авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |

«В. Б. Ш ТОКМАН 5 51-4 (7 - ЭКВАТОРИАЛЬНЫЕ ПРОТИВОТЕЧЕНИЯ ...»

-- [ Страница 3 ] --

(l+ ™, 2*У Tx{y) = -^ оЛ lco szYJ. ' Т - (85) Р з м е я что в р ж н е (85) о и ыа т л ш главныеч р п п т а у е тс, ыа е и пс ве и ь е ты о е р ч о н р в о е н с в тр в го п л п с а ввэ а р а ь о о л ­ е н й е а н м р о ти е о о о я а с то кв то и л н й б а сти, н п и е, Т а р м р ихого о е н. Дта и это н р в о е н с, к со а каа е л й е а н м р о ти ж­ л н ю д си п р н и в с ы С гл сн (85), та ге ц а ь о д в е е и, о х о е з е тн. о а о н н и л н е ал­ н е в тр, о л д ю е мк и а ь ы а с л тн м з а е и м Т0 н и е а б а а ще а с мл н м б о ю ы н ч н е г а кр я о л с (в ш р тн м н п а л н и п и у = 0, у = 1 с и а тс, н же я а х б а ти ио о арвеи) р по за н ко н д н л в ц н а ь о ч сти о л сти ^ ко у си уса о у я е тр л н й а ба, ко р я я л е я сх м ти е к й и те п е ц е ш л в й з н. П ­ то а в я тс е а ч с о н р р та и й ти е о о ы од ста л я (85) в (67), п л ч м вя оуи 'гО ' ) = - т Знак минус перед скобкой в (85) означает, что Tt ориентировано в направ­ лении отрицательной оси X (на запад). ' вместо (69) и (7 4 ) будем иметь:

Т/ о Р ) =т (У У * у - Ц J sin, 1 + CS dy= - T O^-'7 i if П д та л я п л е н е з а е и F(y), F(y) и Т(у) в фр у ы (7 )„ о с в я о уч н ы н ч н я о мл (80) и (81), м п с е н б л ш х п е б а о а и п л ч м ы ол е о ь и р о р з в н й о у и 2 г F. --Г ) t 2it у l с1Т„ (86) о\2 1 27sm г сОО - 2В 1+ (д (87) сТ0 1, dt(y) -7^ 2+cos —7Г ь- 2Я ду 1+ В !* = дх. 2 2 6 ) = co st.

д (Б + ± (88) cb Т n С гл с о (87), (88), (49) и (50), к м о е ты ге стр фч ск й ц о ан о пнн о о и е о ирку­ л ц и u Q v q б ут о р д л ть я в р ж н я и яи уд п е е я с ы а е и м и kcT0 2 it у (89) tiG= k4 = y -cos ТВ 1+ (Г kcb TQ (90) V = ~ k’U “ 2 *+ 2 ‘ G= (В Ь ) Ис е у м с а а а кр вую м р д о а ь о п о и я п в р о с л де н ч л и е и и н л н го р фл о е хн сти о е н в ка м и о п п р ч о ве у с ч н и н шй о л с. Э кри­ к а а ко -л б о е е н м тр е е и а е б а ти та в я о р д л е я фр у о (86), а фр у а (87) о р д л е н к о а п е е я тс о мл й о мл пе е я т ал н к с те ь о к кр во м р д о а ь о п о и я п в р о о е н п аа лн й и й е и и н л н го р фл о е хн сти к а а о о о е и к го и н л н й п о сти И фр у ы (86) я ств т, тн ш н ю р зо та ь о л ско. з о мл в уе что ч м б л ш н ч л н я о д н та ---- nrrs— л н й о и мн н я е о ь е аа ь а р и а и е н го з е е и 1+ИГ м л ту о 21т ун и о мщ п в р о о е н п с а н н.ю с а п и д й -—с ф кц и в з у е о е хн сти к а а о р в е и н я [о е и а м й в р м ч е о в ско ка фр у ы (86)], т м мн ш и ц н в е о то ы л н м б х о мл е еь е в и н е п с е н й П это у п о в те е и,д ж в ш л в й о л с л я и о л д е. о м р ти о ч н е а е ти е о б а ти мжт о о е тсутств в ть е л оа, си Н тр н, о н ко п ка ть что в усл в я откр то о е н э в з* е уд о д а, о за, о и х ы го к а а та о м ж о ть со е шн о н р а ь а В с мм д л, п л з я в р ж н я »

о н с в р е н е е л н. а о е е о ь у сь ы а е и м (35), (36) и (37), м ж о п е б а о а л в ч с п с е н го н р ­ о н р о р з в ть е ую а ть о л д е е а в н тв к в д ес а и у 1 ' 1 (9 1+ о а у е д е с, ч ч м б л ш гл и а мр h в с а н н и с глу­ ткуд б ж а мя то е о ь е уб н о я рвеи б н й тр н я D, т м мн ш н ч л н я о д н та л н й о имн н я ио еи е е ь е а а ь а р и а и е н го з е е и * ур в я в ср в е и са п и о 2 т ф кц и в з у е и. С е о а л он а н н и м л туд й г ун и о мщн я л д в те ь о р о ь о h л я и и е н го л н * а о е е и е ь н, п и б л шм2= в и н е л н й о ч е а С н п в д н е р зул ­ j ти ую е кр во С ) о ути о с а ыа тс л ш у с м х краев р щ й и й (У щ м к з в е я и ь а ы р с м тр в е о о л с и с в р е н н что н в ц н а ь о е а с а и а м й б а ти о е шн о и ж о е тр л н й е а ти е о е е и (у) а н м б а о п е е я тс о о у к и * ч с, гд п в д н е С гл в ы о р з м о р д л е я х д м фн ц и в з у е и С,. т. е в д н о с у а фн ц е s —т—у-.

. а н м л ч е, у к и й m2' с _ о м щн я 2 (у), Т к, н п и е, р с мтр в я о л с экв то и л н го п о в те е а а р м р а с а и а б а ть а р а ь о р ти о ч ­ н я в Т хо и и А а ти е м о а а, м ж о п л ж ть с= 5° N, и и м л тл н ч ско ке н х о н о о и р ав л ч н Azсч та п Дфн, р в о Аг—100см/сек. Т гд, с гл ­ еииу и ть, о е а ту а н й оа оа с о (17), о а е, что 2 м Т к ка в н шм с у а h= н к ж тся 13. а к а е лч е = 4 0 м(гл и а р с р с а е и с с м э а р а ь о п о в те 0 уб н а п о тр н н я и те ы кв то и л н го р ти о ­ ч н я с. р з е 1), н го о я уж о зн ч те ь о б л шй фк е и, м ад л е вр е а и л н о ь е а­ ти е й гл и е о е н в с и сч та и о н р д ы и т ч ско уб н к а о (е л и ть х д о о н м ), о h S 3,3 и д я п р о ч е а в ско ке фр у (87) и (89) м пол S л е в го л н б о мл ы у­ ч м в л ч н 0,01, ко р й ^при у — и еииу то о с о о н мжо п е е вбдо о н рн­ б е ь в с а н н и с е и и е, т. е сч та, ч в о р стн сти се е и »

р ч р в е и д н ц й. и ть то к е о рдн о л с в л ч н и н п а л н е п п р ч о ве у н кл н п в р о б а ти е и и а а р в е и о е е н го тр а о а о е хн ­ сти о е н ц л к м о р д л е я в д м ф кц и в з у е и ^и м н ­ к а а е и о п е е я тс и о ун и о мщн я з е е н е sin —-J j. П стр е н й со а н фр у е (86) (в н ко р х.

им — о о н ы, гл с о о мл е то ы о н х д н ц х), е и и н л н й р фл (у) о е хн сти к а а зо усл в ы е и и а м р д о а ь ы п о и ьС п в р о о е н и ­ б а е н р с. 3. Вв р н йч с этогори каука н и мн н ета ге ­ р ж н а и 1 е х е а ти сун за о з е е и н н ц а ьн го д в е и в тр Тж п за н (85), п и е в те н п а ­ и л о а л н я е а (у) о ко у рчм е р арв л н п р е д кул р о ч р ж от н б ю а л, см тр щго н р сун к.

е е п н и я н е те у а л д те я о я е а и о Н ж кр в й Тх(у) у з н л н й о и мн н е ур в я ц (V и хо и е ио ка а ы и е н е з е е и о н ) д ф кц и в з у е и С (У с о е и ко р х о р д л е м р д о а ь ун и о мщн я г % л ж н е то ы п е е я т е и и н л ­ м о е хн сти к а а (у). е н й проф ь п в р б о е н С Л гко з м ти, ч п о и ь ы а е ть то р фл [Эо о л д е в е и гл в ы и о о е н с м м р д о а ь о и мн ­ т т б а а т с м а н м с б н о тя и е и и н л н го з е е ня п в р о Т и о е хн сти ихого и А а ти ско о е н в мж у экв то о тл н че го к а о е д а р м и ш р то о л 1 — 20° N(ср в и с р с. 5 и рис. 1 ). Н р с и о й ко о 5 а н ть и 1 а и. у а а а ш р н п о в те е и е л о р д л ть е п р с т я и »

к з н и и а р ти о ч н я с и п е е я е о а со н ю м ж у гр б е и л ж и о п п р ч о п о и я ка это о ы н е д енм о б н й о е е н го р фл, к б чо.д л ес в м р в д е к й п а ке и что стр го го р, д п м е а т я о е е ч с о р кти,о во я о усти о лиш в с у а ч сто ге стр фч ско ц р яц и Н о суж е и ь лч е и о о и е й и кул и. а б д н и это в п о а м п д о н о та о и с в с е у щм р з е е го о р с ы о р б о с н в мя л д ю е а д л.

З е ь ж м р с м тр м в п о о л н я то ге с о и е к й д с е ы а с о и о р с и и х ка о тр фч с о ц р я и внутри р с мтр в е о н м о л с. Э л н и т к., и кул ц и а с а и а мй а и б а ти ти и и о а как и е тн, д л н с в а а с л н я и р в ы в с т то к п в р зв с о о ж ы о п д ть и и м а н х ыо че о е х­ ности о е н, и а е го о я с е то о а и й к а а н ч в р е п гр фе.

Рис. 31. Меридиональный профиль поверхности океана.

В в е р х у : поперечное (меридиональное) изменение ско р о сти ветра по зак о н у (8 5 ). В ете р о'т н аб лю д ате ля, см отрящ его на ч е р те ж. В н и з у : тео р е ти ч еск ая схем а меридионального профиля по верхно сти океана.

У а н н е л н й то [ге стр фч с о ц р я и б д т о р д ­ р в е и и и ка о о и е к й и кул ц и у е п е е л ться в р жн е я ыа е и м d y _l'a_ dx иа П д в я в п с е н е з а е и 4 й uQt н о о а и (89) й о ста л я о л д е н ч н я )G а сн в н и бд м и е у е мть ^ dy, В 2 иу dx + -5COS В И те и уя (92) и п л га, д яп о ты 1= 2ж м п л ч му а -^, ы о у и рв н гр р о а я л р сто, н н е л н й то в в д е и и и ка и е (93) л:: + с, и и в п м н я (35), (36) и (37), в р з е н то фр е л, со иа ав р у й ом, /. Л. И I 0\.

h /г 1 ( + Г ЛГ— '4Т) + 2 8Ш + с:

У гд С— п о з о ь а п с я н я и те и о а и.

е р и в л н я о то н а н гр р в н я Рис. 32. Теоретическая схема топографии поверхности океана в области про^ тивотечения. Стрелками указано направление течения.

Се а л н й то ге стр фч ск й ц р я и вс у а -j^ 3 и о х м и и ка о о и е о и кул ц и л ч е z= з ­ б а е а с гл с о (93), н р с. 3 (с е к м у а а ын п а л н яте е р жн, о а н а и 2 тр л а и к з н а р в е и ч ­ н я в с в р о п л а и ). Р с. 3 о н в е е н я л е я п а о * и е е н м о уш р и и 2 д о р м н о в я тс л н м то о а и п в р о о е н в р с м тр в е о о л с * м р д о п гр ф и о е хн сти к а а а с а и а м й б а ти е и и ­ н л н е в р к л н е с ч н е ко р й б л и о р ж н р н е н, а ь о е ти а ь о е е и то о ы о з б а е о а е а р с. 3.

