Радиус деформации

ЭТОГО множителя получается множество интересных результатов . Одно из важных его свойств связано с возникновением пространственного масштаба а, который в настоящее время называется радиусом деформации Россби (см. раздел 7.5) и определяется по (7.2.23) или (8.2.3). Характерные значения а (см. разд. 7.5) для баротропных волн Кельвина (которые играют большую роль в теории приливов) имеют порядок 2000 км в случае глубокого моря и 200 км для прибрежных районов и мелких морей. Для бароклинных волн Кельвина (которые оказываются существенными при описании прибрежного апвеллинга) характерные значения а примерно равны 30 км. Существуют также предположения [244], что зарегистрированные зоны низкого атмосферного давления в прибрежных районах являются разновидностью волны Кельвина со значениями а около 300 км. [c.83]

Рис. 10.11. Локальное решение для волнового нагона в Северном полушарии. Ветер дует вдоль берега, оставляя его справа. Это создает направленное к берегу экмановское течение и подъем уровня с постоянной скоростью в прибрежной зоне с шириной порядка радиуса деформации Россби. Береговое течение находится в геострофическом равновесии с уровнем. Поэтому оно также усиливается с постоянной скоростью. Направления ветра и течения совпадают.

В разд. 10.9 было показано, что нагоны создаются, когда направленный к берегу ветровой экмановский перенос приводит к скоплению воды в прибрежной зоне шириной порядка радиуса деформации Россби. Полученное решение основывалось на предположении о том, что вдольбереговыми изменениями функций можно пренебречь. Однако оказывается, что нередко (см., на-при> ер, рис. 10.10) нагоны движутся вниз по берегу и, следовательно, важно рассматривать изменения как по у, так и по х. Анализ сильно упрощается, если вдольбереговой масштаб L велик по сравнению с радиусом Россби а, что очень часто является логичным допущением. Нестационарными изменениями с временными масштабами и менее будем снова пренебрегать. [c.106]

Интенсивность апвеллинга в конкретном районе пропорциональна изменению величины экмановского потока в области подъема. В прибрежных районах поток изменяется от нулевых значений на берегу до значений, характерных для глубоководных районов, на расстояниях порядка внутреннего радиуса деформации Россби, т. е. около 30 км. Такие же изменения экмановских потоков в открытом океане наблюдаются лишь на синоптических масштабах, т. е. 1000—3000 км. Таким образом, интенсивность апвеллинга в прибрежных районах должна быть в 30—100 раз больше, чем в открытом океане. Это и объясняет преобладающее значение прибрежных промысловых районов по [c.112]

В этой главе анализируется поведение жидкости, которая вращается с постоянной угловой скоростью относительно вертикальной оси. Несмотря на это, приложение результатов к атмосфере и океану с некоторой долей приближения оказывается возможным. Этот момент обсуждается в разд. 7.4. В разд. 7.5 рассматривается фундаментальный горизонтальный масштаб длины, который возникает в задачах о приспособлении вращающейся жидкости под действием силы тяжести. Он называется радиусом деформации Россби. Поскольку анализ применим ко всем нормальным модам стратифицированной жидкости, то имеется бесконечное множество радиусов Россби, каждый из которых связан с отдельной модой. [c.235]

РАДИУС ДЕФОРМАЦИИ РОССБИ [c.254]

Радиус деформации Россби 255 [c.255]

Радиус деформации Россби 267 [c.257]

Здесь а — радиус деформации Россби, определяемый из соотношения [c.310]

В озерах с большими размерами наблюдается явление, получившее название берегового струйного течения (см., например, [94, 95]). Речь идет о районах, где упорядоченные горизонтальные перемещения воды усилены за счет генерации в озере вращательного движения [87]. Ширина струйной области сравнима с радиусом деформации [87, 92]. Конфигурация струйного течения оказывает влияние на поверхность термоклина (если таковая присутствует в озере), вызывая явление апвеллинга в случае, если оно (течение) направлено справа налево или слева направо (для наблюдателя, смотрящего на озеро). Присутствие берегового струйного течения может также приводить к образованию своеобразных ловушек для загрязнений, выбросы которых расположены в зоне, близкой к береговой черте (см. также п. 4.5). [c.119]

Здесь кп = (2п— 1) я/2а, Я (радиус деформации) где [c.145]

Рис. 4.19. Схема установившегося ветрового переноса в бассейне с размерами много больше радиуса деформации (а[Я= Ъ, Ь1а=5) [92, 94].

