«Г И Д Р О iyi Е Т Е О И 3 Д А Т ЛЕНИНГР А Д * 1 9 7 4 УДК 5 5 1.4 6 Приводятся основные сведения о физических явлениях и процессах в океане. Излагаются вопросы термики, ...»

П ри выводе формулы (9.4) мы приняли условие, что на гл у ­ бине залегания изобарической поверхности р течение равно нулю и, следовательно, изобарическая поверхность р параллельна изопо­ тенциальной. Л егко показать, что если изобарическая поверхность р будет иметь наклон относительно изопотенциальной, то тогда на глубине, залегания этой изобарической поверхности течение не бу­ дет равно нулю, и формула (9.4) даст не абсолютную, а относи­ тельную скорость течения (по отношению к изобарической поверх­ ности р ). Если обозначить абсолютную скорость течения на по­ верхности через уТо, а на изобарической поверхности р через ут „ то формула (9.4) примет вид П о этой формуле и рассчитываются скорости плотностных те­ чений.

Н а рис. 9.2 б приведены линии пересечения изобарических и изопотенциальных поверхностей Di, D2... D6 в плане. Эти линии они характеризую т топографию изобарических поверхностей и представляют линии равных динамических высот. Н а рис. 9.2 б видно, что скорость течения направлена по динамической горизон­ тали, т. е. перпендикулярно к направлению наибольшего уклона изобарической поверхности. П ри этом если смотреть вдоль тече­ ния, меньшие динамические высоты будут оставаться слева (в се­ верном полуш арии).

Когда изобарическая поверхность ро имеет более слож ную форму, как это изображено на рис. 9.3 а, то и динамические гори­ зонтали имеют более слож ную конф игурацию (рис. 9.3 б ). В этом случае действующая сила g s in p, направленная параллельно сво­ бодной поверхности моря, по-преж'нему будет перпендикулярна к динамической горизонтали в данной точке и направлена вдоль наибольшего уклона изо­ барической поверхности. П оэтому течение будет направлено по касатель­ ной к динамической гори­ зонтали в той ж е точке.

Следовательно, дина­ мические горизонтали представляют собой л и ­ нии тока, а при устано­ вившемся движ ении — траектории водных ча­ стиц. Н а этом принципе и основаны практические приемы построения карт и плотностных течений.

но, что изменение дав­ л е н и я — dp в море про­ веса столба воды, т. е.

Учитывая, что плотность воды р величина, обратная удельному объему а, можно записать И нтегрируя это выражение, получим где z — расстояние между изобарическими поверхностями. И нте­ грал заменяется суммой П ри расчетах динамических высот берется не истинный удель­ ный объем, а условный, который, как показано в гл. II, связан с ним соот н ош ен и ем и формула (9.6) примет вид Т а к как при расчете течения определяются разности динамиче­ ских высот между заданными изобарическими поверхностями, вто­ рое слагаемое можно не учитывать, и расчетная формула примет Если давление р вы раж ать в децибарах, оно практически ока­ зывается численно равным глубине, выраженной в метрах, на ко­ торой определяется давление, что значительно упрощ ает расчеты.

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

Расчеты динамических высот производятся в соответствии с при­ водимой табл. 33, в которой графа 1 — горизонт наблюдений, выраженный в единицах давления — децибарах и численно равный глубине, выраженной в метрах; графа 2 — температура воды на данном горизонте; графа 3 — соленость воды; графа 4 — условный удельный объем, выбираемый из «Океанологических таблиц»

Н. Н. Зубова (таблица 14); графы 5, 6, 7, 8 — поправки к услов­ ному удельному объему (таблицы 15, 16, 17, 18); графа 9 — сумма всех поправок; графа 10— -исправленный условный удельный объем, графа 11 — средний условный удельный объем между со­ седними изобарами (гл уб инам и); графа 12 — произведение сред­ него условного удельного объема на разность давления между соседними изобарами. Эти произведения представляют собой рас­ стояния между изобарами в динамических миллиметрах, та к как при расчетах динамических глубин берется не сумма произведений а Ар, ка к требуется по формуле, а сумма, умноженная на 103, т. е. тысячные доли динамического метра или динамические мил­ лиметры; графа' 13 — динамическая высота изобарической поверх­ ности ро в динамических миллиметрах, отсчитываемая от изобари­ ческой поверхности р = 2 0 0 0 дб.

В привёденном примере принимается, что на изобарической по­ верхности 2000 децибар (на глубине 2000 м) течение отсутствует.

После вычисления динамических высот, на всех океанографиче­ ских станциях, полученные значения наносят на карту данного района и проводят динамические горизонтали (обычно через 5 д и ­ намических миллиметров). Расставляя на динамических горизон­ талях стрелки, согласно правилу, что меньшие значения динами­ ческих глубин должны оставаться слева (в северном полуш арии), Пример расчета динамической вы ы н гидрологической станции получаем динамическую карту, характеризую щ ую плотностные те­ чения. В приложении 16 приведен образец такой карты для А р к ­ тического бассейна, вычисленной В. Т. Тимофеевым по материа­ лам наблюдений станций «Северный полюс». Д ля расчета скорости течений в любой точке снимается расстояние L между ближ ай­ шими динамическими горизонталями. Т ак как разность динами­ ческих высот между динамическими горизонталями известна, то, подставляя в формулу (9.5) ее значение, снятое расстояние L и ш ироту места ф, находим искомое значение истинной скорости те­ чения, если v Tl = 0, или разности скоростей течений на двух изо­ барических поверхностях, если vT, ^ 0. Д ля облегчения расчетов по формуле (9.5) в «Океанологических таблицах» дается значение ко­ эффициента ^ = ~ 2 “ 2~sin----- ДЛЯ Различных значений ф и L в мор­ ских милях. У м нож ая выбранное из таблицы значение величины М на разность динамических глубин в динамических миллиметрах, получаем скорость течения в м/с.