и В со тв тств й с р с. 3, в п а е н р с. 3 п е ы и ты ил н я и о е и и 1 л н а и 2 р р в с м и и м, ука а а о л с ге с о и е ко п о в те е и.

з н б а ть о тр фч с го р ти о ч н я С а н в я п л е н те р ти е р в и а о уч н ую о е ч скую с е у то о а и п в р о ти х м п гр ф и о е хн с о е н (р с. 32) с р з л та м о р б тки н б ю е и (р с. 9 и 1 ).

каа и е у ь та и б а о ал днй и и их с е а ч с о и те п е ц е (р с. 1 ), м у е д е с вто, ч х м ти е к й н р р та и й и 3 ы б ж а мя м то к ч с е н е р зу ь ты те р и в с м хо о со а тся с д й тв ­ а е тв н ы е л та о и е ь а рош гл сую ес и те ь о ть.

лнс ю М за о ч м н с я и р з е о р д л н е ско о п о в те ы к н и а то щй а д л п е е е и м р сти р ти о че !

« я в ш л в й з н, гд п то о е и н, н си ч сто ге стр фч ск й И ти е о о е е о к, ч в д о о т и о о ие и.х р к р (Тх—0 П л га в (8 ) у=~, п л и а а те ). о а я 9 о уч м kcT и. /ьу 2В 1+ ( в ) ги и в с уч е — 3 и е в в д (91), с д ста ч о то н стью л ла, мя и у о то н й ч о _ kcT, о я Г (94) иа~ ТВ ~ 2D s ~ mirf« Т ко о в р ж н е д я з н л н й к м о е ты ге с о и е к го п о а в ыа е и л о а ь о о п н н о тр фч с о р -, т^в те е и (п л ж те ь ы зн к tiQо н ч е н п а л н е н во к) о ч ня о о и лн й а з а а т а р в е и а сто а цн е олс.

е тр б а ти Пи е ско о п с а в W н кр я о л с р в о 1 м к.

р мм р сть а с то 0 а а х б а ти а н й 0 /се Тогда, с гл с о и в с о у с о о е и Т —3 • 1 ~7W, в ко р м о а н з е тн м о тн ш н ю 2 0 '2 то о Т и W в р жн в с се е C S п л и, ч ыа е ы и т м G, о уч м то Т0= 3,2 д н и /см.

« о р же у п л га Пп е н м о а я 1 3 м и ® 5°N, м, с гл с о (94), п 2 = ы о ан о.л ч м уи 3-3,2 9,6 _. сп, — ss60 семк'/с -О - 123-102.128-10 15 744-10“ В ч с е н я та м п те в л ч н з н л н йс с в я щй ско о ыи л н а ки у м е и и а о а ь о о та л ю е р сти •п о в те е и в ш л в й о л с хо о о с в а а т с д н ы и д н ­ р ти о ч н я ти е о б а ти р ш о п д е а н м и а м ч с о о р б тки н б ю е и в Т хо о е н, с гл с о к то ы иек й б а о ал днй и м к ае о ан о р м зо а ь а с с в я щя ско о экв то и л н го п о в те е и т м н л н я о та л ю а р сти а р а ь о р ти о ч н я а ^ е н го п е ы а т 5 см к. (с. гр фк и о х п о в те е и н н мо р в ше 0 /се м а и з та р ти о ч н я а р с. и ).

Мр д о а ь а со та л ю а ско о ге стр ф ч ско п о в ­ е и и н л н я с в я щя р сти о о и е го р ти о те е и в ш л в й з н, о р д л е а фр у о (90);

п с е н ко ­ ч н я ти е о о е п е е я мя о мл й о л е то ры п е б а о а и з п штс в в д х р о рз в н й аи е я ие n h 'ъ' kcT kcbTn (95) *о=- 2(В + W 2) 2В fKh\2 пh 4 [D ) ~~4 d + З а м н с в в р ж н и (95) о н ч е ч м р д о а ь а состав-' нк иу ыа е и з а а т, то е и и н л н я.л ю а те е и н п а л н н ю А со ю а ж е в л ч н, ка это я щя ч н я а р в е а а г. б л тн я е е е и и а к с е у т и с а н н я (94) и(95), р в аа с л тн м-з а е и з н л н й л де з р в е и ан бо ю о у н ч н ю о а ь о •с с в я щй в ц н е о л с, у е ь е н м в о о е и о та л ю е е тр б а ти м н шн о у тн шн и Т к м о р з м в с у а и —Ъ а и.б а о, л ч е ~ = 0, 1, мс = 6 см/сек., т. е м р д о а ь а с с в я щя ско о ге стр ф ч ско противо­, е и и н л н я о та л ю а р сти о о и е го те е и в ц н ео л с (ш л в язо а с а н те ь о c«fl о е ь м л, ч н я е тр б а ти ти е а н ) р в и л н чн аа ап то у а с л тн яв л ч н полного вектора ско о ге стр ф -;

о м бо ю а е и и а р сти о о и ч ско п о в те е и в ш л в й о л с п ч ц л к мо р д л е я е го р ти о ч н я ти е о б а ти о ти е и о п е е я тс «го з н л н й к м о е то.

оаьо о пнн й 6. СХЕМА РЕЗУЛЬТИРУЮЩЕМ ЦИРКУЛЯЦИИ НА ПОВЕРХНОСТИ ОКЕАНА В ОБЛАСТИ ПРОТИВОТЕЧЕНИЯ Т к ж ка и в п е ы у е р з е е м н ч е и у е и фк ч ­ аек р д д щм а д л, ы а н м з ч н е а ти е ской, р зул ти ую е ц р я и н п в р о о е н в д н о е ь р щ й и кул ц и а о е хн сти к а а анй о л с с р с м тр н я о н й л ш е зо а ь о со в я щ й К к б а ти а с о е и д о и ь е н л н й ста л ю е. а ука в л сь в р з е е 3 [фр у ы (48)], р зул ти ую а ц р я и, зы а о ад л о мл е ь р щ я и кул ц я в с о о п в р о о е н д гл и ы Z (е л h^-ZD) с а е я л е т о е хн сти к а а о уб н ) с и л га тс и ко п н н ге стр ф ч ско и ч сто д е фв го те е и. С е о а з м о е т о о и е го и р й оо ч н й лдв­ те ь о и е в в д з н л н ю к м о е ту р зул ти ую е ц р я и л н, мя и у о а ь у о п н н е ь р щй и кул ц и н п в р о о е н и0R м д л н н п с ть а о е хн сти к а а, ы о ж ы а и а ~ ио w коr ~,~, гд иа о р д л е ся фр у о (89), а м^ в р ж н е (84), в кото­ п е е я т о мл й е 0 ыа е и м р м д я Т с е у т п и я за о (85). С е о а л н, ол л д е р н ть к н л д в те ь о kcTQ2 (96) I1 Iо 2 те у иоR, ТВ -/r\T + 1+ 3cos-T“ ЛУ В О а м ж о с е аь в ж ы в в д ч фк ч с и гр н ц про­ ткуд о н д л т а н й ы о, то а ти е к е а и ы ти о ч н я н п в р о о е н (и е в в д з н л н со в я ­ в те е и а о е хн сти к а а мя и у о а ь ую ста л ю щ те е и ) не совпадают с гр б е и в а и о кр в й мр ­ ую ч н я е нм пднй и о еи д о а ь о п о и я п в р о ое н, п ир ч н ы к з аеим и н л н го р фл о е хн сти к а а р у о е н м н ч н я 4,у = — /, так ка мр д о а ь а д фр а и о е н о р д к е и и н л н я е о мц я к а а п е е л е и ю и л н в л ч н и н п а л н е ге стр фч с и ко п н н я т скл ч те ь о е и и у а р в е и о о и е к х м о е т ца.

Фкти е е гр н ц п о в те е и н п в р о о е н н а ч ски а и ы р ти о ч н я а о е хн сти к а а а к ко -л б мр д о а ь о р з е е м п л и, п л га в (96) а м и о е и и н л н м а р з ы о уч м о а я й0 = 0 Т гд п е е р га п р ы ч е о в ско ке фр у ы (96) п /?. о а р н б е я е в м л н м б о мл о с а н н ю с е и и е (ч д п м в с у а ^ = 3), м получим рвеи д н ц й то о усти о л ч е ы ' с е у ще ур в е и :

л дю е а н н е cs o 2 те V- ко р м у о л тв р ю з а е и у, с о е ую и п л ж н ю гра­ то о у д в е о я т н ч н я о тв тств щ е о о е и н ц п о в те е и (с е а з а а и0R ):

и р ти о ч н я мн н к у2 ^0,71.

П л ж н е гр н ц р зул р щ го п о в те е и в м р д о а ь о о е и а и е ьти ую е р ти о ч н я е и и н л ­ н м р з е е о л сти н р зл ч ы гл и а о п в р о о е н д о а р з б а а а и н х уб н х т о е хн сти к а а о гл и ы 2 — 1,5/) (в с у а g = 3 л гко о р д л ть и х д и в р ­ уб н лч е ) е п е е и, с о я з ыа ж н й (48), (82), (84) и (89) и р шя (48) о о те ь о у в с у а еи еа тн си л н лч е »0R= 0 Ик м е з а е и у (гр н ц п о в те е и ) будут о р д ­. со ы нчня а и р ти о ч н я пее л ть я у а н н е я с рвеим 7n Г — ~ ( 1z\z 2 it у _ е sin (45°- D C 1~ -^-z °S ] /2 + e ° sin ^45° ” Д я о р д л н я гр н ц п о в те е и в п и о н м с о о гл и л п е е е и а и р ти о ч н я р д н о л е т уб н 1 Z 2 ^ h 3D с е уе о р ти с «в р ж н ю (44). Дя н шй,5 ) л д т б а ть я ы а е и л ае ц л эту фр у у у о н е п е ста и в в д еи о мл д б е р д в ть и е tig= k Ту —Vт/ -г у/ е ° (cos^ 2 c sф— sing * sin o Н но п и э м п м и, что вн п с н о в р ж н и 2 о ч тыа те уж р то о н ть а иа н м ыа е и тс и в е ® сн зу в е х (2 = 0 с о е уе д у о е н и и н ж е гр н ц р с­ и вр о тв тств т н к а а л и н й а и е а с а и а м го с о ).

м тр в е о л я Т к ка со а о (47), а к, гл сн Ь tg Ь... " i'.v s Ф— у j + tg ^ — y~2 mа + TO tig—k t y — e ~DZ(c o s 2 • Ty — si nj j z П л га ug= 0 м н й е гр н ц п о в те е и, р шя о о ­ оа я, ы а д м а и ы р ти о ч н я е а тн си те ь о jy у а н н е лн рвеи 7Г 7' ~Ъг c s^ 2-f е T.71 2 = п ~DZ jcsm Ту —е o, и о ч я л ес фн и й о у (7 = co st).

б у, в я т я у кц е т n М п лч м ы оуи П д в я в е то у и jx и в р ж н я с гл сн (87) и (88) и п е е о ста л я мс х ыа е и о а о рн­ б е я мл м ч е о (91), м н й е и к м е з а е и у и у а н ­ р га а ы л н м ы адм с о ы н ч н я з р в е ня и DZsm7 1.

е 2пу ВЬ c s~Г ~ Гбз+Ж o 1— е д cs o Рис. 33. Меридиональный профиль поверхности океана.

В в е р х у : тео р е ти ч еская схем а меридионального про ф и ля по верхно сти океана.

В н и з у : границы м еж д у эквато риальны м противотечением {Е) и эквато риальн ы м и течениями (VP) в вер тикальн о й п л о с ко с ти меридионального сечения океана (те о р и я ).

