Стационарная циркуляция океана

Свободно распространяющиеся квазигеострофические волны называются планетарными. В разд. 12.3 будут рассмотрены особенности их распространения в горизонтальной плоскости в случае одной моды движения. Подобные волны в океане могут генерироваться ветром. В разд. 12.4. мы будем исследовать явление спин-апа , которое возникает при моментальном включении ветра. Эта задача позволяет приблизиться к пониманию западно-восточной асимметрии в реакции океана на ветер, которая проявляется в том, что мощные пограничные течения обнаруживаются только в западных частях океана. Они замыкают океанские круговороты вод, образованные относительно медленными течениями во внутренних областях. Обсуждение моделей стационарной циркуляции океана проводится в разд. 12.5. [c.226]

Проведенный в разд. 12.4 расчет линейной реакции невязкого океана на действие ветра показал, что если не учитывать некоторых нестационарных бассейновых мод, то во всем океане за исключением его западной границы установится стационарная циркуляция. На западной границе образуется пограничный слой с уменьшающейся со временем толщиной. Соответственно, скорости течений в этом слое со временем должны расти. С некоторого момента времени ts в пограничном слое становятся важными не включенные в модель эффекты нелинейности и трения, которые могут приводить к формированию постоянных пограничных течений. Как следует из соотношения (12.4.3), толщина W пограничного слоя в это время имеет порядок [c.257]

На настоящем этапе представляется полезным рассмотреть картину стационарной циркуляции океана, которая следует из расчетов, выполненных в разд. 12.4. Они показали, что во всем океане за исключением западного пограничного слоя устанавливается свердруповский баланс. В пограничном слое стационарный режим достигается только при дополнительном учете аких эффектов, как нелинейность и диссипация. Следовательно, имеется принципиальная возможность рассчитать стационарную реакцию океана на ветер во всей области, за исключением западного пограничного слоя. Такие попытки предпринимались неоднократно. Эффектами рельефа при этом обычно пренебрегают, что можно обосновать (по крайней мере отчасти) упомянутым в разд. 12.4 влиянием стратификации. [c.252]

Циркуляция в тропиках подвержена сильным изменениям с различными временными масштабами и ее никак нельзя считать стационарной. Ярким примером изменчивости с масштабом времени порядка недели являются тропические ураганы. Очень краткое обсуждение их свойств и характера влияния на океан можно найти в разд. 9.11. Обзор этого вопроса опубликован Греем [272]. Ураганы образуются в поясе широт от 5 до 25° (поскольку на экваторе параметр Кориолиса равняется нулю, он не попадает в этот пояс), но только в тех участках, где температура поверхности моря высока (больше 26 °С). Это позволяет эквивалентным потенциальным температурам у поверхности достичь достаточно высоких значений для образования интенсивной конвекции. Поэтому вероятность образования ураганов наиболее высока в летний период. Положения точек их образования показаны на рис. 11.23. Имеется также множество менее ярких процессов с аналогичными временными масштабами. К ним относятся, например, восточные волны (см., например, [673]), которые обычно распространяются на восток со скоростями около 8 м/с и часто бывают связаны с внутритро-пическими зонами конвергенции. Последние представляют собой узкие участки конвергенции, соответствуюш,ие преимущественно зонально ориентированным линиям активной конвекции. По снимкам со спутников (см., например, рис. 1.2) их можно определить как линии мощных облаков в окрестности экватора. Обычно они находятся на широтах максимальной температуры поверхности моря и испытывают одновременно с максимумом температуры сезонную миграцию. [c.205]

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).

Поскольку информация о полях температуры и солености позволяет рассчитать течения лишь относительно некоторого заданного уровня, то скорости стационарных геострофических течений в океане не удается определить абсолютно точно. Поэтому невозможно также найти точные значения переносов и сравнить их с расчетами по соотношению Свердрупа. Вместе с тем некоторые сравнения все же можно сделать. Так, например, на рис. 12.7,6 показаны течения Северной Атлантики на глубине 100 м относительно течений на глубине 1500 м [757]. Если предположить, что последние течения являются относительно слабыми, то рис. 12.7,6 можно рассматривать как картину приповерхностных геострофических течений. На ней можно обнаружить много бросающихся в глаза совпадений с рис. 12.7, а, что свидетельствует о том, что воздействие ветра во многом объясняет картину поверхностной циркуляции. С другой стороны, существенные отличия, которые также можно увидеть на этих рисунках, говорят о важности других факторов, например сил плавучести. Вычисления Уортингтона [868, 869], в частности, показывают, что опускание вод в Гренландском море увлекает туда большие массы поверхностных вод из Северной Атлантики, и это существенно влияет на общую картину циркуляции. [c.253]

В области дальнейшего развития теории морских течений за последние десятилетия сделан значительный шаг вперед. Большое значение имели работы советского ученого В. Б. Штокмана, который впервые в 1946 г. предложил модель осредненного по глубине стационарного переноса вод в неоднородном по плотности океане обусловленного действием ветра и турбулентного бокового обмена. Эта и другие теории позволили подойти к объяснению крупномасштабной горизонтальной циркуляции и некоторых особенностей в режиме течений Мирового океана. Теоретические модели океани ческой циркуляции, предложенные современными исследователями, учитывают распределение касательного напряжения ветра изменения параметра Кориолиса с широтой, глубины моря и пространственное распределение плотности. [c.153]

Относительно этого проекта известен прогноз М. Юинга о последствиях реализации строительства дамбы. Согласно этому прогнозу, прекращение поступления более соленых вод в Атлантический океан может уже через три десятилетия привести к такому уменьшению солености в нем, что повлечет за собой полное изменение циркуляции вод океана, результатом которых может в конечном итоге стать прекращение поступления теплых вод Гольфстрима в Арктику и похолодание там с одновременным потеплением в континентальной Европе. В свое время этот прогноз вызвал отрицательную реакцию другого известного океанолога Г. Стоммела, указавшего, что на основе предположений М. Юинга можно было бы с таким же успехом предсказать и обратные процессы [23]. Этот пример приведен для того, чтобы показать сложность и неоднозначность подобных прогнозов при современном состоянии науки об океане даже для стационарных процессов обмена водных масс. [c.233]

Главной причиной меридиональной циркуляции являются термические противоречия между. полюсами и экватором. Как уже указывалось, с позиций энергетического баланса климатической системы стационарный энергетический режим атмосферы и гидросферы в условиях этих противоречий ие мол-сет существовать без меридионального нереиоса энергии, что приводит к возникновению конвективных ячеек в океане и в атмосфере в мерндио-на п>ной плоскости. [c.147]

Справочник химика 21

Химия и химическая технология