WWW.LIB.KNIGI-X.RU
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - Электронные материалы
 

Pages:   || 2 | 3 |

«МИНИСТЕРСТВО ВЫСШЕГО И СРЕДНЕГО СПЕЦИАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ РСФСР ЛЕНИНГРАДСКИЙ ГИДРОМ ЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ HYDROMETEOROLOGIGAL ...»

-- [ Страница 1 ] --

МИНИСТЕРСТВО ВЫСШЕГО И СРЕДНЕГО СПЕЦИАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ РСФСР

ЛЕНИНГРАДСКИЙ ГИДРОМ ЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ

HYDROMETEOROLOGIGAL INSTITUTE IN LEHINGRAD

Transactions

Труды

вып. 32

vol. 32

ИССЛЕДОВАНИЯ

ПО ПРОБЛЕМЕ

ОКЕАН-АТМ ОСФ ЕРА

INVESTIGATIONS

ON THE OCEAN — ATM O SPH ERE PROBLEM

9 С борник2 ^ " ^ р а б о т научно-исследовательского института взаимодействия океана и атмосферы ' issve 2 \ ' of the papers of the air sea interaction institute БИБЛИОТЕКА Ленинградского Гидрометеоролоп ческого И.отитута ЛЕНИНГРАД Сборник содержит результаты исследований взаимодей­ ствия океана и атмосферы, выполняемых в Ленинградском гидрометеорологическом институте. Статьи посвящены форми­ рованию процессов в, реальных океанах и морях, изменению метеорологических и гидрологических условий' и их прогнозу.

Некоторые статьи имеют теоретическое и методическое содер­ жание.

Сборник рассчитан на широкий круг океанологов, метео­ рологов р геофизиков, а такж е на преподавателей, аспирантов и студентов.

4 ‘• ‘ ^ Научный редактор В. В. Тимонов Ответственный редактор О. А. Алекин 2—9—6 Труды Ленинградского Гидрометеорологического института Исследования по проблеме океан — атмосфера •' СБОРНИК 2 Р абот научно-исследовательского института взаимодействия океана и атмосферы Редактор Б. И. Л е о н о ва " ' М-13 525. Сдано в набор 21/V-1968 г. Подписано к печати^ 2/VII-1970 г. Ф ормат бум. 70 X 108„7i6.



Бум ага тип.'К з 3. Печ. л. 16. Уч.-изд. л. 19. Тираж 500. З а к а з 2329. Цена 1 р. 84 к. Тем. план 1968 г.

Типография профессионально-технического училища № 4. Ленинград, 12-я Красноармейская ул., 27.

Часть первая

Ф И ЗИ К А О КЕАН А И АТМОСФЕРЫ

ТЕОРИЯ, ЭКСПЕРИМЕНТЫ, МЕТОДЫ РАСЧЕТА

ИССЛЕДОВАНИЕ НЕКОТОРЫХ ХАРАКТЕРИСТИК

ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ПОГРАНИЧНЫХ СЛОЕВ

АТМОСФЕРЫ И МОРЯ

–  –  –

Совместное решение полных систем уравнений гидротермодинамики для пограничного слоя атмосферы и моря [1—3] открывает возможности для анализа процессов взаимодействия океана и атмосферы и позволяет описать вертикальное распределение скоростей течения в море, скоростей 1 ветра в пограничном слое атмосферы, а такж е рассчитать турбулентные потоки тепла и влаги на границе раздела океан-атмосфера. Однако ис­ пользование для замы кания систем уравнений энергии турбулентности в интегральной форме, предложенной в работе [4], требует задания оп­ ределенного закона изменения коэффициентов турбулентности в море с глубиной и в атмосфере с высотой. Имеющиеся в настоящее время м а­ териалы наблюдений не позволяют с уверенностью принять тот или иной закон изменения коэффициента турбулентности, так как в пограничном слое атмосферы характер вертикального изменения коэффициента тур­ булентности различен в разных физико-географических районах,, а для моря нет единого мнения о стабилизующем влиянии поверхности моря.

В раб'оте [5] было показано; что наилучшее согласование результатов расчета характеристик, пограничных сл~оев океана и атмосферы с на-.