гд в с у а h—3D е лч е опА ВЬ ZD' ^0,06.

n h \ D Р з л та в ч с е и п л ж н я гр н ц п о в те е и в в р ­ е у ь ты ыи л н я о о е и а и р ти о ч н я е ти ка ь о п о сти м р д о а ь о р з е а о л с и о р ж н н л н й л ско е и и н л н го а р з б а ти з б а е ы а р с. 3. Т ч м и б а и W о о н ч н в д, д и у а с н з п д и 3 о ка и укв м б з а е а о а в жщя я а а а п в тр а б о Е у а а а о л с п о в те е и, н п а л н о о е у, укв й к з н б а ть р ти о ч н я а р в е н го н в сто В в р н й ч с р с 3 ука н уж и е и н мм р д о а о к. е х е а ти и. 3 за е зв стн й а е и и ­ н л н й п о и ь п в р о ти о е н [со а о (86)], о р д л ю и п е е я щй а ь ы р фл о е хн с к а а гл сн н п а л н е з н л н х к м о е т ге стр фч с о ц р я и. К к а р в е и о а ь ы о п н н о о и е к й и кул ц и а в д м н п в р о о е н шр н п о в те е и мн ш р с то н я и и, а о е хн сти к а а и и а р ти о ч н я е ь е а с я и 5 Штокман В. Б.

м ж у гр б ё и в а и о м р д о а ь о е п о и я Gув л ч н е е д е н м п д н й е и и н л н го е р фл. еиеий гл и ы шр н п о в те е и у е и и а тс н сто ь, ч н глу­ уб н и и а р ти о ч н я в л ч в е я а л ко то а б н z = 0 D ш р н п о в те е и уж п е ы а тр сс я и м ж у ие,5 и и а р ти о ч н я е р в ше а то н е е д гр б ё и в а и о н мр д о а ь о п о и е п в р н с о е н, е н м п д н й а е и и н л н м р фл о е х о ти к а а т. е р с то н е о р д л ю е ^с б тв н о ш р н ге стр ф ч ско. а с я и, п е е я ще о с е н и и у о о и е го п о в те е и. Н ч н я сук за н йгл и ы св з а та и м Z шр н р ти о ч н я а и а а н о уб н, о р с н е ииа п о в те е и н ч н е у е ь а с, с е я ь к ш р н 'Г о о и е р ти о ч н я а и а т м н шть я тр мс и и е е стр ф ч ­ ско п о в те е и, которую п то д с га т п и е н н гл и е го р ти о ч н я о к о ти е р м р о а уб н 2 = 1,5.0, и е н та, гд в и н е с л тр н я с н в тс п а ти е к мн о м е л я и и е и та о и я р к ч с и Рис. 34. Профили изобарических поверхностей и границы противо­ течения в вертикальной плоскости меридионального разреза Тихого океана (140° W) по данным экспедиции на „Карнеги" (W —эквато­ риальные течения, Е — экваториальное противотечение) н ч ж ы. Н е гл и ы z=l,5D, с п и л ж н е ко д у, ш р н и то н м иж уб н рби еим н ииа п о в те е и н м о ув л ч в е я и з т м в п и о н м с о р з о р ти о ч н я е н го е и и а тс ае р д н о ле ек у е ь а тс д н л.

м н ше я о у я Т к м о р з м в и те п е ц и те р и п о в те е и в р з е аи б ао, н р р та и о и, р ти о ч н е ые а т в то щ в д (д и у е ся н з п д за кн л е о ы в жщй а а а ) м утую о л с, н п д б е б а ть а о о и „окна". Э т р зул та как л гко з м ти, н х д тс в п о в р ч и то е ь т, е а е ть а о и я р ти о е и с те и в в д м о фр е гр н ц п о в те е и, к то ы м ж о с е м ыо а и о м а и р ти о ч н я о р е о н д ­ л ть н о о а и р с. 3 С гл с о это у рисунку, з и с о а н м а а сн в н и и. о а н м а мтв в н о у н м у Се д у а [7], гр н ц п о в те е и н м р д о а ь о р з а и в р рп а и ы р ти о ч н я а е и и н л н м а ­ рз Т е е ихого о е н (д л та 140°W расширяются с у е и е и м к а а о го ) влчне гл и ы К со а е и, н м н и в с ыс о р ж н я н о н в н икото­ уб н. ж л н ю а е з е тн о б а е и, а с о а и р х С е д у п л ч л ко тур п о в те е и, у а н ы н уп м н ы в р р п о у и н ы р ти о ч н я к за н е а о я у том р сун. Е о н в н я п л га, ч н л в е и та, о а и и и ке сть с о а и о а ть то у е ы зо хи гр н ч ­ в ю и п о в те е и н р с. 3 п стр е ы Се д у о н п м а ще р ти о ч н е а и, о о н в р р п м е уте.д н м ч с о мт д о р б тки н б ю е и, а н о н в н и д уги и а и е к го ео а б а о ал днй а с оаи р х со б а е и, кста с а а, п о в р ч щ х е ж с б тв н ы, н о р жн й ти к з ть р ти о е а и го е о с е н м о б л е п з н м в в д м Д й тв те ь о в тр а эксп д ц и н „К о е о д и ыо а. е с и л н, уд х е и и а ар­ н " [2 ] С е д уп н то ж м р д о а ь о р з е е Т еги 6 в р р а м е е и и н л н м а р з ихого о е н к аа ((140°W п и о и п о и и и о а и е к х п в р о й ско и о а ­ ) р в д т р фл з б р ч с и о е хн сте, п р в н н е н р с. 3 и я н ука ы а ще н то ч п о в те е и сужи­ ы а и 4 в о з в ю и а, то р ти о ч н е вается с у е и е и м гл и ы в р з я та ж ка и н р с. 3, в л ч н е уб н, ы е а, к е к а и.„окно" в то щ *экв то и л ы п то в (гр н ц п о в те е и, со л е а р а ьн х о ко а и ы р ти о ч н я ­ гл сн и ги а и о а, у а а ы п С е д уп н р с. 34). Он в в я ь а о з бм з бр к з н о в р р у а и с о ыа с •н р с. 3, С е д уп з я л е ч „д н ы н б ю е и ука ы а т н а и 4 в р р а в я т, то а н е а л д н й з в ю а то что экв то и л н е п о в те е и н д л н р с и я с с ув л ­, а р а ь о р ти о ч н е е о ж о а шр ть я е и ч н е гл и ы а н п о в д л н с н в ть яв еуж и уж и и ч ­ е и м уб н,, а р ти, о ж о та о и с с е е с е затьс в е н ж го и н 200м о с м и е р зо та “.

Ота тс н о ъ с е н м п и ­ с ю я е б я н н ы и р чи н сто ь кур е о р с о д н я ы л ь зн го а х ж е и д н ы р с. 3 и ц ти о а н го ан х и 4 и рвно в в д Се д у асте ив в д м ы о а в р р п м ыо а и •о гр н ц х п о в те е и, кото­ а и а р ти о ч н я р е м ж о с е аь н о н в н и ы о н длт а с о а и п стр е н го и ж гр фк о оно м е а иа » и. (р с ).

Л б п тн, что в противо­ юо ы о, п л ж о те р ти е ко с е е о о н сть о е ч с й х м границ п о в те е и, п стр е ­ р ти о ч н я о о н н й соуч„ м соы К р о и а т к-л5оГпнсып оиптееоя вееу о ъ\ е то и л о и ^иа^. рлик с р пв рч нго вр лс с а ц т ое и р (ри 3 ), с р с. 3 л ш с гл - с ч нн йОя по титсо е инс л в К ­ уч е о а и еья Мро р о у твч и ы то с. 3 и еи и тс и к у т я фр а гр н ц п о в те с ес о м а и р ти о - р о иа илс.

ЧНЯп л ч н а н м р н е [2 ] е И, о у е н я а и а е 3 В в е р х у : гр а ф и к изменения ско р о сти в е тр а (ветер оез учета Эффекта к р о и в и о и л со о 4P ййч V T ч Л гЪ й к -тя тп и п п ягп Е л й о т н аблю дателя, см отрящ его на ч е р те ж ). Зн ак — „- f- течен ие по в е тр у. З н а к “ — противо Дй тв те ь о н рис. 35/ е с и лн, а •С И Л Ы. теч ен и е, и о р ж ю е ко тур п о в те е и, в п с е н мс у а в д о ч з б а а щм н ы р ти о ч н я о л д е л ч е и н, то гр н ц п о в те е и р сш р ю с у е и е и м гл и ы с в р а и ы р ти о ч н я а и я тся в л ч н е уб н, о е ­ ш н о а а о ч о р с. е н н л ги н и.

Р з м е я что сп р ы в п о о и н о фр егр н цп о в ­ а у е тс, о н й о р с б сти н й о м а и р ти о те е и, за о уты в н шй те р и м ж т б ть о о ч те ь о р шн ч н я тр н й а е о и, о е ы к н а л н е е лиш п те и с ум н л н х и м р н й те е и, я л ю и с з д ч й ь у м н тр е та ь ы з е е и ч н я в я щх я а а е б ущ х эксп д ц о н х и с е о а и.

уд и е и и н ы слдвнй Р с м тр м те е ь в п о о с с м л н й то н п в р о а с о и п р о р с и те е и и ка а о е хн сти •о е н в о л с п о в те е и. Дя это ц л, в д п л е и к в р ­ к а а б а ти р ти о ч н я л й е и о о н н е ы а ж н ю (96) д я з н л н й со та л ю е р зул ти ую е те е и н еи л о а ь о с в я щй е ь р щ го ч н я а п в р о, н п шм в р ж н е д я м р д о а ь о е с с в я щй о е хн сти а и е ы а е и л е и и н л н й го о та л ю е R;

со а н (84) и (85), 4) 0 гл с о. kcTn 2 it у V,w—,0 -Js 1 -f- COS ’Сл д в я п с е н е в р ж н е с (95), п л ч м к а ыа о л д е ы а е и оуи _ k c t (j\ ( Я- *) *-, ™С2* У (9 7 ) v,o.r— b w+w^-co — s j -5* З е ь б д т п л з ы п е в р те ь о и с е о а фр ул (97). Пл д с у е о е н м р д а и л н с л д в ть о м у оь з я (35), (36) и (37), н тр н п с е н ко р х п е б а о а и п к ' у сь е уд о о л е то ы р о р з в н й о а з ть ч а, то - (-Г Ф -Ь )* (98) 2 + & iz 1\2. / тh Г\ h 2 г D ч -1 - 2 Г а и и мн н я в з в с м с о -zftу а а ?а р с. 3. И р ф к з е е и Q а и и о ти т t - к з нн и 6 & h1 fi (98) и р с. 3 с е у т, ч п и U —ие -б л е п и ~-=-3:Q и 6 л д е то р т м о е р L) ^1.

% /г Т к м о р з м в с у а ^ = 3 вн ко р й ц н а ь о о л с м р аи б ао, лч е е то о е тр л н й б а ти е и Л \D j Рис. 36. Изменение величины О : в зависимости /~ D D от отношения глубины й к глубине трения D.

