Течения в океанах, связанные с движущимися барическими образованиями

Вопрос о локальном движении вод в океане в связи с прохождением барических образований, другими словами, реакция океана на среднемасштабные движения в атмосфере давно интересует мореведов. В целом это очень сложная проблема, и поэтому обычно исследуются отдельные стороны указанного явления.

Серьезное внимание уделено исследованию волновых колебаний уровня, вызванных перемещающейся областью пониженного атмосферного давления. Эти исследования имеют непосредственное отношение к практически важному вопросу о метеорологических цунами. Другой стороной динамики вод, сопровождающей движущиеся барические образования, являются течения.

Выполнен ряд работ, изучающих ветровые течения, обусловленные действием периодических во времени и неравномерных в пространстве колебаний тангенциального напряжения ветра. Эти работы позволяют получить некоторое представление о зависимости дрейфовой и ветровой градиентной составляющей скорости течения в зависимости от скорости перемещения областей ветра. Известно, что в линейной постановке стоячие колебания могут быть представлены как суперпозиция бегущих волн. В частности, из этих работ следует вывод: чем больше скорость перемещения области ветра, тем меньше ветровая составляющая.

Можно назвать еще несколько аспектов влияния среднемасштабных движений в атмосфере на динамику океана. Например, волны типа «волн Россби», вызванные перемещающимися циклонами, среднемасштабная океаническая трубулентность (Р. В. Озмидов, 1965) и т. д. Заметим только, что до сих пор совсем не затронут исследованиями вопрос теплового взаимодействия среднемасштабных движений в атмосфере и океане.

Здесь мы остановимся более детально на течениях, сопровождающих движущиеся барические образования; рассмотрим те немногочисленные наблюдения в океанах, на буйковых станциях, которые их частично характеризуют. Коротко отвечая на вопрос, почему надо изучать среднемасштабные движения в океане, следует сказать, что отдельные циклоны над океаном весьма обычное явление, за год их насчитываются сотни.

Энергия этих образовании огромна. Сейчас в главных чертах известно крупномасштабное движение вод в океанах, но для современных практических задач этого недостаточно. Изучение среднемасштабных движений — это следующий шаг к познанию реальных течений в океанах.

Для анализа нами были взяты длительные ряды наблюдений над течениями, собранных в Атлантическом океане Морским гидрофизическим институтом и Гидрографической службой. Рассмотрим временной ход скоростей течений (составляющих на меридиан и параллель) на разных горизонтах совместно с ходом ветра и давления.

Наиболее подробными и удачными в этом плане представляются наблюдения, собранные в 17 рейсе «Михаила Ломоносова». Наблюдения продолжались 5 суток, во время которых над станцией прошел глубокий циклон, давление понижалось на 25 мб, а ветер усиливался до двенадцати баллов (более 25 м/сек.). Скорость перемещения циклона составляла 40 км/час. Наблюдения над течениями производились на 13 горизонтах: 15, 25, 35, 50, 100, 200, 300, 500, 800, 1000, 1200, 1500 и 1600 м.

Сначала обратимся к разрезу изотахо-изоплет, дополненному сверху графиками скоростей ветра (в проекциях), снизу— кривой хода атмосферного давления, справа — эпюрой плотности по данным многосерийных наблюдений (рис. 18).

Составляющие скорости ветра изменялись от 2 до 20 м/сек. Максимум скорости ветра наблюдался 23 декабря в 16 часов. На разрезе изотахо-изоплет видно, что вслед за ветром возник максимум скорости до 65 см/сек на 15-метровом горизонте. Этот импульс скорости прослеживается до глубины 150 м, где он наблюдался с запаздыванием в 8 часов.

Время, за которое на 15 м установилась скорость течения, что и была до возмущения, можно оценить по изотахе 20 см/сек. При усилении ветра изотаха погрузилась до глубины 120 м и через 1,5 суток возвратилась на 15-метровый горизонт. Это время примерно соответствует времени установления часто дрейфового течения, полученному, например, в теоретических исследованиях Фредгольма.

Изменение скоростей течений на глубинах 200—1600 м не обнаруживает заметной связи с ходом ветра на поверхности океана. В целом изотахи в верхнем слое вытянуты преимущественно в горизонтальном, в глубинном — в вертикальном направлениях.

Атмосферное давление в это время менялось волнообразно около медленно изменяющегося среднего значения. Амплитуда волновых колебаний составляла 10—15 мб. За 5 суток отмечено две волны давления примерно 50-часового периода.

Средние суточные скорости течений несущественно изменяются, медленно уменьшаясь со временем. В глубинах направление средних суточных скоростей течений почти не менялось, в то время как в поверхностных слоях наблюдалось заметное вращение вектора скорости.

