«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;