д о а ь а к м о е та р зул р щ го те е и н п в р о н п а ­ и н л н я о п н н е ьти ую е ч н я а о е хн сти а р в л н н ю то а ка п б к мо это ц н а ь о о л с а а о ч ы е а а г, гд к о о а т й е тр л н й б а ти н л ги н е к м о е ты н п а л н н с в р пр ув л ч н и h ка это с е у т о п н н арвеы а ее. Пи е ие и к л де и (98) и (97), ш р н ц н а ь о о л с, гд г 0д;

0 у е ь а тс,, з и и а е тр л н й б а ти е м н ше я та как п и э м Q с е и я к е и и е (р с. 36). П и д ста ч о к р то тр м тс днц и р о то н б л шм h (когд Q п а ч ски р в о е и и е м р д о а ь а к м оь о а р кти е а н д н ц ) е и и н л н я о ­ п н н те е и н п в р о о р ще я л ш о н ж ы в нуль о е та ч н я а о е хн сти б а а тс и ь д а д в ц н е о л с, и н ве п о ж н и м р д о а ь о с ч н я р с­ е тр б а ти а с м р тя е и е и и н л н го е е и а с ар в е а ко п н н ско о те е и не меняет знака, т. е мт и а мя м о е та р сти ч н я.

vQ 0 П о е в ч сл н я п ка в ю что н п и е, в с у а R. р сты ыи е и о зы а т,, а р мр лч е It = 3 v0R о р ще я в нул д а д при з а е и х уг~ 0,431,у,, ~ — б а а тс ь в жы нчня = 0,571 Пи е е н е з а е и у со тв тств т, о е и н, п л ж н ю. р в д н ы н ч н я о е ую ч в д о о о е и л н й схо и о и р с о и о ти л н й то н п в р н сти о е н,.

ии д м сти а х д м с и и ка а о е х о к а а т. е мс а и н схо ящ х и в схо я и те е и, н с щс о а и. ет м и д и о д щ х ч н й а у е тв в н е ко р х ука в ю и д н ы н б ю е и, у о и а ше я в р з е е 1.

то ы зы а т а н е а л д н й п м н в и с а д л У а н н е л н й то р зул ти ую е ц р я и н п в р о р в е и и и ка е ь р щ й и кул ц и а о е хн сти м п л ч м н о н в н и (96) и (97). П л га в эти в р ж н я, д я ы оуи а с оаи оа я х ыа е и х л.п о то, / = 2т, н й е, ч р с ты г а д м то d U,R yD Q -j - c°s.v йх’ U,R0 2 В В +&2 1 3 cosj;

уа а и те и уя п л ч м ткуд, н гр р, о у и,х= 2+22, JГ +dy 2В о С cosydy_ | ^ Ь J Q + cos_y “Г • Q cosj/ Рис. 37. Теоретическая схема результирующей циркуляции на' поверхности океана в области противотечения (план).

Т, обусловливаю щ ее] С б о к у ;

поперечное изменение (в плане) танген ц иальн о го давления в е тр а ук азан н ую ци р кул яц и ю.

Н п с н ы з е ь и те а ы и е т д а з а е и в з в с м с о а и а н е д с н гр л м ю в н ч н я а и и о ти т того, Q1 и и Q 1 Т к как в р с мт и а мм н м с у а л.а а с ар в е о а и л ч е ^ = 3J Q 1, то у а н н е л н й то б е и е вид:

р в е и и и ка уд т м ть 30_i / а® \ Ч I — Уtg 2 “ЬV* + Q / л* = ) yi-Q tgrf-yi +Q ^ + с- (" ) J _~ гд С п о зв л н я п сто н а, a Q о р д л е я в р ж н е (98).

е ри оьа о яня п е е я тс ы а е и м С о е ую и это у д в л н с о н м ур в е и в с м л б ­ о тв тств щ е м о о ь о л ж о у а н н ю е ь а ю о п тн е л н й тока и о р ж н н р с. 37. Се а р с. 3 ука н ы ы ии зба еы а и л в и 7 за о (в п а е н п а л н е та ге ц а ь о д в е и в тр и и мн н е е л н ) а р в е и н н и л н го а л н я е а з е е и го в л ч н п за н (85). Н п и е е н й с е е л н й то о е и о е и и ы о ко у а р в д н о х м и и ка тч тл в « д а о л с CG „яд п о в те е и, о а и е н я с с в р л н е и н б а ть ра“ р ти о ч н я гр н ч н а е е а и и й д ве ге ц и (jy2= 0,571 а с ю л н е ко в р н и (уг~ 0,4 Г ), 3 ).

и р ни га и и й н е ге ц и Внутри это о л с л н и то п ч п я о и е н, н н о л д ю й б а ти и и ка о ти р м л н й ы о е б а а т чи з н л н м н п а л н е (о X), асо та л ю сп с е н м мл й сто о а ь ы а р в е и м сь с в я т ол д и а ы угол та ч в к р ско о внутри я р п о в те е и о л д е к, то е то р сти д а р ти о ч н я б а а т н б л шй южной составляющей. О л с CG я р п о в * еоь о б а ть д а р ти о те е и о уж н с б ко „ш е ф м АС и GF, я л ю и с п р х д ч н я кр е а о в л й о " в я щмя е е о ­ н й о л сть в а м д й тв я м ж у п о в те е и м Ите е и м к с ­ о б а ю з и о е с и е д р тй о ч н е чня и е в р и к ю о гр н ц АА и FF. Э те е и ви те п е ц й н шй еу гу т а и ти ч н я н р р та и а е " те р и со тв тств т с в р о у и ю н м э в то и л н м те е и м о и о е ую е е н м жо у к а р а ь ы ч н я.

Т к мо р з м с б тв н о границами противотечения я л юс * аи б ао, о с е н вя тя п я ы АА и FF (рис. 37). П л ж н е этих гр н ц ка б л п ка рм е оо еи а и, к ыо о ­ з н в ш, п и о н в д н о с у а к з а е и м у1 ^0,Ъ1 и а о ы е р ур че о а н м лч е. н ч н я у2Щ 0,71. И р с. 3 в д о ч п о в те е и -(з * и к юе и м з и 7 и н, то р ти о ч н е а с л ч н е, л н и ш л ) н п а л н против ветра*,, с о о к /тар го в лз »

и и ти я а р в е о к р сть с ' о б ии гр н ц п о в те е и АА и FF д в л н * з а и л н. К о е того, а и р ти о ч н я о о ь о н ч те ь а р м и р с. 3 в д о ч н с в р о и ю н м кр я р с м тр в е о з и 7 и н, то а е е н м жо, а х а с а и а м й о л с н п а л н е те е и о о е о в р в о н п а л н я в тр б а ти а р в е и ч н я ткл н н п а о т а р в е и е а (н п а л н е Т) н угол меньший 4 °, ч в о н е те тв н о и о арвеи а, 5 то п л е с с е н, б *, к м л к н й поток н п в р н сти о е н с а е я з е ь и ко п н н о п ес ы а о е х о к а а л га тс д с з м о е т ч с д е фв го и ге стр ф ч ско те е и.

и то р й о о о о и е го ч н й С у е и е и м ~ (как это б л п к з н р н е ш р н „я р "" влчне ыо оаа о а е ) и и а д а р о то н о ь и К о ­ CG н р с. 3 б д т у е ь а с, и п и д ста ч о б л ш х а и 7 у е м н шть я б л с CG м ж т в р д ть я вд о н л н юсхо и о — р схо и о а ть о е ы о и с в й ую и и д м сти а д м сти л н й тока, и б а е н н р с. 3 Н п о в, ка это в д о и (97} ии зо р ж н ую а и 8. а р ти к ин з и (98), с у е ь е и м^ ш р н я р, о а и е н го л н я и сход м н шн е и и а д а гр н ч н о и и м и а д м сти е и и а тс. о л ч е Л 0 и и хо и м сти и р схо и о, ув л ч в е я В с у а ^ =2 л н и с д ­ о м с й р с о и о ти п и о е ыкз а е и муг^ 0 I и _2550 о ти а х д м с р ур ч н н ч н я,35 у, т. е в э м с у а ш р н ше ф АС и G у е ь а тс. З мт м. то л ч е и и а л й а F м н ше я а еи,, fl' что в случае ^ = 1 формулой (97) пользоваться нельзя, так как мери­ диональная компонента результирующего течения на поверхности будет складываться не только из соответственных компонент чисто дрейфо­ вого и геострофического течений, нр также и меридиональной компо­ ненты придонного течения (в смысле Экмана), влияние которой из-за небольшой влубины слоя будет ощутимо сказываться вплоть до поверх­ ности океана.

Кроме того, следует помнить, что выражения (58) и (59) справедливы лишь в случае h^-bD, ’* Сравнивая теоретические схемы циркуляции на рис. 37 и ри* со схемами постоянных течений в экваториальных областях Тихого и Атлантического океанов, указанными (согласно Шокальскому [27] и атласам германской морской обсерватории) на рис. 1 и 2, легко под­ метить одно принципиальное различие, которое существует между ре­ зультатами объективной теории и, по сути дела, субъективным обоб­ щением очень скудных и не всегда надежных данных наблюдений. Это различие заключается в том, что по данным теории векторы течения в переходной области между противотечением и северным экваториаль­ ным потоком должны обладать северной составляющей, тогда как на существующих схемах течений линии тока в указанной области имеют противоположное направление (см., например, рис. 1а и 16). Последнее противоречит установленному наблюдениями факту (см. выше), что се­ верная граница противотечения является местом подъема глубинных вод, иначе говоря местом дивергенции (а не конвергенции) линий тока на поверхности океана. Таким образом, помимо всего прочего, резуль­ таты теории вносят логически обоснованный корректив к существующим схемам циркуляции в области перехода между экваториальным противо­ течением и северным экваториальным потоком.

В заключение настоящего раздела поучительно сопоставить рис. с рис. 32. В самом деле, сравнение этих рисунков наглядно показывает те грубые ошибки, которые могут возникать, если отождествлять си­ стему течений, вызванных ветром на поверхности океана, с ее топогра­ фией (что зачастую допускается в мореведческой практике), ибо факти­ ческое течение (рис. 37) в некоторых местах может быть направлено п р о т и в о п о л о ж н о тому направлению, которое указывается „динами­ ческими" горизонталями (рис. 32), 7. ПОПЕРЕЧНАЯ (МЕРИДИОНАЛЬНАЯ) ЦИРКУЛЯЦИЯ В ОБЛАСТИ ПРОТИВОТЕЧЕНИЯ Для построения теоретической модели циркуляции в вертикальной плоскости поперечного (меридионального) сечения рассматриваемой об­ ласти нам понадобятся выражения для меридиональной составляющей и вертикальной составляющей w вектора скорости течения. Верти­ кальную составляющую w можно определить из уравнения неразрыв­ не зависит от х, запишется ности, которое, в силу того, что в виде ^VR ( z). dw(y, z) У.

ду + W ~~ Интегрируя последнее в пределах от поверхности океана (г = 0), где 'w (yt 0) == 0, до глубины z, получим Z О Как и прежде в случае h^3D для слоя 0 2-М, 5) t'R a-\-'Vw, r--'V где vQ определяется выражением (95), a v w формулой (83), если под­ ставить в последнюю выражение (84), соответствующее принятому нами закону (85). Тогда окажется, что по и fivnrpM М РТ МК Д иф ф еренцируя Подставляя последнее выражение в формулу (100), получим %л, ' kc Zq t _ 2 л V c O 'O '. z) = I y Y i sia '—7—f e " c o s ( 4 5 » - g ) d l Sin Так как о то (102) Таково окончательное выражение для вертикальной составляющей ско­ рости в пределах слоя 0 ^ 2 J 1,5.0.

Направление элемента линий тока в любой точке вертикального меридионального сечения для глубин 0 - ^ 2 -^ 1,5.0 найдем из выра­ жения dz _ W (у, Z) Вычисленные, согласно (103), величины а в случае ^ = 3 и —у — = (сильное увеличение, для наглядности, вертикального масштаба) и для различных значений приведены в табл. 7. Следует иметь в виду, что положительные углы а отсчитываются в направлении хода часовой стрелки. Из формулы (103) следует, что для z — 0 при любом у а = 0, а для у =0,1 при любом Z а = 0, либо а = 180°.