Ход скоростей течений по горизонтам на ст. № 1368 (рис. 19) говорит о резком увеличении скорости на всех глубинах, которое произошло при прохождении циклона. Последующие изменения скорости носили колебательный характер. С глубиной амплитуда сначала уменьшалась до горизонта 800 м, потом стала возрастать. Следовательно, если бы мы наблюдали течения до 1000 м только, то был бы сделал вывод, что с глубиной происходит уменьшение амплитуды. Изменение скорости со временем носит следующий характер: сначала амплитуда колебаний уменьшается, потом снова несколько возрастает.

Рис. 19. Ход скоростей на отдельных горизонтах (проекция на меридиан) по наблюдениям над течениями

Такие синхронные изменения скоростей на разных глубинах отмечались нами ранее (С. С. Лаппо, 1966) при анализе материалов наблюдений на буйковой станции на банке Рок- кол. На рис. 20 приводится ход составляющей скорости течения на меридиан по наблюдениям на четырех горизонтах. Здесь период колебания составляет десять суток, а амплитуда медленно убывает со временем. Для изменения скоростей течений была взята следующая аналитическая зависимость:

где u (t) — скорость течения в момент t;
u₀₀ — средняя сезонная скорость течения, или скорость установившегося течения;
u₀ — u₀₀ —«амплитуда» апериодической составляющей возмущения скорости;
А — амплитуда колебательной составляющей скорости течения;
Т — период колебания скорости течения;
а — логарифмический декремент уменьшения амплитуды возмущения.

Рис. 20. Ход скорости течения (проекция на параллель) во времени по данным наблюдений

На какую особенность обращает внимание этот второй месячный ряд наблюдений? После прохождения циклона могут возникать не только колебательные изменения в ходе скоростей течений, но и апериодические.

Рассмотрим более детально наблюдения (рис. 19), которые отражают более сложный ход скоростей течений во времени, чем во втором случае.

Данные наблюдений на были представлены в частотно-амплитудном виде. Отыскание скрытых периодичностей выполнено по методу К. Ланцоша (1961) по всему ряду наблюдений при числе точек, равном 60, с шагом по времени в один час и по отдельным более коротким реализациям (сериям наблюдений). Вычисление амплитуд колебаний проекций скорости на параллель и меридиан для 12 горизонтов наблюдений было произведено в 17 рейсе «Михаила Ломоносова». В этой работе принимал участие сотрудник Морского гидрофизического института В. Г. Жидков. Расчеты производились как для рядов синусов, так и для рядов косинусов, что позволяло контролировать выделяемые периоды и определять полную амплитуду колебаний.

По пятисуточной реализации на глубинах от 200 до 1600 м выделились два периода колебаний 13,3 и 9,2 часа, в слое от 15 до 200 м преобладали колебания с периодами 13 и 60 часов. Амплитуда 60-часового колебания быстро уменьшалась с глубиной от 15 до 200 м. Вероятно, существование этого колебания связано с действием ветра, потому что период измерения ветрового напряжения близок к 60 часам.

Представление об изменчивости амплитуд колебаний со временем получено из результатов гармонического анализа 26- и 18-часовых реализаций. Эта зависимость отражает экспоненциальное убывание амплитуды отдельных колебаний. Декременты затухания вычислялись по уменьшению амплитуды одного периода.

Теперь можно попытаться представить ход скоростей на отдельных горизонтах как сумму двух затухающих колебаний. Например, для горизонта 1600 м удовлетворительное наблюденному изменение скоростей течений можно получить, если сложить указанные колебания со сдвигом в 36 часов (рис. 21). Для других горизонтов сдвиг между колебаниями надо брать другим.

Рис. 21. Модели двух затухающих колебаний и их сумма со сдвигом 36 часов, четвертая кривая — наблюденные изменения скоростей течений (проекция на меридиан) на горизонте 1600 м

Это позволяет следующим образом ориентировочно интерпретировать наблюдаемую картину. Два прошедших над точкой наблюдения циклона возбуждают последовательно затухающие колебания скоростей течений. Период первых колебаний меньше, чем вторых, и запаздывание при проникновении в глубь океана первого возмущения больше, чем второго. В соответствии с этим фазы, в которых эти колебания складываются, зависят от глубины и от времени.

В поверхностных горизонтах происходит наиболее быстрое затухание, поэтому на 15-метровом горизонте не обнаружены 9-часовые колебания. На 800 м в момент возникновения второго колебания первое колебание было в противофазе, и результирующая амплитуда здесь имеет минимальное значение. Заметим, что ни одно из указанных колебаний по периоду не совпадает с инерционным.

Естественно, возникает вопрос об основной действующей силе, о механизме происхождения таких колебаний. Допустим, например, что такие колебания вызваны неравномерными в пространстве, периодическими во времени колебаниями тангенциального напряжения ветра. По работе В. С. Беляева (1966) можно рассчитать амплитуды колебания градиентной ветровой составляющей скорости течения при установившемся колебании поля ветра. Взяв период колебания ветра 60 часов, глубину океана в 1000 м, длину волны 700 км и амплитуду колебания ветра 10 м/сек, получим доли см/сек.