Другим направлением является создание половолоконных мембран с деформирующимся наружным слоем (рис. 5.24). В рабочем состоянии мембрана имеет внешнюю, омываемую жидкостью поверхность, соответствующую определенному радиусу. Деформация призвана разрушить образующиеся на поверхности агрегаты частиц посредством их механической деформации. Пульсационные движения газа в полых мембранах облегчают унос разрушенных отложений из модуля (см. рис. 5.24). [c.204]

Модель, рассмотренная ранее в этом разделе, описывает первую стадию процесса установления градиента давления. Дальнейшее развитие процесса было исследовано в численных моделях (например [622]). Модель также показывает ограниченность зоны, занятой противотечением, пределами экваториального радиуса деформации Россби и воспроизводит апвеллинг, связанный с экмановской дивергенцией на экваторе. Большое значение имеет также наклон термоклина, поскольку он приводит к подъему холодной воды к поверхности в восточонй части области. Таким образом, в периоды активных воздействий на океан воды легко выходят на поверхность и охлаждают е, в другое же время поверхность покрыта тонкой теплой пленкой. На западе перемешанный слой глубокий и достаточно теплый, так что изменения интенсивности перемешивания или притоков тепла от атмосферы не могут сильно изменить температуру поверхности. [c.189]

Радиус деформации Россби а — это масштаб длины, имеющий фундаментальное значение в динамике атмосферы и океана. По существу, оп является горизонтальным масштабом, на котором эффекты враьцения ( грубого типа) становятся такими же важными, как и эффекты плавучести. Точнее, это тот масштаб, на котором средний и последний члены в левой части [c.254]

Те же рассуждения справедливы и для волн Пуанкаре. Так, короткие волны С а) очень похожи на гравитационные волны в невращающейся системе. Это обсуждалось в разд. 7.3. Для волн с масштабами, сравнимыми с радиусом деформации, член ус с-, характеризующий влияние плавучести в дисперси-01Н 0м соотношении (7.3.4), имеет тот же порядок, что и член /2, учитывающий вращение. С другой стороны, для длинных волн > а) доминирующими являются эффекты вращения. Они имеют частоту, близкую к инерционной частоте /, которая в при- [c.254]

Радиус деформации Россби оказывается существенным не только для задач о неустановившихся режимах, но является важным масштабом и для решения, характеризующего геострофическое равновесие. Это было видно при анализе задачи о приспособлении при начальном разрыве, так как разрыв ие распространялся неограиичеиио, а только на расстояние порядка радиуса Россби. [c.255]

В разд. 8.2 и 8.3 мы рассмотрим, каким образом вращение воздействует на поверхностные волны или на заданную моду внутренней волны. Его эффекты становятся заметными, когда горизонтальный масштаб становится сравнимым с радиусом деформации Россби. Для внутренних мод в океане радиус Россби имеет порядок 3—30 км, поэтому даже при ие очень большом горизонтальном масштабе влияние вращения становится существенным. Моду, чувствительную к воздействию вращения, мы называем здесь волной Пуанкаре. Ее отличительная особенность заключается в том, что вектор скорости в ней непрерывно вращается в антициклоиическом направлении. Это свойство часто обнаруживается при наблюдениях в океане и в больших озерах. Более того, энергия в этом случае не распределяется поровну между кинетической и потенциальной большая ее часть приходится на долю кинетической энергии. [c.307]

Справочник химика 21

Химия и химическая технология