ПОИСК Статьи Рисунки Таблицы Вынужденное движение из "Динамика атмосферы и океана Т.2" Источником движений в системе атмосфера — океан является солнечная радиация. Возникновение течений связано с тем, что тропики нагреваются сильнее, чем полюса. Именно поэтому такое большое значение придается пониманию физики реакции атмосферы и океана на вынуждающие силы различного типа, в частности на те из них, которые появляются из-за притока или оттока тепла, или те, которые вызываются действием ветра и колебаний атмосферного давления на поверхность океана. В этой главе приводятся сведения о различных вынуждающих силах и изучается реакция стратифицированной жидкости, вращающейся равномерно вокруг вертикальной оси. Другими словами, процессы исследуются не на сфере, а на /-плоскости. [c.5] Первая часть главы (до разд. 9.7), посвящена воздействию напряжения на горизонтальную поверхность. В основном оно создается трением ветра о поверхность океана. Ветровое напряжение вызывает непосредственный отклик — так называемый экмановский перенос, который в основном сосредоточен в тонком слое у поверхности океана. Обычно считается, что он действует в пределах верхнего перемешанного слоя океана с толщиной от 10 до 100 м. Резкое изменение ветра способно вызвать колебания экмановского переноса с инерционным периодом или уменьшить амплитуду существовавших ранее колебаний. Данные наблюдений о колебаниях скорости в перемешанном слое достаточно хорошо воспроизводятся даже очень простыми моделями. Аналогичные колебания могут возникнуть и в атмосфере ночью из-за резкого уменьшения напряжения после захода Солнца. Подобное уменьшение напряжения приводит к явлению, именуемому ночным струйным течением. Оно обсуждается в разд. 9.7. [c.5] Напряжение, действующее на расположенную внизу поверхность океана (или суши), выступает для атмосферы фактором торможения за счет трения. Его интенсивность зависит от скорости ветра. С этим напряжением связан атмосферный экмановский перенос, создающий горизонтальный поток массы., равный по величине и противоположный по направлению океаническому. Следовательно, изменения экмановского переноса вызывают экмановскую подкачку с вертикальным потоком массы, который будет одним и тем же и для атмосферы, и для океана. [c.6] Зависимость между силой трения и скоростью у границы рассматривается в разд. 9.5. Здесь же коротко обсуждается характер изменения скорости с удалением от границы. На самом деле течение в слое трения является турбулентным, и его закон трения имеет нелинейный вид. Вместе с тем линейное ламинарное решение, которое обсуждается в разд. 9.6, все же представляет определенный интерес. [c.6] Трение в целом стремится замедлить движение и привести систему в состояние покоя. Этот процесс называется спин-даун . Он обсуждается в разд. 9.12. Весьма важную роль в нем играет экмановская скорость подкачки. [c.6] Другой формой вынуждающих сил в океане является гравитационное притяжение Солнца и Луны, которое создает приливы. Обсуждение в разд. 9.8 касается прямого эффекта, который имеет баротропный характер, хотя в действительности существуют также и бароклинные приливы, вызванные взаимодействием баротропных приливов с неровностями морского дна. Этот эффект особенно важен, когда существуют большие изменения глубин, как, например, на континентальных склонах. [c.6] ПОСТОЯННОЙ скоростью увеличивать свою относительную циклоническую завихренность. Такое поведение выявляется на ранних стадиях развития ураганов (см., например, обзор [272]), в которых поток в (/, 2)-плоскости (относительно центра урагана) стационарен с большой точностью, но циклоническое движение вокруг центра продолжает расти со временем. Аналогичные течения возникают и в океане в областях теплоотдачи, например в месте формирования донных вод в Гренландском море. [c.8] На самом деле такое развитие не продолжается до бесконечности, поскольку в действие вступают определенные уравновешивающие механизмы. Обычно ими оказываются различные формы диссипации. Их примеры рассмотрены в последнем разделе главы. Один из примеров — модель Антарктического циркумполярного течения, для которого вынуждающей силой является ветер, а диссипативным механизмом — донное трение. Другой пример — атмосфера, приводимая в движение силами плавучести с диссипативными факторами — ньютоновой теплоотдачей и рэлеевским трением. Это приводит к модели атмосферной циркуляции, рассмотренной в 1686 г. Галлеем [284] и в 1735 г. Гадлеем [283]. [c.8] Когда ветер дует над поверхностью Земли, то независимо от того, твердая ли это суша или поверхность моря, на ней возникает напряжение (см. гл. 2). Для атмосферы оно выступает достаточно важным фактором торможения (см., например, разд. 2.4), а для океана — основной движущей силой. Действительно, основные системы течений Мирового океана имеют преимущественно ветровое происхождение. Рассмотрим теперь этот тип вынуждающих сил. Хотя это и удивительно, но оказывается, что он имеет свойства, сходные со свойствами вынуждающих сил топографической природы. [c.8] Причина, по которой в эти уравнения включена только производная горизонтального напряжения по вертикальной координате, состоит в том, что вертикальный масштаб атмосферных и океанических пограничных слоев (т. е. объемов, граничащих с поверхностью раздела, в которых напряжения сравнимы по величине с поверхностными) много меньше горизонтального пространственного масштаба изменения напряжений. Так, толщина атмосферного пограничного слоя имеет порядок 1 км, океанического—10—100 м. В то же время горизонтальный масштаб изменения напряжений может быть порядка 100—1000 км. [c.9] Детальное моделирование пограничных слоев атмосферы и океана оказывается весьма трудным делом (см., например, [490, 795, 555, 896, 413, 895]). В них не только возникает турбулентность, которая связана с действием напряжений и волновыми эффектами, но имеются и другие важные процессы перемешивания, вызванные нагреванием и теплоотдачей. Однако, как мы увидим позднее, для воспроизведения некоторых общих свойств пограничных слоев и оценки влияния пограничного слоя на основное течение можно использовать достаточно простые модели. [c.9] Р( 1 е/ / +/ е) — Уз. когда граница сверху. [c.11] В стационарных условиях экмановский перенос перпендикулярен поверхностному напряжению. В атмосфере в северном полушарии он направлен влево относительно поверхностного напрялсения. В океане в северном полушарии перенос направлен вправо по отношению к поверхностному напряжению. [c.11] Границу слоя единичной площади, балансируется исключительно силой Кориолиса (р/ е, связанной со средним по слою движением. На рис. 9.1 показаны (для северного полушария) направления экмановских потоков относительно напряжения на поверхности. Для характерного значения напряжения в умеренных широтах (/= 10 с ), равного 0,1 Н/м , экмановский перенос массы в обоих слоях равен 1000 кг-м -с или 1 т-м- -с . Расчеты дают еще большие значения для тропиков, где / становится очень малым. [c.12] Несмотря на то что понятие экмановского переноса широко используется, точное количественное подтверждение соотношений (9.2.5) и (9.2.7) по данным наблюдений затруднительно. Основная причина — трудность оценки градиента давления с точностью, достаточной для разделения поля скорости на две составляющие связанную с давлением и экмановскую. В атмосфере, например, при условиях, достаточно приближенных к стационарным, напряжение можно определять по профилю скорости у земли или по прямым изменениям. Основная сложность состоит в оценке направления градиента давления, поскольку малые ошибки в нем ведут к существенным ошибкам в экма-новском потоке. [c.12] Первоначально направления экмановского переноса и ветра совпадают, но с течением времени за счет силы Кориолиса поток поворачивается вправо (в северном полушарии). В конечном счете перенос определяется как сумма постоянного экмановского переноса, направленного вправо от ветра, и антициклонически вращающейся составляющей с инерционным периодом и амплитудой, равной величине переноса. Частица, перемещающаяся со средней скоростью слоя, будет описывать циклоиду, которая показана на рис. 9.2, а. [c.12] Несмотря на то что такое распределение выглядит очень простым, оно оказывается достаточно реалистичным и по этой причине полезным для моделирования. [c.14] В формулу (9.3.5) в виде сомнолштеля в фигурных скобках. Если изменение ветра происходит в такой фазе существовавших ранее колебаний, когда этот сомножитель мал, то после изменения ветра останутся только слабые колебания. Если, с другой стороны, изменения ветра произойдут в тот момент, когда этот сомножитель велик, то получатся сильные колебания. [c.15] Зависимость амплитуды колебаний от времени изменения ветра показана на рис. 9.2, в. При / = 0 западный ветер резко возрастает и дает колебания, похолсие на те, которые показаны на рис. 9.2, а. Позднее ветер мгновенно отклоняется вправо, становится северо-западным и немного усиливается. Сплошной линией на рисунке обозначена возросшая амплитуда колебаний, которые появились бы при изменении ветра, если в момент изменения ветра он оказался направлен одинаково с течением. Штриховая линия показывает результат изменения ветра, если бы оно имело место на половину периода ранее. В этом случае при усилении ветра и его повороте вправо амплитуда колебаний падает до нуля. [c.15] Вернуться к основной статье