Т a б л и*ц a Направление линий тока в вертикальной плоскости меридионального сечения экваториальной циркуляции У 0,4 0, 0,2 0, 0, D 180° 7 6"04' • 8°5 2 ' 37°00' 19°08' 0, 60 57 86 40 20 0, 90 74 34 50 58 0, 93 72 52 54 83 0, 70 54 88 25 95 82 0, 96 89 08 91 0,6 85 97 93 15 93 0,7 94 97 99 42 95 0,8 95 98 97 00 95 102 0, 96 07 98 17 97 103 1, Рассматривая табл. 7, легко заметить, что в центральной части об­ { ~ i ~ 0^j вектор скорости меридиональной циркуляции для всех ласти D) горизонтален и направлен на юг. Это и следовало глубин (0 ожидать, так как в центральной части о'бласти, совпадающей с „штиле­ вой зоной”, имеет место чисто геострофическая циркуляция вертикаль­ ная составляющая у которой, как известно, равняется нулю. В придон­ ном слое (l,5D ^.z вертикальную составляющую скорости можно вычислить аналогично изложенному выше приему, полагая в фор­ муле (100) vR= vg, где vg — меридиональная составляющая градиентного течения. Упомянутую составляющую легко вычислить по формуле (45), даваемой экмановской теорией морских течений, если подставить в нее на место и ?у их значения согласно формулам (87) и (88). Для этого, однако, формулу (45) удобнее представить в виде - * [ v+ S (sln cos' +'“* ' i sin'k)] ? ^ % или, основываясь на (47), KZ ~Ъ {,Г. Ttz, тс2\" + T ^ c ° s -q ) \.

Vg = — k\4x + e \Ч у*т о у и помня, что у = const,, Дифференцируя последнее выражение по получим й~~5 - ~г i'iy sin тт dтy- • dy D Подставляя на место выражение (88), будем иметь y 2 тсу —к • kc Та %.

~W-Sin- t e SmD dy В св©ю очередь, подставляя полученное равенство в формулу (100) и производя интегрирование по Z, мы получим следующее выражение для вертикальной составляющей скорости в слое от г = 0 (дно моря) до l,5D:

высоты от-дна, равной Z w (у, z) — e Ds\n^dl = sin 2 itу kcT aD. e d sin J 45°_|_zf 1— Sin ~T~ '~2ВГ V С другой стороны, на основании (87) и (88) kcTo В —е D Ь, 2 яу\. кг ^ -2 + С 0 5 -/)8 1 П - ' 2В В*+ Ь i+ В ВЬ uz + W + W cos D Направление касательной к элементу линий тока в придонном слое мы найдем, разделив последние два выражения друг на друга, а именно:

tg a = ^, ( 2 0 1, 5 Д ) причем, в отличие от предыдущего (так как в придонном слое z от­ считывается вверх от дна моря), положительные значения а отсчитыг йаются в направлении, о б р а т н о м ходу часовой стрелки.

Мы не будем приводить здесь вычислений, в результате которых и данных предыдущей таблицы была построена схема циркуляции в вер­ тикальной плоскости меридионального сечения области. На этой схеме, изображенной на рис. 39, указано и положение границ противотечения, скопированных с рис, 33. Сравнивая полученную теоретическую модель меридиональной циркуляции со схемами меридиональной циркуляции, намеченными первоначально Дефантом (рис. 6) и позднее Свердрупом (рис. 14), мы видим, что наша теоретическая схема (рис. 39) сущест­ венно отличается от схем названных исследователей в наиболее важной для нас о б л а с т и п р о т и в о т е ч е н и я. Отличие это заключается в том, что границы противотечения на схеме рис. 39 не я в л я ю т с я м е с т о м с м е н ы з н а к а м е р и д и о н а л ь н о й с о с т а в л я ю щ,е й течения и внутри противотечения отнюдь не существует замкнутая цир куляция целлюлярного типа, которая указана на схемах Дефанта!

и Свердрупа. В противоположность этим схемам, линии тока меридио­ нальной циркуляции на нашей модели п е р е с е к а ю т границы противо­ течения. Таким образом, в интерпретации нашей теории экваториальное противотечение не является изолированным от окружаю щ их его с боков, северного и ю жного экваториальных течений, а насквозь пронизывается линиями тока меридиональной циркуляции, переносящей воду с севера;

на юг, из области северного экваториального течения в область юж­ ного экваториального потока. П о мере приближения к северной гра­ нице С „ядра“ противотечения линии тока меридиональной циркуляции, загибаются вверх, и в области С на поверхность поднимается вода и® глубинных слоев. Эта область, как было указано, в разделе 6 (рис. 37),.

Рис. ЗЭ. Т еоретическая схема линий то к а в верти кальной плоскости м еридионального сечения океана ( W — эквато­ риальны е течения, Е — экватори альн ое противотечение).

является линией дивергенции линий тока на поверхности океана Весьма любопытно, что полученный нами тип меридиональной цирку­ ляции, характеризующийся непрерывным переносом воды с севера на ю г сквозь область противотечения, лучш е согласуется с данными распреде­ ления океанографических элементов на меридиональном разрезе Т ихого океана (рис. 14), нежели схема меридиональной циркуляции, построен­ ная Свердрупом по этим ж е данным. В самом деле, как это видно из рис. 14, изолинии солености и кислорода в плоскости меридионального разреза Тихого океана п е р е с е к а ю т границы противотечения (ука­ занные на том ж е рисунке), что, очевидно, не долж но было бы иметь места в случае меридиональной циркуляции целлюлярного типа, б е з.

сомнения, предвзято намеченной Свердрупом из подражания дефантов ской схеме.

На рис. 39 видно, что смена знака меридиональной циркуляции с увеличением расстояния от ядра C G противотечения происходит на всё увеличивающейся глубине, и невдалеке от северного и южного '75.

жраев области меридиональная циркуляция меняет знак на глубине юколо z — 0,7 5 D. Упомянутое значение Z не совпадает' с глубиной смены знака меридиональной составляющей в области северного и юж­ ного экваториальных течений (z = —) по упоминавшимся в разделе расчетам Дефанта (см. также рис. 23). Это расхождение обусловлено «е только различием между краевыми условиями на нижцей границе •однородного потока, которые были приняты Дефантом (скольжение) и в нашей теории (прилипание), но также и тем, что мы a priori не раз­ граничивали область противотечения от потоков, направленных по ветру (как это было сделано Дефантом), а рассматривали циркуляцию в эква­ ториальной области океана в виде н е р а з р ы в н о г о ц е л о г о.

«. ОЦЕНКА ВОЗМОЖНОСТИ ПРОТИВОТЕЧЕНИЯ ПРИ ОТСУТСТВИИ ШТИЛЕВОЙ ПОЛОСЫ У ЭКВАТОРА С помощью нашей теории мы выясним здесь вопрос о том, могло ли существовать экваториальное противотечение при отсутствии штилевой области между пассатами.

Для этой цели, в отличие от (85), допустим, что тангенциальное.давление ветра Т (у) меняется по следующему закону:

'Г / ( ^тах "Ь ^min, T'max ^min_2icj;

\ /чплч * Л У ) = — ( -------2---------1 г)’ ---------2------- ( тде 7'шах — абсолютная величина максимального значения Т (у ) на краях области (_ у = 0,/), Т. — абсолютная величина минимального Т в центре области (у=^-). Знак минус в (104) попрежнему значения означает, что Тх(у) ориентировано на запад (— X). Если положить в (104) 71 j = 0, то мы, очевидно, получим (85).

Соответствующий закону (104) меридиональный профиль поверхно­ сти океана будет теперь, как легко показать, определяться выражением Т'ш “Ь ^min ( ах 2)М, ^max ?min„.„2x_y -а соответствующая ему зональная (ось X) компонента скорости геостро -фического течения иа будет определяться формулой кс _ I / -г Т \ ^ ш х ~Ь ^ m i n ~а / Ь\2 + \ max I иа ~ ~ 2 ~в min) 1 + 15.

/ Заметим, что в центре рассматриваемой области, т. е. при = —, пе­ ред вторым членом в скобках последней формулы появится знак минус.

Следовательно, условие существования геострофического противотечения 76 ' (направленного в сторону X, т. е. на восток) мы найдем, требуя, чтобы при.

у == L ио^0. Это, очевидно, равносильно требованию, чтобы ' — Г i •l Тш т _т ~ 'm l ах 1 шах min / ft\. Т \в ) или т гл ш. ш 1 шах.

^ I T i /&\ Т ‘ +(1Т 1 max 'Ёы^итая из обеих частей последнего неравенства единицу и привод® й°общему знаменателю его левую часть, получим % Т• 21 m m 1 ч ^ ^ х Ь\ ^max -(“Tmin 1+, \5, ИЛИ 2 Гm-n ^1 i J * &\ Г„. х + г ’ т т l+ d Заметим, что для принятого закона (104) изменения Г (у):

= 7\ I _ Т j- / т. * есть среднее абсолютное значение Т в рассматри где о ваемой области. Следовательно, последнее неравенство можно записать в виде Ь - ” 1 ---------7FJ- (105) Т 1 + ( |) Таково условие существования геострофического противотечения в центре области. Критерий (105) для принятого закона (104) изменения Т можно выразить непосредственно в скоростях ветра. В самом деле, как известно, T = ?'v.W2\ (106) где р' — плотность воздуха, W — скорость ветра на некоторой высоте Z от поверхности моря, а х, вообще говоря, — постоянный коэффициент Подставляя (106) на место Т в левой части (105), получим W 2 1 --------- T6N2- (105'К W2 + (§) С другой стороны, подставляя (106') на место Т в выражение (104),, нетрудно после некоторых вычислений убедиться, что для принятого гармонического закона изменения Т выполняется следующее равенство::

Основываясь на этом равенстве, критерий существования геострофи-, •веского противотечения (105') запишем в виде ^ / ”min W ^у | • ( 107) ~ 1 _ |_ ih fB случае -^- = 3второй член под знаком корня в (107) (как указы­ валось вразделе 5) равен 0,01.Следовательно, возможностьсущество звания геострофического противотечения в этом случае оценивается воз-^ гможностью неравенства W - ш - 0,9995.

:

W Таким образом, для существования геострофического противотечения в этом случае достаточно того, чтобы скорость ветра в центре области •была бы меньше средней ее величины всего лишь на 0,1°/0! Из (107) т (91) видно, что с возрастанием правая часть критерия стремится 'к единице. Это означает, что с возрастанием глубины океана по срав­ нению с D геострофическое противотечение и связанная с ним харак­ терная деформация поверхности океана могут существовать при сколь чугодно малой поперечной неравномерности ветра, оцениваемой отноше W.

.нием тш. Разумеется, что при этом скорость геострофического W.противотечения и соответствующий наклон поверхности моря будут •очень малы.

Перейдем теперь к оценке возможности существования ф а к т и ч е ­ с к о г о (результирующего) противотечения на поверхности океана, попрежнему имея в виду закон (104) поперечной неравномерности Т.

Возможность фактического противотечения на поверхности в центре рассматриваемой области, очевидно, зависит от того, будет ли uR^ 0, т. е, будет ли иа ~Ь и о, w ° uQ определяется для значения у =. а и0 w выражением (84), где -в котором следует принять Т меняющимся по закону (104) и положить в нем у —~. Имея это в виду, условие существования фактического iпротивотечения на поверхности океана будет равносильно выполнению неравенства 'Г Т _1_ T - L T _ 7 ’ Т 1 шах ~ 1 min /т т л шах 1m m kc max *m Л i i in {Tmax T’min) 0.

fbv "Тв i + \BJ Для этого, очевидно, должно быть тmax тmin ^ Т max А1 Т mm i 7 max 4i- Т mm -1 ‘ max 1 mm А rp on [ max mill I 1 _L_ f. ' r U/ или T'miu - 2^ 1 I ]_ Т Л -Т 3 /6 Л 2 max “ г 1 + 1 в/ mm Поступая аналогично предыдущему, получим Т — 1 min * г Т -4-7 3.

1 max Т 4 и + (| «ли Т *mm 1— т ^ -2 (108) з ft?