блюдениями получается' при аппроксимации вертикального распределе­ ния коэффициента турбулентности в пограничном слое атмосферы зако­ ном «с изломом», а в слое трения моря — линейным уменьшением с глубиной. Однако произвольное задание закона изменения коэффици­ ента турбулентности наруш ает физическую взаимосвязанность, которая существует между вертикальным- распределением турбулентности и скорости ветра' в атмосфере и турбулентностью и скоростью течений в море, а такж е,н е учитывает взаимосвязь турбулентности и стратифи­ кации обеих сред.

Качественно новым шагом в развитии теории взаимодействия океана и атмосферы явилось использование для замыкания системы уравнения энергии турбулентности в дифференциальной форме в работе [6]*, кото­ рая посвящена исследованию процессов только в пограничном слое атмосферы. Д. Л. Л айхтману [8] удалось' решить двухслойную 'задачу для пограничного слоя атмосферы и слоя трения моря. В работе автора [9] была рассмотрена возможность применения этой новой модели для расчета дрейфовых течений в слое трения моря, однако модель позво-.

ляет оценить и исследовать большой комплекс и других характеристик пограничных слоев атмосферы-и океана: распределение скорости ветра, * Впервые такое замыкание было использовано А. С Мониным [7].

-.

коэффициент трения, динамическую скорость, тангенциальное напряж е­ ние, коэффициенты турбулентности, угол поворота ветра в пределах пограничного слоя атмосферы и некоторые другие. Именно исследование этих характеристик на основе новой модели для средней многолетней зимы в' Северной Атлантике и представляет задачу данной работы, которая является логическим продолжением [9].

Напомним некоторые основные положения работы [8]. Рассм атри­ ваются стационарные однородные по горизонтали пограничный слой а т ­ мосферы и слой трения моря. Система уравнений гидродинамики для этих слоев решается при следующих граничных условиях. Н а верхней границе пограничного слоя атмосферы скорость ветра равна геострофической, на нижней границе слоя трения в море скорости течений равны нулю, т. е. отсутствует геострофическое течение.

Н а поверхности раздела вода — воздух предполагается, что:

а) поверхность раздела для потоков в воде и воздухе играет роль шероховатой поверхности и ларам етр шероховатости можно определить как, У *!

g ^ (здесь и в дальнейшем индекс 1 будет относиться к атмосфере, а индекс 2 — к морю);,

б) через поверхность раздела н е т д и ф ф у з и и энергии турбулентности;

в) поток количества движения и скорость не претерпевают разрыва при переходе через поверхность раздела.

Д л я учета влияния стратификации в пограничном слое атмосферы вводится параметр: _.

' (2 ) J.а в1 слое трения моря — параметр:

.

.

U -«

–  –  –

Рис. 5. Угол отклонения геострофического ветра от тангенциального напряженин.

Зим а (многолетняя).

рассматриваемого района угол составляет о к о л о -2° и только на востоке он достигает 4°.

На рис. 6 показано распределение коэффициента трения, который увеличивается от 1,8 -10~3 на северо-востоке до 2,3 -10_3 на юго-западе района.

Вектор тангенциального напряжения (рис. 7) дбычно направлен с ю го-запада на северо-восток и по модулю меняется от, 0,2- ^ 0,3 дин/см2 на 30° с. ш. до 1,5— 1,6,на 50° с. ш., севернее этой широты модуль т

–  –  –

Гольфстрима и Северо-Атлантического течения, связанное с уменьше­ нием неустойчивости пограничного слоя атмосферы. Влияние этого фактора еще в большей мере сказывается на распределении коэффи­ циента турбулентности на высоте 10 м (рис. 9), минимальные значения которого приурочены к областям холодных течений, а максимальная величина (около 3 м21сек) приходится на район перехода Гольфстрима в Северо-Антлантическое течение.

, При выполнении рассмотренных выше расчетов предполагалось, что скорость поверхностного течения, угол его отклонения от геострофического ветра, динамическую скорость, тангенциальное! напряж е­ ние ветра, угол отклонения.геострофического ветра от тангенциаль­ ного напряжения и вектор скорости ветра на любом уровне нужно рассчитывать по среднему векторному ветру, а коэффициент ту р б у ­ лентности в атмосфере и море — по среднему скалярному геострофическодоу ветру. Рассмотрение номограммы'для расчета модулей, вектора ветра и векто'ра дрейфового течения (за исключением поверхности моря) показало, что скорости течения, рассчитанные по результирую щ ему ветру, меньше, чем величины, полученные при расчете для отдельных направлений геострофического ветра и последующем геометрическом их сложении, а скорости ветра, наоборот, больше. В табл. 2 представ

–  –  –

И з табл. 3 видно, что для пяти кораблей погоды, расположенных в северо-восточной части рассматриваемого района, расхождение рас­ чета и наблюдения не превышают 0,3—0,4 м/сек, т.,е. 3—4% от абсолют­ ной Величины скор'ости. Д л я остальных кораблей погоды это различие достигает 1,5 м/сек и может объясниться как ошибками в расчете геострофического ветра, так и ошибками в расчете р, для которого,: как у ка­ зывалось в [9], взято только первое приближение..,.





