |
||
ност ью. |
Однако |
если |
на отсчетной глубине будет на |
блюдаться |
течение |
ѵТо, |
то изобарическая поверхность р |
будет иметь наклон относительно изопотенциальной и, следовательно, формула (5.90) даст не абсолютную, а
2 6 6