Таким образом, в конечном итоге скорость течения определя­ ется по формуле или, при Методы определения нулевой поверхности. П ри построении кар-i течений динамическим методом важное значение имеет выбор и с, ходной изобарической поверхности р, от которой ведется счет ди- намических высот. Эту изобарическую поверхность называют н у :

л е в о й п о в е р х н о с т ь ю. Очевидно, она должна соответство] вать поверхности, на которой градиентные течения отсутствуют или весьма малы. Наиболее надежно она может быть определена по инструментальным наблюдениям над течениями. Однако таки« наблюдения в океанах единичны. П оэтому выбор нулевой поверх) Сущ ествует довольно большое число методов определения по,' Д итрих п ре д л о ж и л. принимать за нулевую поверхность с ми нимальным содержанием кислорода на глубине.

Хидака считает, что достаточно надежно нулевую поверхности можно определить на основе расчета диффузии солей на глубинах Слой, в котором она мала или равна нулю, и предлагается брат? П арр исходит при определении нулевой поверхности из предпо;

ложения, что движение вод происходит вдоль изопикнических по верхностей. П оэтом у в слое с минимальной скоростью течения (шл отсутствием течения) должен практически отсутствовать накло!

изопикнических поверхностей, а следовательно, расстояние межд!

Свердруп предлагает определять положение нулевой поверхно­ сти на основе расчетов расходов воды через разрез, проведенный от одной границы бассейна до другой.

Дефант предложил метод, позволяющ ий определять положение нулевой поверхности, используя только данные о динамических высотах стандартны х изобарических поверхностей. Сущ ность ме­ тода состоит в определении разностей динамических высот между соседними океанографическими станциями. Середина слоя, в ко ­ тором эта разность постоянна, и принимается за нулевую поверх­ ность. М етод Дефанта представляется одним из наиболее объек­ тивны х методов.

Развивая идею Дефанта, Мамаев предложил определять не разности динамических высот, а разности удельных объемов, осо­ бенно в тех случаях, когда трудно установить слой с постоянной разностью динамических высот. Такое упрощение оказывается весьма полезным. И м ж е предложен метод определения нулевой поверхности, основанный на анализе вертикального распределения плотности морской воды. Сущ ность метода состоит в установлении связи между положением нулевой поверхности и устойчивостью 'слоев в столбе воды от поверхности моря до глубины залегания нулевой поверхности. М етод М амаева можно считать перспектив­ ным и объективным.

К а к показываю т расчеты и наблюдения, среднее положение нулевой поверхности в океанах определяется глубинами порядка 1000— 1500 дб. В морях эти глубины меньше. В Черном море, на­ пример, глубина залегания нулевой поверхности определяется ве­ личиной порядка 300 дб.

j Динамические карты, как следует из методики их составления, характеризуют рельеф (топограф ию) поверхности моря. Поэтому эни отраж аю т не только течения, вызванные неоднородностью [глотности по горизонтали, возникающ ие под действием статиче­ ских процессов (нагревания, охлаждения, испарения и т. п.), т. е.

собственно плотностные течения, но та кж е частично и другие виды градиентных течений. Однако динамическими картами эти тече­ ния могут быть учтены лишь в той степени, в какой они вызывают неоднородность плотности по горизонтали. К а к будет показано диже, при постоянстве плотности воды наклон поверхности моря те может быть определен динамическим методом, так как в этом случае изобарические поверхности параллельны друг другу, и, сле­ довательно, динамические высоты одинаковы.

| Динамические карты можно рассматривать ка к карты, ха р а к­ теризующие постоянные течения, создающиеся под воздействием длительно действую щ их процессов: среднего прихода и расхода 'гепла, испарения, осадков, берегового стока и господствую щ их аетров. Такого рода течения называют г е о с т р о ф и ч е с к и м и.

Они сущ ествую т при равновесии горизонтального градиента дав­ ления и силы Кориолиса.

! С удалением от поверхности моря в гл убину наклон изобариче­ ских поверхностей уменьшается, и соответственно уменьшаются скорости течений. Из анализа распределения плотности с глубиной можно сделать вывод, что в океанах, на глубинах Ю'ОО— 1500 м, плотностные течения долж ны отсутствовать. Н и ж е этой глубины можно ож идать развития компенсационного течения, направлен­ ного в сторону, противополож ную течению верхнего слоя.

Измерения течений, проведенные в последние годы, до боль­ ш их глубин свидетельствуют о наличии течений, со скоростями по­ чти до одного узла на горизонтах 1000— 1500 м, т. е.т а м, где плот­ ностные течения считались отсутствующ ими.

Более того, в экваториальных зонах океанов обнаружены мощ ­ ные противотечения: в Тихом океане — течение Кромвелла, а в А т ­ /77Т Г 77777777777777777777777777777777777Т Рис. 9.4. К выводу формулы для расчета однородном море. Гради вии неравномерности распределения плотности по горизонтали, т. е в однородном по плотности море. В этом случае их возникновение связано с воздействием внешних (механических) причин, которые:

вызывают наклон уровня. Наиболее часто этот наклон создается вследствие переноса вод ветровыми (дрейфовыми) течениями, вы.

зывающего сгоны и нагоны воды, но может также; создаваться ко| лебаниями атмосферного давления и береговым стоком.

Д ля простоты рассуждений будем считать, что, так ж е как в случае плотностных течений, силами внутреннего трения можш пренебречь, а влияние трения о дно сказывается только в нижне® придонном слое. П олож им, что сила, вызвавшая наклон уровня' прекратила свое действие. Течение считаем установившимся. Тогд;