Наконец, укажем на табл. 4, где сделано сравнение расчета (для Ф = 52,5° с. ш. и G = 10' м/сек) всех рассмотренных ранее величин при.

разной стратификации атмосферы — jj, = 0, ц = —10 И [х = —100,и при выборе разных значений эмпирического параметра в формуле ( 1)., Величина m = 0,03 выбрана в соответствии с результатами работы [13].

Таблица 4

–  –  –

Табл. 3 показывает, что выбор той или иной величины т, может _ оказывать больш ое влияние на результаты расчета К\ и К% При уменьшении т от 0,05 До 0,03 коэффициент турбулентности в море и атмосфере ум еньш ается в среднем на 40%. Уменьшение cD по той ж е причине составляет всего 13%, а динамическая скорость ум ень­ ш ается на 6 %. Указанное уменьш ение рассмотренных характеристик, так ж е как и, незначительное увеличение приводного ве;тра, при пере­ ход е от т — 0,05 к т = 0,03 связано с уменьшением влияния ш еро­ ховатости подстилающей поверхности. Таким образом, вопрос о вы­ боре величины /генуждается в дальнейшей серьезной разработке.

Если, согласно карте для (J-, приведенной в [9], принять, что х а ­ рактерной величиной параметра стратификации атмосферы для зимы является. — 10, то (см. табл. 4) видна степень влияния стратификации атмосферы на характеристики взаимодействия океан — атмосфера. С увеличением неустойчивости атмосферы от (а = 0 до j* — — 10 коэф­ фициенты турбулентности в атмосфере на высоте 10 м и в море на глубине 5 м увеличиваются на 23%, скорость ветра на 10 м, динами­ ческая скорость и коэффициент трения возрастают при этом на 10%.

Указанные величины влияния стратификации в целом согласуются с выводами, полученными по эмпирическим данным. Полученный в табл. 4 вывод о слабом влиянии выбора величины т на скорость ветра на высоте 10 м и динамическую скорость м ож ет частично об ъ­ яснить большой разброс точек на графике связи z 0 и v n в [13] и предполагает, что точное значение т, трудно получить на основании градиентных наблюдений ветра.

Рассматриваем ая теоретическая модель позволяет рассчитывать такж е турбулентный терлообмен меж ду океаном и атмосферой й турбу­ лентный перенос влаги. Если представить турбулентный поток тепла в виде:, ; "

–  –  –

Расчет турбулентного потока тепла следует производить методом последовательных приближений:

. а) задаются произвольные, но близкие к действительным велилины Р, v n и Ki и по ним. определяется ^ и

б) по [х и геострофическому ветру находим v n, Ki — первое при­ ближение; „

в) по Ki, и (tw — t a) находим Р*; ' ' г) затем приближения повторяются до,дЬстижения необходимой сходимости последовательных величин и Р.

Последнее приближение можно использовать для расчета затрат тепла на испарение по формуле (18), которая получается ана­ логично формуле (17):

^ ^.0,31-2 ^, In z g l 0,05 f*!

при L = 600 кал/г-, q — удельная влаж ность. Расчет т у р б у л е н тн о й потока тепла; и затрат тепла на испарение представляют самостоятельный интерес и в дальнейшем будут рассмот­ рены более подробно.Таким образом, рассмотренная теоретическая модель открывает большие возможности для расчета характеристик взаимодействия между океаном и атмосферой. Величины этих характеристик, рассчитанные, по теории, в делом согласую тся с величинами, полученными из на­ блюдений и полуэмпирических расчётов. Дальнейш ее развитие теории (учет вертикального изменения ц и [а) и уточнение эмпирического па­ раметра т будет способствовать увеличению достоверности рассчи­ танных характеристик взаимодействия между океаном и атмосферой.

