Общая циркуляция атмосферы и вод океана

Систему океан-атмосфера можно рассматривать как тепло­вую машину с нагревателем — океаном, холодильником — ат­мосферой и рабочим веществом — водяным паром [156, 157]. Коэффициент полезного действия этой машины невелик При разности температур AT между температурой поверхности оке­ана T_s и атмосферы Т_а на высоте образования облаков, рав­ной 6 К, КПД паровой машины океан-атмосфера будет не бо­лее 2%. Вот эта часть тепла и преобразуется в механическую работу и расходуется на поддержание всех динамических процес­сов в атмосфере и океане — глобальной циркуляции воздушных и водных масс, течений, вихрей и т. д. Остальные 98% тепла идут на обеспечение стационарного термического состояния нашей планеты, т.е. на обеспечение стационарного климата

Общей циркуляцией атмосферы называют систему устойчи­вых воздушных течений большого масштаба, размеров, сравни­мых с размерами материков и океанов, и охватывающих зна­чительные слои атмосферы. Формируется общая циркуляция в результате глобального (в масштабе всей Земли) взаимодействия океана и континентов с атмосферой. Такие явления, как волны в атмосфере, циклоны, муссоны и ряд других, следует рассматри­вать как возмущения общей циркуляции атмосферы, и относятся они к движениям среднего масштаба. Схема общей циркуляции атмосферы приведена на рис. 9.1. Подробное объяснение меха­низмов формирования потоков воздушных масс дано в гл. 12.

Под влиянием пассатов в области широт <р = ±15° обра­зуются устойчивые пассатные течения, направленные на запад (рис. 9.2). Это так называемые Северное и Южное пассатные те­чения. Движущей силой этих течений является ветер. На глубине под Северным и Южным пассатными течениями существует обратный ток воды. Эти глубинные течения выходят на поверх­ность вблизи экватора вследствие малости скоростей ветра здесь и отсутствия силы Кориолиса. Так формируется Экваториальное противотечение.

область jj j низкого .' /давления

V- область

высокого давления область низкого давления

Рис 9 1 Схема глобальной циркуляции атмосферы а) высотный раз­рез, 6) направление ветров

Причиной Экваториального противотечения являются также материки, в которые упираются пассатные течения. У восточных берегов материков пассатные течения обоих полушарий отклоня­ются к северу и к югу и движутся вдоль материков приблизи­тельно до широт <р = ±40-45 ° Так начинаются мощные течения средних широт: Гольфстрим, Куросио, Бразильское, Восточно-Австралийское, Мадагаскарское течения (рис 9 2) Основной движущей силой этих течений является уже не ветер, как у пас­сатных течений, а напор воды у континентов Разница уровней океана у западных и восточных берегов континентов составляет 60-70 см

И еще одна особенность течений умеренных широт — они прослеживаются до глубин 1,5-2,0 км и только ниже обнаружи­вается слабое противотечение Для чисто же ветрового течения

174 Гл. 9. Динамика океана

(пассатного) обязательно наличие достаточно сильного противо­течения. Таким образом, причиной возникновения устойчивых пассатных течений в океане является первая ячейка атмосфер­ной циркуляции (ячейка Хэдли). Пассатные течения, в свою очередь, дают начало мощным теплым течениям умеренных широт. Эти течения, как упоминалось выше, движутся вдоль материков до широт ip = ±40-45°, а затем поворачивают на восток, вновь пересекают океан, принося теплые воды в район широт tp = ±60°. Если пассаты — восточные ветры, то на широ­тах tp = ±60° будут преобладать западные ветры. В Южном по­лушарии условия для беспрепятственного распространения этих ветров гораздо лучше, чем в Северном, так как там меньше континентов — препятствием служит только полоска Анд в Юж­ной Америке. Поэтому западные ветры в Южном полушарии разгоняются до ураганной силы, а область, где они господствуют, получила название «ревущих сороковых». В Южном полушарии все западные течения сливаются в один кольцевой поток вокруг земного шара — Антарктическое циркумполярное течение, ко­торое почти не имеет континентов на своем пути и подгоняется северо-западными ветрами.

Океанским течениям свойственно образовывать узкие, ши­риной всего в 100-300 км струи, текущие со скоростью и 2 м/с, причем образование таких течений происходит не только в при­брежной зоне, но и вдали от берегов. Примером такой струи является Гольфстрим. Берегов у океанской струи нет, поэтому положение струи может меняться. Часто струя течения образует изгиб, перемещающийся по направлению течения. Такие изги­бы называются меандрами (от названия реки Меандр в Малой Азии, которая течет по рыхлому грунту и очень часто меняет русло, размывая его). Меандрируя, течение может раздваивать­ся, отщеплять отдельные струи, создавать в океане круговороты диаметром несколько сот километров. Хорошо известным приме­ром таких рингов являются ринги Гольфстрима, Куросио [138]. Такие вихри медленно перемещаются по океану и не исчезают длительное время (рис. 9.3).

Вихревые движения присущи океану в значительно большей степени, чем это предполагалось на заре его исследований, когда считалось, что основная энергия океанических вод заключена в мощных стационарных крупномасштабных его течениях. Расчет течений очень труден, выполняется, в основном, численными методами [138]. До сих пор не удается воспроизвести все осо­бенности действительной карты течений в океане.