Значит, амплитуда ветровой градиентной составляющей на два порядка меньше наблюденной. Как уже отмечалось, период ветра не совпадал с периодом колебаний скоростей течений. Очевидно, что наблюденные колебания носят неустановившийся характер. Колебания скоростей течений на всех глубинах возникали практически вместе с приходом циклона, а, согласно теоретическим исследованиям П. С. Линейкина (1957), полный поток при глубине океана в 1000 м устанавливается за 3,5 суток. Следовательно, сделанное предположение о том, что такие колебания вызываются действием периодического во времени ветра, не верно.

Обратимся к уравнениям движения, которые используются при теоретическом анализе морских течений:

Уравнение (2) выписано с использованием условия гидростатики и с предположением об отсутствии трения на дне океана. С правой стороны уравнений движения (2) стоят три члена. Один соответствует тангенциальному напряжению ветра, второй— градиенту наклона уровня и третий — градиенту атмосферного давления. Механизм действия ветра при развитии течений хорошо исследован и не требует пояснений. Градиент наклона уровня моря может формироваться разными причинами.

В общем случае в неустановившихся движениях говорить о компенсации градиента давления градиентом наклона уровня, видимо, нельзя.

Для выяснения этого положения нами была решена плоская задача о деформации уровня в движущемся с постоянным ускорением барическом образовании в приближении теории длинных волн (Б. В. Алексеев, А. А. Александров, С. С. Лаппо, 1969). При постоянной глубине океана рассчитаны формы уровенной поверхности в зависимости от разгона для прямоугольной и треугольной форм барического рельефа.

Получилось, что при длительном разгоне с одинаковым ускорением под двумя разными формами барических депрессий формируются сходные формы уровня моря. С разгоном возрастает различие форм уровня и барического рельефа. Тем самым показано, что в движущемся барическом образовании поверхность уровня моря и барический рельеф при отсутствии ветра могут быть разными. А следовательно, естественно ожидать, что в течениях может появиться как компонента чисто бароградиентная, так и уровенная градиентная составляющая, обусловленная движущимся барическим образованием, в отличие от ветровой градиентной составляющей.

Теперь оценим в уравнениях относительную (2) величину членов, соответствующих действию ветра и градиента давления, не предполагая, что статический наклон уровня компенсирует действие давления на течения. Ветер выразим через градиенты давления в геострофическом приближении, считая, что приводный ветер вдвое меньше геострофического. Тогда компоненты приводного ветра запишутся в виде

Где S_a плотность воздуха

Для связи напряжения ветра и скорости ветра используем известное соотношение

Где ω - модуль ветра
γ - постоянная, равная 3,25*10^-6 г/см³

Пусть для простоты давление в пространстве изменяется по гармоническому закону. Числовую оценку возьмем при следующих значениях параметров: пространственный масштаб неоднородности давления— 1000 км, глубина океана — 4 км, амплитуда колебания давления — 20 мб и значение параметра Кориолиса для широты — 30°. Получим для члена, соответствующего градиенту давления, 8 * 10^-9 гр²/сек² см⁵; для члена, соответствующего напряжению ветра,— 9*10^-10 гр²/сек² см⁵. Отсюда следует, что в глубоком море при отсутствии трения на дне градиент давления оказывает на порядок более сильное влияние на течения, чем ветер. Это заставляет обратить внимание на градиент давления как на фактор, вызывающий течения.

Ранее (С. С. Лаппо, I960) нами была рассмотрена модель бароградиентных течений, возникающих при двигающемся градиенте давления, в предположении, что уровень моря не меняется, т. е. рассмотрены в линейном приближении чисто бароградиентные течения. И хотя случай, приведенный в указанной работе, весьма идеализированный, амплитуды колебаний скоростей течений, обусловленные движущейся барической волной, довольно хорошо согласуются с наблюденными.

Здесь довольно подробно был обсужден вопрос о действующих силах, которые надо учитывать при теоретическом анализе приведенных материалов наблюдений. А вот механизм возникновения и развития подобных явлений остается пока не ясным.

Подводя итог анализу зафиксированных буйковыми станциями затухающих колебаний скоростей течений с весьма большой амплитудой и прослеживающихся до больших глубин, с периодами от десяти часов до десяти суток, следует отметить, что указанные движения не описываются в рамках существующих теорий течений и что в этом случае проявляется некоторый новый механизм передачи движения от среднемасштабных образований в атмосфере (циклонов) к водам океана.

Такие колебания можно представить как результат прохождения через точку наблюдения цепочки вихрей. Возможно, что двигающийся циклон по мере своего перемещения рождает вихри, которые также движутся, но с другой скоростью. Именно такая гипотетическая модель позволяет понять, почему периоды колебания скоростей отличны от периода колебания давления. Вихри, отражением которых являются временные колебания скоростей, течений, могут быть типа вихревых дорожек Кармана.

Ответить на многочисленные вопросы, связанные с указанным явлением, могут только специализированные наблюдения на огромном полигоне, где проходят траектории циклонов.