л. к Таково условие для существования (в данном случае) фактического противотечения на поверхности океана. Условие (108) попрежнему можно выразить непосредственно в скоростях ветра, а именно:

W -Т Г/ (109) Как видим, возможность существования фактического противотечения несколько п о н и з и л а с ь в сравнении с возможностью геострофиче ского противотечения, которое при достаточно большом практиче­ ски существует при любой, ничтожно малой поперечной неравномер.ности ветра. В последнем же случае, как это видно из (109), с увели h чением критерий возможности фактического противотечения стре­ мится к неравенству т. е. 0,815. (110) W Г3 № Следовательно, для существования фактического противотечения в Слу­ чае очень глубокого моря достаточно того, чтобы минимальная скорость ветра была бы на 18°/0 меньше средней его скорости в пределах рас h сматриваемой области. Так как п р и -^ - = 3 значение второго корня неравенства (109) равно 0,9995, то уже в этом случае возможность противотечения на поверхности с достаточной точностью оценивается неравенствами (110).

Теперь становится ясным, почему экваториальные противотечения могут быть направлены в некоторых местах целиком против ветра.

Этот факт, установленный наблюдениями, не только не противоречит основной предпосылке теории, заключающейся в том, что экваториаль­ ные противотечения возбуждаются поперечной неравномерностью пас­ сатов, но этот факт, как мы сейчас убедились, является логически необходимым следствием указанной предпосылки. Здесь любопытно сопоставить критерий (109), (110) возможности существования фактиче­ ского противотечения на поверхности океана, полученный нами с уче­ том эффекта кориолисовой силы, с тем критерием возможности противо­ течения, который был нами получен ранее [23] для случая неглубокого моря, когда силой Кориолиса можно пренебрегать. Этот последний, критерий записывается в виде ТЛ У ). ^ 3_ Т* 4’ Т по или в рассматриваемом здесь случае гармонического изменения закону (104), когда W2= (W) W —= ^ 0,8 6 6 0 5.

W Сопоставляя последнее неравенство с (110), мы видим, что эффект кориолисовой силы несколько у м е н ь ш а е т возможность течений, направленных на поверхности моря противоположно ветру.

Отсюда можно сделать вывод, что п р о т и в о т е ч е н и я в о ч е н ь мелком море н е с к о л ь к о ле гче возникают, нежели в м о р е г л у б о к о м ;

однако различие в этих возможностях, как легко заметить, невелико. Подчеркнем, что сделанный только что вывод нахо­ дится лишь в кажущемся противоречии с нашим более ранним [23] заключением о том, что с возрастанием глубины моря возрастает и тенденция к развитию компенсационных движений в горизонтальных плоскостях, благодаря чему повышается возможность течений, направ­ ленных противоположно нагонному ветру (если последний обладает поперечной неравномерностью). Дело в том, что упомянутое заключе­ ние относилось целиком к случаю пренебрежимо малого эффекта силы Кориолиса. Этот вывод нужно понимать так, что в равных условиях (т. е. малости силы Кориолиса в сравнении с трением) тенденция к возникновению противотечений в мелком море в о з р а с т а е т с у в е ­ л и ч е н и е м е г о г л у б и н ы. Однако увеличение глубин может про­ исходить лишь в пределах, н е п р е в ы ш а ю щ и х г л у б и н, для ко­ торых эффектом силы Кориолиса уже пренебрегать нельзя. В этом смысле наш болееранний вывод отнюдь не противоречит выводу, вы­ текающему из анализа формулы (109), согласно которому в равных условиях, т. е. при ощутимом эффекте кориолисовой силы возмож­ ность противотечения также у в е л и ч и в а е т с я с в о з р а с т а н и е »

( h * г л у б и н ы 1т. е. увеличения Остановимся в заключение на выяснении условия существования', линий дивергенции и конвергенции на поверхности океана, о которых была речь в разделе 6 (рис. 37). Упомянутые линии ограничивали „ядро“ противотечения, когда поперечная неравномерность ветра харак­ теризовалась наличием линии штиля в центре области, т. е. законом (85). Наша задача будет заключаться в том, чтобы найти критерий существования линий дивергенции —конвергенции на поверхности океана 3 случае различной поперечной неравномерности ветра, характеризуе­ мой законом (104). Очевидно, что интересующие нас линии будут существовать на поверхности океана до тех пор, пока меридиональная составляющая скорости результирующего течения на поверхности океана будет направлена на юг (— Y) в центре области, т. е. до тех пор, пока в центре области vR ИИ Л ° Имея в виду (104), (50) и (79), получим 1 max ~ л ш ш kc Т шх4I- Т min а 2~b •+Ц С другой стороны, на основании (104) и (84) будем иметь Т -4- Т min ‘ — Тm m Т max max I kc w)у = К 'Тв Следовательно, критерий существования линий дивергенции и конвер­ генции мы найдем из условия 'тп [ В ^\nax ^min Вг | у* ч min ~Г I ) fb\^ b V max I minj - ’ В) что равносильно Г.


шш * ^m.x+T'm in^ 1+ У Умножая обе части последнего неравенства на 2, получим условие существования линий дивергенции и конвергенции в виде ^min ^ - 2 В ~^~Ь~ 1 (ill) т +(:§)’ или, выражая, как и прежде, левую часть неравенства в зависимости от скорости ветра, W.

(111') Ь\ 2 • в) Так как 2В b h то в случае ^ = 3, когда второй корень в (111') с достаточным приближением равен единице, критерий возможности существования 6 ШомнВ Б тка.. линий дивергенции и конвергенции на поверхности океана можно записать в виде _Шin W 1П m /f 2 ' ------------- _. № '/ 1D — 2* h _ Если 2J = 3, то W 0,3 5. (112).

№ Сравнивая последний критерий с условием (110) существования резуль­ тирующего противотечения на поверхности океана, мы видим, что воз­ можность существования линий дивергенции и конвергенции на поверх­ ности океана з н а ч и т е л ь н о м е н ь ш е возможности существования собственно противотечения. Для существования названных линий, огра­ ничивающих ядро противотечения, необходимо, чтобы минимальная скорость ветра отклонялась бы от ее среднего значения не менее чем на 65°/0. Заметим, что критерий (112) можно представить и в виде отноше­ ния максимальной к минимальной скорости ветра. В самом деле, так как +W W $7 — —- ^ 2 ------~ п то вмест0 (И 2 ) можно написать W in m 2 0,35, или Л или, наконец, ^m ax. _2_ ^min 0, что дает - ^ - 4,7 2. (113.) wmln Этот критерий еще более отчетливо, нежели (112), показывает, что линии дивергенции и конвергенции линий тока внутри противотечения представляют в сравнении с самим противотечением мало устойчивые образования, исчезающие с поверхности океана еще при сравнительно большой неравномерности ветра (для их существования необходимо, чтобы максимальная скорость ветра не менее чем примерно в 5 раз превышала минимальную скорость ветра в центре области).

Теперь становится ясным, почему связанные с линией дивергенции восходящие токи не находят отражения на картах среднемесячных изо­ терм на поверхности Тихого океана (см. стр. 21). Наша теория пока­ зывает, что линия дивергенции, ограничивающая с севера ядро противо­ течения, должна исчезать значительно раньше самого противотечения.

Естественно поэтому, что восходящие течения, связанные с такой мало устойчивой особенностью линий тока, не могут привести к устойчивым во времени отрицательным аномалиям температуры воды на северном крае экваториального противотечения в Тихом океане. По той же при­ чине, вероятно, мало устойчив и максимум биологической продуктив­ ности (фитопланктон) нач поверхности Тихого океана (рис. 14), привя­ занный к упомянутой дивергенции течения вследствие существующего там подъема биогенных элементов из глубинных слоев.

9. ОБЩИЙ СПОСОБ ОЦЕНКИ ВОЗМОЖНОСТИ ПРОТИВОТЕЧЕНИЯ И ОПРЕДЕЛЕНИЯ ЕГО ГРАНИЦ В настоящем разделе мы рассмотрим вопрос об оценке возможности противотечений на поверхности океана при любой заданной поперечной неравномерности ветра. Заметим, что в общем случае критерий возмож­ ности противотечений заведомо не может быть выражен в явной зави­ симости от скоростей ветра, как это имело место в случае гармониче­ ского закона (61) изменения Т, благодаря чему выполнялось равенство W2= (W)2, обеспечившее переход от неравенств (64) и (66) к неравен­ ствам (65) и (67), содержащим отношение скорости ветра в данной точке к среднему значению скорости ветра в данной области. Дело в том, что, согласно известной теореме Буняковского — Шварца, средний квадрат функции, вообще говоря, больше или равен квадрату среднего ее значения, т. е. в наших обозначениях ниям (W7 После этих предварительных замечаний рассмотрим общий )2.

случай, когда поперечное изменение тангенциального давления ветра 7" задано в виде любой функции Т {у).

При общем рассмотрении вопроса, очевидно, принципиально безраз­ лично, в каком направлении ориентировано Тх. Если Тх^ 0, то усло­ вие существования результирующего ' противотечения на поверхности •океана равносильно условию, чтобы при некотором значении у выпол­ нялось бы неравенство или, вспоминая (80), (49) и (84), неравенство Последнее преобразуем к виду (П 4) Практически более удобн о вместо величин Т ( у ) пользоваться квад­ ратами скорости ветра W на основании соотношения (1 0 6 ). Тогда вместо неравенства (1 1 4 ) получим:

3 ^ 2— я ( 1 1 4 ') ^ 2 т Ф (-V).

1+ в) 1ле Л(У) dy, ( 1 15) ф(_у)==1 J *(y) = f W /d y. (116) Перепишем условие (1 1 4 ') существования фактического противотечения на поверхности океана в виде Г W, 2 ---- (117) г ПУ) ' fby !+ U Так как заведомо и уж е в случае величина очень мала, то для 1 Ч~ в П т'+ио,Ь\ 2 ’ ' Ж *) и в этих случаях наш критерий с достаточной точностью запишется в виде (118) Не изменяя принципиальной сущности вопроса, практически удобн ее положить в (1 1 8 ) / = 1 и вместо неравенства (1 1 8 ) пользоваться д р у ­ гим:

( 1 1 8 ') где (1 1 9 ) о о причем верхний предел у во втором интеграле (119.) последовательно должен пробегать все значения у от нуля др единицы (/).

Замечая, что при значениях у, для которых выполняется услрние (118) или (118'), на: поверхности, имеет место противотечение,, и, напро­ тив, оно отсутствует при значениях у, которым, соответствует O O 4 ' t, wV у, для которых нетрудно сообразить, что значения 1 * 7 0 0 ^ отвечают положению г р а н и ц противотечения на поверхности моря Следовательно, вопрос о существовании противотечения и об определе­ нии его границ на поверхности глубокого моря или океана можно ivj Ри с. 40. К определению границ противотечен ия на поверхн ости океана в слу-.

чае лю бого заданного изменения квадратов скорости ветра.

решить очень быстро весьма простым способом, поясняемым рис. 40.

Именно, сначала вычисляют значения у, согласно формуле (119), по заданным значениям WJ, пользуясь для этой цели хотя бы приближен­ ным способом трапеций. Затем на вертикальной шкале графика измене­ ний Wx2(y) (рис. 40) откладывают значения у (в том же масштабе, что и квадраты скорости ветра) и проводят прямую, параллельную у, у. Абсциссы (ух, у 2, у ъ... ) точек пере­ ордината которой составляет сечения этой прямой с кривой Wx“, очевидно, определяют поло­ жение границ противотечения на поверхности моря, а области между найденными таким образом границами противотечения, где кривая Wх проходит н и ж е ~ у, будут соответ критического значения ствовать областям п р о т и в о т е ч е н и я. Если же прямая у вообще О не пересекает кривой Wx2, причем последняя находится выш»е крйти. ческого значения -т у, то это означает, что противотечение на поверх г * • ности не имеет места. В противном случае на поверхности всей рас­ сматриваемой области господствует течение, направленное против ветра.

Изложенный здесь простой способ решения вопроса: о возможности существования противотечения на поверхности глубокого моря, выте-, кающий из анализа яйления с учетом кориолисовой силы, весьма напо­ минает изложенный нами ранее [23] прием решения аналогичного во­ проса в том случае, когда эффектом кориолисовой силы можно было пренебречь.

