Экмановская глубина

Величина вертикальной составляющей и скорости при переходе из слоев глубинных течений в экмановский слой трения должна изменяться непрерывно. Следовательно, надо найти из уравнений Экмана закон изменений составляющих и ж V близ этого слоя, исходя из условий на поверхности моря, где расположено начало координат. Ось X направлена вдоль меридиана на юг, ось — вдоль параллели на восток. [c.125]

Способ приведения уравнений (9.9.10) к виду (9.9.6) состоит, как и в разд. 9.2, в разделении скорости и, V) на экмановскую часть, которая определяется локально для каждой горизонталь-ной точки, и скорость барического происхождения (ыр, Ур). Для слоя мелкой однородной жидкости градиент давления не зависит от глубины. Поэтому ( р, Ур) также постоянны с глубиной. Таким образом, разделение скорости (9.2.4), записанное в терминах средних течений, приобретает вид [c.34]

В целом решения уравнения (10.10.14) можно рассматривать как волны Кельвина, изменяющиеся под влиянием ветра. Фактически для наблюдателя, движущегося вдоль берега со скоростью волны Кельвина (в безразмерных переменных с единичной скоростью), уравнение (10.10.14) означает, что скорость А из-менения уровня моря у берега численно равна параллельной берегу составляющей напряжения ветра Хз. Это объясняется тем что экмановский перенос в сторону берега или от него определяется локально и в зависимости от своего знака будет увеличивать или уменьшать амплитуду волны Кельвина. Например, если наблюдатель находится на вершине волны Кельвина (Л > 0) и Хв положительно (экмановский перенос в сторону берега), то амплитуда волны будет расти. Если наблюдатель находится во впадине (Л < 0) и экмановский перенос направлен от берега (Х5<0), то глубина этой впадины будет возрастать. Соответствующее соотношение получается при выборе новой координаты I, движущейся вместе с волной, т. е. при выборе вместо X и t новых координат [c.108]

Распределение плотности на разрезе по 44°39 с.ш. у побережья течение двух экстремальных зимних [а) и двух экстремальных периодов. Расстояние от берега дано в морских милях. (Из Среднемесячные течения у Орегона на широте 44°45 с.ш. (глу-) на горизонте 25 м (О), промежуточной глубине 40 м (А) и м ( ), т.е. в 20 м от дна. (Из [369].) (г) Экмановский перенос открытого океана на восточном берегу северной части Тихого функция широты и времени года. (Из [37].) [c.136]

Здесь О — экмановская глубина [c.138]

Исключительно важен особый случай внутренних движений, при котором сосредоточенный в верхнем слое экмановский перенос направлен в сторону от берега. Это приводит к апвеллин-гу — подъему глубинных вод и замещению ими удаляющихся от берега поверхностных вод. Глубинные воды содержат питательные вещества. Их потребление в освещенной солнцем верхней зоне океана приводит к усиленному размножению фитопланктона, который в свою очередь необходим для развития животного мира. В результате прибрежные районы оказываются наиболее важными рыбопромысловыми районами мира. (Модели биологических факторов обсуждаются, например, Уэлшем [827].) [c.112]

Иначе говоря, если экмановская конвергенция создает восходящие движения, то термоклин располагается более высоко. Динамическая высота поверхности океана над некоторой заданной фиксированной глубиной при этом уменьшается. В этом, по-видимому, и кроется причина существования впадины на широте 10° с. ш. Заметим, тем не менее, что в соответствии с формулой (11.16.2) величина реакции зависит от коэффициента трения, т. е. процесс перемешивания оказывается существенным. Мы не определили еще зональную скорость. Для нее оказывается справедливым простое геострофическое соотношение, связывающее скорость с распределением давления (11.16.2). Учитывая (11.14.2), получаем [c.218]

Наблюдения в Тихом океане в общем подтверждают это мнение. В частности, в работах Мейерса [539, 540] изменения глубины термоклина со временем были сопоставлены с колебаниями экмановской вертикальной скорости. Обе работы показали, что изменениями экмановской скорости можно объяснить большую долю зарегистрированных колебаний глубины термоклина на широтах выше 10°. В то же время для моделирования сезонных колебаний в более низких широтах уже необходимо принимать во внимание влияние планетарных волн. В частности, глубина термоклина на 6° с. ш. обнаруживает явно выраженное распространение фазы сезонной волны со скоростью 0,64 м/с. Это согласуется с выражением для скорости планетарной волны (см. (11.8.6)). [c.222]

Уравнения П. С. Линейкина показывают, что истинные скорости течения на любых глубинах, отмеченных на кривой б, можно представить как геометрическую сумму экмановского дрейфового вектора и вектора гради-ентно-конвекционного. Векторы первого рода стремятся к хорошо известной незначительной величине на глубине трения >1, причем точное выражение для таково [c.124]

Рис. 12.5. Стационарная свердруповская циркуляция ветрового происхождения при гармонически меняющемся восточном напряжении ветра. Модель ветрового напряжения показана на левом рисунке. Она приближенно соответствует действительно встречающимся значениям напряжения в этих широтах. Вблизи 30° с. ш., где давление на поверхности максимально, экмановская подкачка также максимальна и направлена вниз. Справа сплошными линиями -показано решение. В действительности реакция имеет преимущественно бароклинный характер (в том смысле, что наболее мощные течения ограничены пределами верхних слоев), так что изолинии могут представлять и динами- ческие высоты, и глубину термоклина. Результаты численных расчетов для океанов реальных очертаний очень похожи (см., например, [24]), Пунктирные линии в левом нижнем углу рисунка нанесены для того, чтобы показать, как связаны с решением Свердрупа зоны зарождения западных пограничных течений (см. разд. 12.6).