Автор благодарен Д. JI. Л айхтману за советы и помощь, оказанную при выполнении данной работы.

: * Для перехода от Р к Р необходимо задать модель изменения турбулентного потока тепла с высотой.

ЛИТЕРАТУРА

1. Б. А. К а г а н, 3. М. У т и н а. К теории термодинамического взаимодействия моря и атмосферы. «Океанология» т. III, вып. 2, 1963.

2. Б. А. К а г а н. Теория и расчет термодинамического взаимодействия моря, льда и атмосферы. Тр. ЛГМИ, вып. 20, 1Э65.

3. Б. А. К а г а н. Использование квазистационарной модели взаимодействия погрйничных слоев атмосферы и океана для расчета температуры воды и течений в Северной Атлантике. Физика атмосферы и океана, т. I, № 8, 1965.

4. Д. Л. Л а й х т м а н, Ю. П. Д о р о н и н. Коэффициент турбулентного обмена 1 в море и поток тепла из океанических вод. Тр. ААНИИ, т. 226, 1959.

5. Б. А. К а г а н. О влиянии характера распределения коэффициентов турбулентности в море и атмосфере на профили скоростей дрейфовых, течений й ветра над морем. Тр. ЛГМИ, вып. 17, 1964. • '

6. И. М. Б о б ы, л е в а, С. С. 3 и л и т и н к е в и ч, Д.'Л. Л а й х т м а н. Турбулентный режим в термически-стратифицированном планетарном слое атмосферы. Доклад на международном коллоквиуме по микроструктуре атмосферы и влиянию тур­ булентности на распространение-.радиоволн. М., Изд. АН СССР, 1965.

7. А. С. М о н и н. Динамическая турбулентность в атмосфере. Изв. АН СССР, сер., географ., геофиз., 14, № 3, 1950.

8. Д. Л. Л а й х т м а н. Динамика пограничных слоев атмосферы и моря с учетом взаимодействия и нелинейных эффектов. Физика атмосферы и океана, т. II, № 10, 1966.

9. В: М. Р а д и к е в и ч. Опыт применения новой модели взаимодействия океана и атмосферы к расчету дрейфовых течений. Материалы 3-й конференции по проблеме «Взаимодействие’ атмосферы и гидросферы в северной части Атлан­ тического океана». Л., Гидрометеоиздат,, 1967.

10. Атлас климатических данных северной части Атлантического океана. Изд. УНГС ВМФ, 1959.

11. Ж. М ^ л к у с. Крупномасштабное взаимодействие. В книге «Море». Л., Гидроме­ теоиздат, 1965.

12. С. P f l u g b e l l. Zur Klimatologie des Nordatlantischen Oze'ans (1951—1960), Teil 2, H am burg, 1963. ‘, •

13. С. А. К и т а й г о р о д с к и й, Ю. А. В о л к о в. О параметре шероховатости мор­ ской поверхности и расчете турбулентных потоков количества движения в при­ водном слое атмосферы. Физика атмосферы и океана, т. 1, № 9, 1965.

К ТЕОРИИ

НЕСТАЦИОНАРНЫХ ЧИСТО ДРЕЙФОВЫХ ТЕЧЕНИЙ В ОКЕАНЕ

А. С.Балуева, В. Н. Веретенников В настоящее время имеется ряд работ, в -которых получены реше­ ния нескольких нестационарных задач при различных частных видах поЛя тангенциального давления ветра.'П. С. Линейкин [1] в задаче для бароклинного моря принимал, что поле ветра и все гидродинамические характеристики не зависят от о д н о й, горизонтальной координаты.

П. А. Киткин [2] решил задачу о нестационарной циркуляции в круг­ лом море под действием симметричного 'относительного центра моря поля ветра. П. Веландер [3] исследовал нестационарные ветровые тече­ ния в мелком, море.

В отличие'от этих работ, в которых наклады вается существенное ограничение на поле ветра, А. С. Саркисян [4] рассчитал нестационар­ ные ветровые течения в однородном океане при поле ветра, которое является произвольной функцией координат и-времени. Е. Г. Никифо­ ров [5] исследовал ветровые течения в сильно переслоенном море, кото­ рые развиваю тся под воздействием ветра, меняющегося во времени любым заданным образом. В данной работе рассмотрим следующую задачу:, предположим, что над поверхностью однородного океана, находящегося в состоянии покоя, начиная с некоторого момента времени / 0 действует произ­ вольно меняющееся во времени и в пространстве касательное напряж е­ ние ветра; требуется получить картину возникновения чисто дрейфо­ вого течения и его приспособления к полю ветра.