Обращаясь к (118') и вспоминая наши предыдущие результаты [23], мы вй,рм, что различие между этими.двумя способами заключается лиш ь, в том, что для решения вопроса о противотечении в поле кориолисовой силы необходимо на графике изменения квадратов скорости ветра в зависит мости от.значений у провести прямую, параллельнуюу, ордината кото-.

4., рой составляет -д- от среднего значения о р д и н а т ы и н т е г р а л ь н о й к р и в о й к в а д р а т о в с к о р о с т и в е т р а. Напротив, для решения вопроса о противотечении в отсутствии силы Кориолиса на том же графике изменения квадратов скорости ветра необходимо было провести прямую, ордината которой составляет -g- от с р е д н е г о з н а ч е н и я к в а д р а т о в с к о р о с т и в е т р а. Ниже мы приводим пример реше­ ния вопроса о противотечении в некотором конкретном случае попереч­ ной неравномерности скорости сгонно-нагонного ветра, характеризуемой графиком Wx(y) на рис. 41. В табл. 8 показана схема вычислений, необходимых для определения величины у, если пользоваться прибли­ женной формулой трапеций, причем поперечник I рассматриваемой об­ ласти принят равным единице.

Таблица О б р азец вы чи слен и я величины т 4 + + + •уIf а.

S' W м/сек. W...

У W С Ч сч 4 + + + "с "е "е Е *ч к 2 4 6 •1 S 8 0 64. 3, 60,88 6, од 7,6 6,09 0,31 0, 57, 8, 52,00 5, 0,2 ' 6,8 11,29 1, 46,24 0, 41,12 13, 4, 6, 0,3 36.00 15,40 2, 1, 17, 38,48 3, 0,4 6.4 19.25 1,73 4, 40.96 21, 44.98 4. 0,5 7.0 6, 49.00 23,75 2, 26, 44.98 4. 0,6 6.4 2,60 9, 40.96 28. 32.98 29. 3, 0,7 5.0 25.00 31,55 2,99 11, 27,08 2,71, 32. 0,8 29,16 3,29 15, 34. 33,80 3,38 : 35, 6, 0,9 38,44 3,60 18, 37, 43,72 4,37 39, 1 22, 7.0 49.00 3, 42, В столбце 1 таблицы указаны значения у, для которых с трафика рис. 41 были сняты значения скорости ветра, помещенные в столбце таблицы. В данном случае для быстроты подсчета величины j мы огра­ ничились всего лишь десятью ординатами.

В столбце 3 указаны значения квадратов скорости ветра, изобра­ женных в виде кривой на рис. 41, а в столбце 4 полусумма последо­ вательных их значений, которые, будучи умножены на Д_у = 0,1, дают ряд чисел в столбце 5 таблицы. Столбец 6 дает приближенное значение интеграла у J W 2 (?) d i, получающееся, путем последовательного суммирования (') чисел преды­ дущего столбца. Значение указанного интеграла Для у = 1 соответ 87.

W2 квадратов скорости вётрУ в рас­ ствуег, очевидно-, средней величине сматриваемом интервале О 1.

Таким образом^ WJ = 42,01.

Над значениями ' проделываются затем те же операции, что и над квадратами скорости ветра для того, чтобы получить в итоге второго суммирования (2 ") в последней строке последнего столбца значение т = 2 2,8 6.


Та'ким образом, критическое значение квадратов' скорости ветра равно величине I 7= 3 0,4 8, указанной на шкале Wx2 графика рис. 41.

Прямая Wx2== - 7 п е р е с е к а е т на графике рис. 41 кривую квад О ратов скорости ветра. Тем самым решается в положительном смысле вопрос о существовании противотечения на поверхности океана: область противотечения указана на том же рисунке. Как видим, область эта довольно в е л и к а, несмотря на сравнительно очень н е б о л ь ш у ю п о п е р е ч н у ю н е р а в н о м е р н о с т ь в е т р а, оцениваемую либо отно­ шением максимальной к минимальной скорости ветра, в данном случае равном ' ^тах _ 8 М/Сек. _ wm “ 5 м/сек. in W к минималь­ либо отношением среднего значения скорости ветра ному ее значению, в данном случае равной W 6,5 м/сек. _, о wmin 5 м/сек. • Отсюда мы вновь убеждаемся в том, насколько велики возможности для существования экваториальных противотечений при полном отсут­ ствии штиля в области пассатов.

В свете наших результатов получают разъяснение и факты, относя­ щиеся к наблюдениям противотечения зимой в Тихом океане, когда противотечение там выражено, в виде очень узкого течения, направлен­ ного против сильного ветра. Это явление, приводившее в недоумение многих исследователей, обязано своим происхождением поперечной не­ равномерности скорости пассатов, причем, как мы убедились, неравно­ мерность пассатов может быть очень незначительной. На графике рис. 41, помимо критического значения -g- 7, штрихами указано другое критиче 3 ------..

W* в том случае, если пренебрегать эффектом корио­ ское значение лисовой силы. Как видим, кривая квадратов скорости ветра пересекает’ этот критический рубеж в точках, абсциссы которых немногим от л и чаются от положения гранйц противотечения с учетом кбрйолисовой силы. В последнем случае ширина противотечения оказывается несколько меньше той, которая получается без учета влияния вращения земли.

Таким образом, мы не сделаем грубой ошибки, если в практических целях, для более быстрого решения, вопроса о противотечении на поверх­ ности океана, будем пренебрегать эффектом кориолисовой силы, поль­ зуясь полученным ранёё [23] крйтёрйём Замййм здесь, Что пб ай'алотий С получённвйи {эанеё [23] результатами, не учитывавшими вращенйя земли, можно предполагать, что фактически имеющее место уменьшение коэффициента турбулентного трения Az с возрастанием z от поверхности океана, — у в е л и ч и в а е т в о з м о ж ­ н о с т ь и р о т и в о т е ч е й и я по сравнению с возможностью его, оцени­ ваемой критерием (118'), полученным в предположении, что А — const.

Описанный здесь простой прием выяснении возможности противоте­ чения и определения его границ, если оно существует на поверхности океана, несколько видоизменяется, когда мы переходИм к вопросу о суще­ ствовании противотечения и его границах во всей толще воды от поверх­ ности океана до глубин D. Очевидно, что для этой цели мы должны исходить из более общего неравенства, а именно:

иа + JV ( 20 0 Подставляя вместо ис и uw(z) известные нам выражения, попрежнему полагая 1=1 и переходя к квадратам скорости ветра, мы преобразуем предыдущее неравенство к виду W W / ( y ) b ( z ) 2 Т ------- (120) где 1/- 8 (г) (121) h Попрежнему пренебрегая для ^ 3 вторым членом в скобке (120) по сравнению с 2у, мы запишем условие существования противотечения для любой глубины 0 Z ^ D в виде (0 z) Г,!(з0«27 - 8(г). (122) Заметим, что множитель § (Z) является возрастающей функцией глу бины z ;

он увеличивается, колеблясь от значения 8(0) = — до значёния О 2 (D) = l, и, следовательно, Полагая в (122) z — D, вместо (122) получим 1 Г Л У ) 2 т Очевидно,;

что (123) равносильно условию существования г е о с т р о ф и ч е с к о г о противотечения (господствующего на глубинах D ^ 2 2 D)r с которыми связан и характер деформации поверхности океана.

На рис. 41 указано критическое значение 2 у, определяющее при пересечении кривой Wx границы (прерывистые линии с точками) гео строфического противотечения, с которыми совпадают гребни и ложбины деформированной поверхности океана в случае поперечной неравномер­ ности ветра, заданной кривой.

Определение границ противотечения на глубинах O^ Z-^D равно­ сильно определению абсцисс точек пересечения критических значений (122),, вычисляемых для различных 2, с кривой квадратов скорости ветра, изображенной, например, на рис. 41. Очевидно, что в случае еще меньшей поперечной неравномерности ветра нежели та, которая харак­ теризуется графиком W (у) на рис. 41, кривая Wx уже не будет, пересекать критического значения — у. Но в этом случае кривая может о пересекать одно из критических значений 2y- 8( Zi ), что будет указы­ вать на существование противотечения на некоторой глубине zx от поверхности океана (например, в области меньшего минимума на рис. 41).

Отсюда ясно, что при совершенно ничтожной поперечной неравномер­ ности пассатов (особенно зимой в восточной части Тихого океана) эква­ ториальное противотечение может существовать в виде глубинного тече­ ния, расположенного порой очень близко к поверхности океана. Однако этот факт, предсказываемый нашей теорией, не обнаружен еще в дей­ ствительности из-за скудности океанографических наблюдений в Атлан­ тическом и Тихом океанах в зимнее время. Наши же современные представления о существовании экваториальных противотечений основы­ ваются преимущественно на навигационных данных, относящихся, соб­ ственно, к поверхности океана.

Сделать же более конкретно предсказания о характере экваториаль­ ных противотечений мы лишены возможности потому, что поперечная неравномерность пассатов до сих пор остается совершенно не изу­ ченной.

10. ПОЛНЫЕ ПОТОКИ В ОБЛАСТИ ПРОТИВОТЕЧЕНИЯ Представляет интерес в общих чертах изучить распределение полных потоков 5 в пределах рассматриваемой здесь области нагона. Для этой цели обратимся к исходным выражениям (58) и (59) и подставим в них значения у* и у^, согласно формулам (79) и (80). Тогда для компоненты полного потока Sx после небольших преобразований получим с В- Т — у F(y) (В‘ + Р) -f- If Тх (у) (124) ''ВЬ а. для компоненты- полного потока S y будем иметь В? Т У сВ *Т -TF(y) - Гх(у),S Ь- - №. I.

—сТх{у) = 0. (1 2 Таким образам, в пределах рассматриваемой области полные поток»

в меридиональном (у) направлении р а в н ы н у л ю, и -тотальный пере­ нос водных масс осуществляется лишь в зональном направлении (х), сдвпадающем с направлением силы тангенциального давления ве^рг т ).

хЬ Sx соотношением Функцию полных потоков ф, связанную с _ ЗФ ^ ду ’ у, мы найдем, интегрируя последнее по — — J*Sxdy -|- С, 1 (126)»

где С — постоянная. Очевидно, что линии ф = const соответствуют линиям* „полных потоков" точно так же, как линии постоянного значения функ­ ции тока плоского течения жидкости отвечают системе линий тока.

Подставляя (124) в (126), получим С.

F(y) (В2+ b*)\y+ b*F(y) (127) В» - 7- въ 1 ) Если иметь в виду закон (85), схематически интерпретирующий распре­ деление Тх в экваториальной зоне океанов, то на основании (124),и (127) после простых вычислений получим О fPift (128).

х~ 2В С, •'j — С Т 1 sin-EZLZ-. С Ь '\. ( * 2 В 251 I, н Сопоставляя (128) и (89), мы видим, что в случае 3 смена направ­ ления полных потоков Sr приурочена к значениям у, соответствующим смене знака зональной компоненты г е о с т р о ф и ч е с к о г о течения;

I 3/ и0, т. е. к значениям у х -г. Уг = -т-* Это и следовало ожидать, так.

4 как в случае достаточно большой глубины моря h в сравнении :;

с глу­ биной трения D чисто дрейфовое и придонное течения развиты в пол­ ной мере, будучи изолированы друг от друга промежуточным слоем, в котором господствует геострофическое течение. Полные же потоки в чисто дрейфовом и придонном течениях, н а п р а в л е н н ы е в п р о ­ т и в о по л ож ны е стороны, ком пе нсируют друг друга.

h Т ак и м образом, в случае полные п отоки S завед о м о о п р ед е­ ляются распределением скоростей геострофического течения.

На рис. 42 изображены линии полных потоков Sx согласно выраже­ нию (129). (Сопоставить с рис. 32, изображающим линии тока геостро­ фического течения).

-.'Заметим, что попытка вычислить по формуле (128) полный перенос воды в области противотечения, т. е. определить величину :! I 4 л s m= / S, dy, у!/г) Т о I 'Ц) Я о S.