Важной чертой циркуляции океанских вод является апвел-линг (upwelling) — подъем водных масс и даунвеллинг (down-welling) — опускание водных масс. Апвеллинг или даунвеллинг возникают у берегов при действии на значительной водной аква­тории касательного по направлению к берегу ветра. При таком направлении скорости ветра экмановский перенос водной массы может быть направлен к берегу (в этом случае возникает даун­веллинг) или от берега — в этом случае возникает апвеллинг. Рис. 9.4 поясняет механизм возникновения этого интересного явления. В зонах апвеллинга наблюдается подъем глубинных водных масс, богатых биогенными элементами.

Силы,действующие в океане, и уравнения динамики

Рассмотрев общую циркуляцию вод Мирового океана, мы практически упомянули все силы, действующие в нем.

Силы давления

Рассмотрим идеальную, т. е. невязкую жидкость и выделим в ней объем dxdydz. Выберем следующую систему координат: ось X направлена на юг, ось У — по параллели на восток, ось Z —

Гл. 9 Динамика океана 181

не зависит от свойств самого потока. Значение и зависит от тем­пературы. При расчетах характеристик энерго-, тепло- и массо-обмена на границе раздела океан-атмосфера долгое время зави­симость коэффициента молекулярной вязкости от температуры не учитывалась В последней четверти XX в. Р. С Бортковский показал, что это неправильно. Он занимался вопросами выноса воды из океана в атмосферу микрокаплями, которые образуются из-за схлопывания пузырьков газа, выходящих на морскую по­верхность при обрушении волн в штормовых условиях. Естест­венно, что масса воды, выносимой в атмосферу гаким механиз­мом, будет пропорциональна площади морской поверхности, по­крытой «барашками», а эта характеристика при прочих равных условиях оказалась зависящей от вязкости морской воды, для которой разница значений в полярных и теплых морях весьма существенна.

Выше уже говорилось, что течения вод Мирового океана носят турбулентный характер. Для количественного описания развитого турбулентного движения, в котором физические вели­чины испытывают, на первый взгляд, беспорядочные колебания, Рейнольдсом были получены уравнения, носящие ныне его имя

Рейнольде предположил, что мгновенную скорость потока, наблюдаемую во времени в данной точке пространства, можно записать в виде суммы двух членов.

где V - осредненная составляющая вектора скорости, V — его пульсационная составляющая. Введя такую форму записи составляющих скорости потока, Рейнольде подставил предло­женную им форму записи мгновенной скорости потока в урав­нения Навье-Стокса и, проведя их осреднение, получил систе­му уравнений для определения средних значений составляющих скорости турбулентного потока.

Индексы г, j принимают значения х, у, z Как видим, в уравне­ниях появились новые члены вида — pV^V. Они характеризуют потоки импульса, обусловленные турбулентным характером дви­жения в среде. Влияние турбулентности эквивалентно дополни­тельному воздействию силового характера.

Появление дополнительных членов в уравнениях динамики делают систему уравнений незамкнутой и использованием толь­ко уравнения неразрывности замкнуть ее нельзя. Для замыкания

18G _______________ Гл 9 Динамика океана_________________________

Глубина D получила название глубины трения. На горизонте, равном удвоенной глубине трения, направления векторов скоро­сти дрейфового течения на этой глубине и на поверхности океана

поверхность воды покрыта льдом. В данной ситуации плавучие ледяные поля за счет трения увлекают за собой водные массы. Чисто дрейфовые течения могут реализовываться только в районах открытого океана вдали от берегов. В прибрежных же областях дрейф приводит к понижению или повышению уровня воды, что является одной из причин возникновения так называ­емых градиентных течений.

Градиентные течения

Течения в океане часто возникают под действием силы гра­диента давления. Можно выделить следующие причины возник­новения силы градиента давления:

- сгон или нагон воды;

- возникновение зон конвергенции или дивергенции водных
потоков;

- подъем или опускание уровня воды за счет изменения стока
рек;

- неоднородное горизонтальное распределение плотности,
что возможно при вторжении в море водных масс,
плотность которых отлична от плотности окружающей
воды.

Допустим, что в некоторый момент времени работа ветра пре­кратилась, но она создала наклон поверхности, который и обу­словит возникновение градиентного течения. Возникшее таким

188 Гл. 9. Динамика океана___________________

описания бароградиентных течений используются системы урав­нений (9.12) и (9.15). Система уравнений (9.15) служит также и для описания так называемых суспензионных, или мутьевых потоков, которые возникают при стекании по склону подводных гор водных масс с большим содержанием илистых наносов. Сус­пензионные потоки наблюдаются также в устьях больших рек при их впадении в моря и океаны.

Одной из разновидностей градиентных течений являются конвекционные течения. Они возникают вследствие различия плотности морской воды на одной и той же глубине, что создает действующий горизонтальный градиент давления.

Дальнейшее развитие теории морских течений связано с уче­том топографии морского дна. В условиях крупномасштабных неоднородностей морского дна при расчете течений необходимо учитывать эффект бокового трения. Особенно большую роль сила бокового трения играет в мощных морских течениях, втор­гающихся в виде струи в окружающие воды Мирового океана.

Глава 10 Волны в океане