Д л я определения положения частицы в океане введем прямоуголь­ ную декартову систему координат. Оси координат ориентируем следую­ щим образом: ось х направлена на восток, у — на север, а ось z — вниз, перпендикулярно уровенной поверхности. Плоскость хОу расположена на среднем уровне4свободной поверхности океана.

В выбранной системе координат, неизменно связанной с в р а ­ щающейся Землей, осредненные уравнения движения запишем в упро­ щенном виде для дрейфовых составляющих скорости течения:

’ ди* l_v д2 д v ( д2“д 1 д2“дЛ Ц__ f. ^ —о -C1Y dt z dz2 х \ дх2 ^ ду2 ) ^ •' д ’' ' dy2

–  –  –

(13) (14) Р — точка пространства с координатами (х, у, z), а Р ' — (5,, г]). Функ­ ция Грина удовлетворяет следующим условиям:

1) G(P, Р', t) при фиксированном значении Р' является непре­ рывной функцией от Р и удовлетворяет заданным однородным к р ае­ вым условиям, т. е.

2), производные первого и второго порядка от G, по Р непрерывны повсюду в рассматриваемой области, кроме точки Р = Р'\ '

3) G, как -функция от Р, повсюду в области, кроме точки Р = Р', удовлетворяет дифференциальному 'уравнению Так как непрерывная функция от Р, то функция является решением однородного уравнения с ненулевым начальным и однородными граничными условиями.

Перейдем к решению неоднородного уравнения с нулевыми началь­ ными и однородными граничными условиями. Д ля этого введем функцию со «о со

–  –  –

Расчет подъема воды в различных водных бассейнах, за счет ветро­ вого нагона является, безусловно, актуальной задачей. Следствием ветровых нагонов часто являю тся наводнения, как, например, наводне­ ния в Ленинграде, у Японских островов и другие. Теме ветровых и ш тор­ мовых нагонов посвящено большое количество работ и у нас и за рубежом.

Все эти научные работы, с нашей точки зрения, можно р а з д е л и т ь на три типа;; К первой группе относятся описательные работы, где ис­ пользуются элементарные статистические методы. Число таких работ за последние годы постепенно уменьшается, так как результаты их неточточны. ^ ' Ко второй группе относятся работы, в которых применяются методы гидромеханики и для математической постановки задали используются уравнения «мелкой воды». Уравнения полностью или частично линеари­ зируются и решаются численно с помощью метода сеток., Наиболее интересными из этих работ являю тся работьг Веландера [1], Фишера [2], Свенссона [3], Вольцингера и Симуни [4]. При;.таком методе решения теоретической трудностью является доказательство сходимости для той конечно-разностной схемы, которую принимает каждый из авторов. В этом плане работа Вольцингера и Симуни особенно интересна, так как в ней используются.удачные способы доказательства устойчивости и схо­ димости конечно-разностной схемы, почерпнутые из численных методов газовбй динамики в связи с имеющейся математической аналогией-задач.

К третьей группе относятся работы, где авторы находят аналити­ ческое решение так или иначе упрощенных уравнений «мелкой воды».

Одним из примеров является статья Ван-Дантцига и Ловерье [5], где с помощью метода Грина отыскивается решение граничной задачи для линеаризированных уравнений в случае установившегося движения.

В настоящей работе авторы поставили целью получить аналитиче­ ское решение нестационарной задачи о ветровом нагоне. Будут рассм ат­ риваться окраинные моря и заливы, форма которых, как, например, у Финского залива, такова, что движение можно считать одноразмерным, учитывая лишь изменение площади поперечного сечения бассейна с коор­ динатой вдоль движения. Кроме того, для подобных бассейнов можно пренебречь силой Кориолиса.

И спользуя известный уравнения «мелкой воды», линеаризируем их, считая скорость частиц жидкости и превышение уровня над средним малыми величинами. Таким образом, исследуется система двух линей­ ных.уравнений с переменными коэффициентами.

Д л я решения авторы используют газодинамическую аналогию и применяют метод характеристик, сводя уравнения к обобщенному урав­ нению Д арбу [6, 7, 8], пользуясь при этом аппроксимацией одного из коэффициентов. В результате авторами получен, при различных пред­ положениях относительно коэффициентов,' ряд общих решений системы уравнений. В заключение приведены примеры решения граничных задач.