То -х(Е) ?ис. 42. Теоретическая схема распределения полных потоков в области эква­ ториальных течений и противотечения в случае изменения тангенциального давления ветра Т указанного слева прерывистой кривой.

, ^приводит к значениям Sm примерно в 10 раз превышающим прибли­, женно известный тотальный перенос в области экваториальных противо­ течений в Тихом и Атлантическом океанах (около 25 млн. м3/сек., см.

раздел 1). Столь грубое расхождение числовых значений является, пови „димому, следствием не только того, что мы рассматриваем идеализиро­ ванный, однородный океан, но также следствием нашего незнания дета­ лей поперечной неравномерности пассатов в экваториальных частях •океанов. В самом деле, закон (85) лишь грубо схематически описывает поперечную неравномерность пассатов, отражая лишь главные, заведомо «известные ее черты (штилевая зона), которые могут определять скорее лишь качественную, нежели количественную сторону явления. В даль­ нейшем, по мере уточнения данных о поперечной неравномерности пас­ сатов и меридиональной протяженности области нагона, можно попытаться -вычислить тотальный расход в области противотечения по общей формуле (125), пригодной в случаях любой заданной поперечной неравномерности ветра. Положение границ раздела между потоками в направлении ветра и -потоками обратного направления может быть в таком случае определено «посредством приема, аналогичного изложенному в предыдущем разделе.

• Действительно, полагая в (124) = О и пользуясь предыдущими обо­ значениями, мы получим +5)-)*?

Значения у, для которых выполняется написанное равенство, определяют положение границ между полными потоками противоположного направ­ ления. Данное условие можно, пользуясь (35), (36) и (37), записать в виде ( ИГ,2130 = 2- 1+ D В случае -= = q:

L ^ 0,0 i »n h.

V ~D ' h Wx2, то в случаях Так как, кроме того, 2 у ^ 3 положение гра~ ниц раздела с достаточной точностью будет вытекать из условия ^ 0 0 = 2 7, определяющего, как и следовало ожидать, положение границ геострофи­ ческого противотечения (см. предыдущий раздел). Следовательно, границы' между противоположными зональными компонентами геострофических течений, указанные на рис. 41, являются одновременно и границами!

между противоположно направленными зональными потоками.

11. О ДИССИПАЦИИ ЭНЕРГИИ В СИСТЕМЕ ЭКВАТОРИАЛЬНЫХ ТЕЧЕНИЙ И ПРОТИВОТЕЧЕНИЯ Полученные в предыдущем разделе результаты мы используем для исследования вопроса о диссипации энергии в системе экваториальных, течений и противотечения. Как известно, одной из гидродинамических, характеристик потока вязкой жидкости является величина диссипируе мой в нем, благодаря трению, механической энергии, зависящая от квад­ ратов изменения компонент скорости по осям координат.

Для определения величины диссипации энергии в однородном море мы будем попрежнему опираться на систему уравнений (1), положенных в основу экмановской теории и построенной нами теоретической модели* экваториальных противотечений. Заметим при этом, что для получения' интегральной величины- диссипации во всем слое моря, в котором, имеется движение воды, нет необходимости ограничиваться предположе­ нием о постоянстве коэффициента внутреннего турбулентного трения* А2. Эта величина, вообще говоря, может меняться вдоль вертикали Z по любому закону. В дальнейшем, однако, для того, чтобы использовать полученные здесь результаты, мы будем попрежнему считать Аг = = const.

—f (z). Тогда система урав­ Итак, на первых порах допустим, что нений (1) запишется в виде д (. ди\, др й ( л d v\ п. др dz{Az - d z ) - 2 ^ USlnV= T y ' ' Исключим из этой системы уравнений компоненты кориолисовой силь1 путем умножения первого уравнения системы на и, второго ypag иения на v и сложения обоих уравнений. Мы получим Проинтегрируем последнее выражение в пределах от поверхности моря (z = h), применяя при этом интегрирование по ( 2 = 0) до его дна частям для членов в его левой части. Мы получим к а :+ н - а :- Д [ й " г + ( й ).

о h Если на поверхность моря действует ветер, то W l).= -n.' где Тх и Ту— компоненты тангенциального давления ветра на поверх «ости моря.

С другой стороны, на дне моря при z ~ h компоненты скорости течения обращаются в нуль (вследствие прилипания):

(и)А= («)л = ° ' На основании принятых.„условий- выражение (130) запишется в форме [(У+ Щ ']4 ^ / (.

«.г,* * ИЛИ h E = u0Tx+ v J y - f ( u % + v dyd z, f (131) где h (i32) + Ш ) ] аг представляет собой величину энергии, диссипируемой в единицу времени в столбе воды с поперечным сечением, равным единице, и высотой, рав­ ной расстоянию от поверхности моря д о его дна. Что же касается пра­ вой части выражения (1 3 1 ), то она представляет собой ту механическую энергию, которая поступает в рассматриваемый столб воды в единицу времени. Эта поступающая в данный объем энергия определяется, с одной стороны, работой R ± тангенциального давления ветра на верхней границе объема (поверхности моря):

V 0T cos а, = «о Т х + v 0Ty =, (1 3 3 ) где V 0 и Т — абсолютные величины векторов скорости течения на поверхности моря и тангенциального давления ветра, а а — угол между упомянутыми векторами.

С другой стороны, поступающая в объем энергия определяется рабо­ той R 2, затрачиваемой градиентом давления в морской воде на переме­ щ ение ее во всем рассматриваемом столбе жидкости:

h h Rz= — / ( u f i ’ + V ^ J d z = j * ( V grad p cos d z, ];

) (134) о где через V и grad p обозначены абсолютные величины векторов ско­ рости течения и градиента давления, а ф — угол м еж ду названными век­ торами, причем вектор градиента давления направлен в сторону, обрат­ ную возрастанию р, т. е.

s ^ P — jn, где га — направление нормали к изобарам.

Физический смысл уравнения (1 3 1 ) заключается в том, что при установившемся турбулентном течении вязкой жидкости поступающая в данный объем (за счет работы приложенных к данному объ ем у сил) механическая энергия должна полностью диссипироваться работой сил турбулентного и молекулярного трения, т. е. пропадать как механиче­ ская энергия упорядоченного, осредненного движения, превращаясь в други е формы энергии — энергию турбулентных и молекулярных дви­ жений в жидкости. Заметим при этом, что, согласно (1 3 2 ), диссипатив­ ная функция Е является величиной сущ ественно положительной, ибо ( Зц\^ / dv\^ всегда Л 2 ° ’ Ы 0 ’Ы 0. Если коэффициент виртуального трения A z не зависит от z, то A z в формуле (1 3 2 ) выносится за знак интеграла1.

1 В опрос о дисси пац и и энергии в систем атическом и злож ении теори и м о р ­ ских течений до последнего врем ени соверш енно не затр аги в ал ся. Э том у в о ­ п р о су уделяется н екотор о е внимание лиш ь в д в у х недавно опубликованны х руководствах, а именно;

в кни ге Г. С вер д р у п а „The O c e a n s' (1912 г., С Ш А ) и в книге Н. Н. Зу б о ва „Д инамическая о к е а н о л о г и я ' (1947 г., Г идром етеоиз­ дат). К сож алению, однако, в в о п р о се о диссипации энерги и обоими авторам и допущ ины весьм а сущ ественны е ош ибки. С верд руп ош ибочно п о лагает (стр. 486), Если море однородно (о = const), то мы для выражения интеграла (134) можем использовать соотношения (о) и (6) и написать интеграль­ ную формулу для диссипации энергии в некоторой точке однородного моря (131) в виде F = u ^ x-\-v^Ty Jr gi^ixSx4-'iySy), (135) r.

i где, как и прежде, Н Л Sx = I udz о и h Sy — j vdz о — компоненты полного потока от поверхности до дна моря. Если р а в н о м е р н ы й ветер работает над поверхностью замкнутого моря, то, как заметил еще Экман, компоненты Sx и в каждой точке мор»

равны нулю, и для диссипации энергии стационарных течений, обуслов­ ленных равномерным ветром в ограниченном однородном море, мы, сле­ довательно, получим выражение Е == uaTx-\r v jTy= V^Tcosa. (136) Формулу (136) мы применили ранее (28) для расчета диссипации энергии в том случае, когда равномерный ветер дует под некоторым углом к бесконечно длинному прямолинейному берегу однородного Sy — 0 в силу того, что в направ­ моря, т. е. в том случае, когда лении ветра (ось Y) 7 = 0, а ух S* = 0 потому, что полный поток Sx, перпендикулярный береговой черте, обращается в нуль. Для вычисления.

что вы раж ение для диссипации энергии в случае, когда A z = f ( z ), долж но з а ­ писы ваться в виде (если, пользоваться приняты ми здесь обозначениями).h д. f[d(Au)du | d(Av)dv]^^ L it Hz\ ’ J ' it dz что, очевидно, противоречи т ф орм уле (132) и представлению о диссипации:

энергии как о величине сущ ественно полож ительной. П ричина ош ибки С вер д ­ р у п а кроется в написанном им неверном для перем енного А равенстве d /. d u \ d /, du\ d (A u ) du U dz\ d z) dz\ dz) dz dz ’ и нтегрируя которое он и получает ош ибочное [в случае А = /( « ) ] выраж ение для диссипации энергии. Ещ е более сущ ественн ую ош ибку доп ускает Зубов,, присоединяя (стр. 21) к обы чному выражению компонент сил внутреннего т р е ­ ния диссипативны е члены, а именно:

п, л 4 2и, A. d u. z D, j d 2v I A j d v \ К ~ * rf22"T ~^\JZ) ’ Ky — -4 ! d z 2 V r f i ) •. О ш ибка Зу б о ва происходит от того, что им у п у щ ен о из внимания, что.

диссипирую щ аяся энергия п р о п ад ает как механическая работа, превращ аясь, в други е формы энергии вследствие р а б о т у силы внутреннего трения.

;

9б вектора поверхностной скорости течения V 0 мы воспользовались резуль­ татами экмановской теории, исходящей из предположения о постоянстве величины A z. Полученные нами ранее результаты показали, что дисси­ пация энергии достигает максимальной величины при ветре, параллель­ ном бесконечно длинному берегу моря, причем Е тах в три раза превы­ ш ает' диссипацию энергии в чисто дрейфовом течении, когда ветер на­ правлен перпендикулярно береговой черте. Это объясняется тем, что, согласно экмановской теории, в случае ветра, параллельного берегу, компонента скорости поверхностного течения в направлении ветра в три раза больш е составляющей (по ветру) поверхностной скорости чисто дрейф ового течения.

Формула (1 3 6 ) была - применена также для определения диссипации энергии в условиях реального (неоднородного), моря, для чего были использованы данные многолетних измерений вектора V 0 на пловучем маяке „Эрансгрунд“ в Финском заливе Балтийского моря, производив­ шиеся одновременно с измерениям скорости и направления ветра. Р езуль­ таты наших вычислений показали, что, несмотря на абстрактность тео­ рии, опирающейся на сильно упрощенную систему уравнений (1 ) и пред­ положения о постоянстве р и А 2, изменения диссипации энергии, вычис­ ленные по формуле (1 3 6 ) для района маяка „Эрансгрунд,“ не только качественно, но и количественно весьма хорош о совпали с результатами теории. Совершенно очевидно, что в случае неравномерного ветра ком­ поненты полных потоков S x и S y в формуле (1 3 5 ) не обращаются в нуль в каждой точке моря, а потому для вычисления диссипации энер­ гии стационарных течений, обусловленных неравномерным полем ветра, т. е. в случае системы экваториальных течений и противотечения в океанах, необходимо вместо (1 3 6 ) пользоваться полным выражением (1 3 5 ), в котором члены, определяющие р аботу градиента давления, будут компенсировать порой отрицательный знак членов, характеризующ их р аботу тангенциального давления ветра на поверхности моря.



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.