Файл: Океанография и морская метеорология учебник..pdf

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

поверхностями, то второе слагаемое можно не учиты­ вать, расчетная формула примет окончательный вид

(5.96)

р

Если давление р выражать в децибарах, то оно ока­ зывается численно равным глубине, выраженной в ме­ трах, на которой определяется давление, что значитель­ но упрощает расчеты.

Удельный объем рассчитывается по измеренным зна­ чениям температуры и солености на океанографических станциях.

При расчетах динамических высот важное значение имеет выбор исходной динамической поверхности р, от которой ведется отсчет динамических высот. Как было показано выше, нулевая динамическая поверхность дол­ жна соответствовать поверхности, на которой градиент­ ные течения отсутствуют или весьма малы. Наиболее надежно она может быть определена по инструменталь­ ным наблюдениям над течениями. Однако в некоторых случаях такие наблюдения на значительной глубине за­ труднительны, тогда выбор нулевой поверхности произ­ водится косвенными методами.

Существует несколько методов определения положе­ ния нулевой поверхности в океане. Одним из наиболее объективных является метод Дефанта, сущность кото­ рого состоит в определении постоянной или незначитель­ ной разности динамических высот между соседними океанографическими станциями. Середина слоя, в ко­ тором эта разность постоянна или незначительна, и при­ нимается за нулевую поверхность.

После вычисления динамических высот на всех океа­ нографических станциях полученные значения наносят на бланковую карту данного района и проводят дина­ мические горизонтали. Эти горизонтали изобарической поверхности представляют линии тока, а при установив­ шемся движении — траектории водных частиц. Расстав­ ляя затем на динамических горизонталях стрелки со­ гласно правилу, что меньшее значение динамических глубин должно оставаться слева (в Северном полуша­ рии), получаем динамическую карту плотностных тече­ ний. С помощью этой же карты можно получить значе­

269

ние скорости течения, если (зная разность динамиче­

строились в прошлом, не всегда давали вполне надеж­ ные результаты и являлись скорее не картами, а лишь схемами течений. Объясняется это несколькими причи­ нами: во-первых, несовершенством теории, так как при выводе расчетных уравнений предполагалось, что дви­ жение установившееся и прямолинейное, хотя в действи­

результаты разновременных гидрологических наблю­ дений.

Поэтому расширения возможностей динамического метода следует добиваться путем совершенствования теории течений, а также изменением методики наблю­ дений, т. е. путем организации синхронных наблюдений на больших пространствах океана.

Основные выводы теории дрейфовых течений. Ветро­ вые и дрейфовые течения вызываются силой трения воз­ духа о поверхность воды. Затем энергия движения пе­ редается посредством трения как между горизонтальны­ ми слоями воды, так и между водными массами, нахо­ дящимися t в одной горизонтальной плоскости, но движущимися с различными скоростями.

Силы трения Т связаны с градиентом скорости dvjdti и определяются как произведение этого градиента на коэффициент трения р, т. е. T=\xdv/dn.

Создание теории течений заключается в конечном счете в установлении функциональной зависимости ме­ жду скоростью течения и силами, вызывающими это движение. Решение этой задачи получено В. Экманом

в1902 г. для простейшего случая установившегося дрей­ фового течения, вызванного ветром постоянной силы и постоянного направления. Создание теории заключалось,

вобщих словах, в решении дифференциальных уравне­

2 7 0

поверхности моря, а ось z — вертикально вниз, то урав­ нения движения запишутся в виде

мени не меняется, а поле ветра равномерное, т. е. в каждой точке моря его направление и скорость одина­ ковы;

г) море безбрежно, сгона и нагона воды не происхо­ дит, поверхность моря горизонтальна.

При сделанных допущениях решение системы (5.97)

— скорость поверхностного течения (р — плотность воды).

271