Рис. 12.7. (а) Изолинии среднегодовых геострофических переносов ( свердруповский минус экмановский ) в Северной Атлантике в мегатоннах за секунду (свердрупах). Значения получены интегрированием меридиональных геострофических расходов вдоль кругов широты от восточной границы либо до западной, либо до той долготы, на которой вихрь напряжения ветра обращается в нуль, (б) Карта динамической топографии поверхности 100 дбар (что приблизительно соответствует глубине 100 м) относительно поверхности 1500 дбар. Изолинии даны в динамиче ских миллиметрах, (Оба рисунка взяты из работы [441, рис. 4].) [c.254]

Наиболее полно исследовано и описано в литературе течение у побережья штата..Орегон. На рис. 10.26, а показаны поля плотности в этом районе на разрезе по 44°33 с.ш. для двух экстремальных зим. Распределения плотности в течение других зим являются промежуточными. На рис. 10.26,6 для того же разреза показаны два экстремальных летних распределения. Различия между зимними и летними распределениями значительно больше, чем между экстремальными распределениями в одном сезоне. Зимой легкая вода (сг/ < 25) обнаруживается только в прибрежной зоне не далее 70 км от берега. Летом во время апвеллинга вода такой плотности находится далеко от берега, а непосредственно у берега расположена относительно более плотная вода (o iЛi26,5). Соответствующие течения в верхнем стометровом слое воды на 44°45 с.ш. для одного отдельно взятого года показаны на рис. 10.26,6. Зимой течения направлены на юг, причем скорости у поверхности превосходят скорости на глубинах. Сезонные колебания скорости имеют амплитуду около 20 см/с, соответствующую горизонтальным смещениям изолиний плотности порядка 1000 км. Таким образом, в конце лета в прибрежном течении могут встречаться воды с параллели 55° с.ш., а в конце зимы — воды с широты 35°. Поэтому очевидно, что контраст между свойствами водных масс в различных сезонах довольно велик [367]. Прибрежный экмановский перенос, который, по-видимому, является основным источником сезонных колебаний, показан на рис. 10.26 в врще функции широты и времени года. Отметим, что на широте 45 осредненное течение направлено к югу, в то время как ветер в этом месте дует на север. Однако несколькими градусами южнее средний ветер все же приобретает направление на юг. [c.134]

Экмановская схема, стилизованная для такого случая, должна приводить к возникновению картины, воспроизведенной на рис. 45 никакого [/ -образного искривления потока здесь не существует пройдя район местного поднятия дна, струи возвращаются к направлению, согласному с первоначальным, с тем, которое было им присуще до вступления в мелководный район. Значительно лучше вяжется с рис. 44 схема Штокмана, воспроизведенная на рис. 46 здесь явно обнаруживается и-образный изгиб потока. Эта схема построена на основании теории цитированного автора, учитывающей боковое трение струй течения. Согласно этой теории, го1 О пропорционален не первой производной от глубины по элементу пути следования [в духе формулы (162)], а второй производной, как будет видно в 19, по формуле (292). Однако и эта формула, возникшая в новой теории морских течений, еще не может в настоящее время считаться окончательно установленной, проверенной на материалах непосредственных океанографических работ. Сам ее автор справедливо указывает, что район Ньюфаундлендской банки чрезвычайно сложен для исследования ведь Северо-Атлантическое течение здесь встречается с противоположно направленным холодным Лабрадорским те- [c.91]

Совершенно несомненно, что при близости от материка, в том районе, где дрейфовала экспедиция Мод , эти силы должны были как-то сказаться на передвижках льдов. Но так же несомненно и то, что Свердруп был не прав, приписывая им доминирующее значение и совершенно отметая главные силы, действительно сопротивлявшиеся движению льдов,— силы трения. Ведь каковы бы ни были свойства воды в слое скачка, лежавшем на глубине 30—-40 м, всегда над ним располагался весьма однородный (опресненный) слой воды, толщина которого может ориентировочно приниматься равной половине глубины трения. Следовательно, даже если бы направление ветра оставалось неизменным, то и тогда нельзя было бы ожидать простой подвижки всего 30- или 40-метрового слоя в направлении ветра наибольшая величина соответствует слагающей потока, направленной не по ветру, а перпендикулярно к нему. В действительности же, при постоянных изменениях направления ветра, развитие экмановской спирали никогда не будет заканчиваться, поверхностные импульсы ветра практически не будут доходить до слоя скачка. Вот почему, невзирая на особенности этого подстилающего слоя, практически можно рассматривать развитие дрейфового течения так. как делается в случае непереслоенного моря. [c.133]

Разумеется, нельзя требовать, чтобы схематизированный анализ по самому простому из экмановских годографов дал результаты, вполне совпадающие с действительностью. Однако кривые 3 на обоих рисунках совсем неплохо согласуются с черными кружками, соответствующими дрейфу у берегов Гренландии. Также неплохо согласуется с непосредственными наблюдениями та теоретически определенная составляющая течения, которую называют глубинной . В 1938 г. Шулейкин вычислил эту составляющую по данным о барическом рельефе у берегов Гренландии, полученным из климатологического атласа В. Горчинского [49]. Тогда оказалось, что в разгар зимы (январь — февраль) средняя величина глубинной составляющей должна рав- [c.146]

Рис. 4,18. Ветровой нагон волны и эпюры скоростей в экмановском слое у поверхности и ниже в геострофи-ческом потоке для бассейна с постоянной глубиной [92]. / — положение поверхности, 2 — равновесное положение.

Справочник химика 21

Химия и химическая технология