Расчеты по методу характеристик показывают, что погрешность аппрок­ симации может быть сделана достаточно малой, если разбить водный бассейн на отдельные участки.

Рассмотрим систему уравнений «мелкой воды»

—, 1 дръ д и '' да, ' d t

–  –  –

* Функция у приведена в работе Вольцингера и Симуни [4].

участка бассейна с достаточной точностью может быть представлена в виде ф = ф([, г (х0)'), то система (3) упрощается. Обозначая

–  –  –

Оставшуюся функцию Q и Q в случае (10) и (100, и в ^ в случае (10"), определяю т из систем (5) или (50 соответственно.

Рассмотрим примеры решения граничных задач, для чего используем решение (100 при п = 1:

–  –  –

— 2 /2 ( 0 ) Постоянное значение f2 (0) можно определить, зная г|п (0) и гр2 (0) по формуле

–  –  –

При распространении гармонических колебаний жидкости в канале переменного сечения вообще имеет место частичное отражение волны.

Однако в отдельных случаях отражение может отсутствовать.

В качестве примера рассмотрим колебание жидкости в канале прямоугольного сечения с постоянной глубиной h и шириной, изменя­ ющейся по экспоненциальному закону b = Ьйекх. Уравнения движения и неразрывности в случае гармонических колебаний без трения с

-угловой скоростью -о после замены средней скорости полным потоком через-сечение канала примут вид:

–  –  –

В этом случае гидродинамическое сопротивление в начале экспо­ ненциальной части канала комплексное. А это может иметь место в том случае, например, когда канал с уменьшающейся по экспоненте в отри­ цательном направлении оси х шириной переходит при х,— 0 в прямо­ угольный канал со ступенчатым'увеличением, далее вдоль *оси сечения (см. рисунок). Тогда в примыкающей к расширению части канала с постоянным сечением (АО) будет существовать слож ная прогрессивно­ стоячая волна, а на участке с меняющейся ш ириной— поступательная с увеличивающейся по направлению к узкой части: амплитудой превы­ шения уровня. Т акая картина колебания жидкости может иметь место в проливах, конфигурация берегов которых такая же, как на рисунке.

ЛИТЕРАТУРА

–  –  –

Д о настоящ его'времени наиболее совершенным теоретическим ме­ тодом расчета характеристик внутренних волн является метод, предло­ женный Фьельдстадом [1]. Основное преимущество этого метода заклю ­ чается в том, что метод использует реальное распределение плотности по глубине. Практическое применение метода Ф ьельдстада осу­ щ ествлялось как автором, так и другими исследователями [2—5]. При этом-сравнение расчетных и наблюденных значений дало хорошие или удовлетворительные результаты. Однако указанные расчеты проводи­ лись только -для морей. В последние годы Вапняр [6—8] рассчитывал внутренние волны в океане, используя метод Ф ьельдстада с некоторыми упрощениями..Так, например, при расчетах реальное распределение плотности в океане заменялось идеализированной кривой, состоящей из трех отрезков, на протяжении каждого отрезка градиент плотности счи­ тался постоянным, или реальное распределение плотности учитывалось только до 200—300м, в нижних слоях градиент плотности принимался постоянным. Несомненно, такие упрощения снижали точность решения задачи. Если учесть, что Вапняр объясняет введение этих упрощений трудоемкостью задачи, то,-при современных возможностях использова­ ния электронных'быстродействующих машин представляется нецелесо­ образным так упрощать метод., В данной статье для расчета внутренних приливных волн и внутриволновых течений в океане применяется метод Ф ьельдстада в оригинале.

Использованные в работе наблюдения над температурой, соленостью и течениями были собраны УНС «Батайск» северо-восточнее Азорских островов. Наблюдения над указанными океанологическими элементами проводились на стандартных горизонтах в течение 7 суток (9— 15 сен­ тября 1965 г.).

, М етод Ф ьельдстада, - как и все методы, основанные на решении гидродинамических уравнений, имеет ряд обычных допущений. У ка­ жем на некоторые из них. П редполагается, что внутренние волны пред­ ставляю т собой длинные поступательные волны, перемещающиеся в оп­ ределенном направлении (в направлении максимальной скорости тече­ ния).^ '

Конечное уравнение этого метода имеет следующий вид:

–  –  –

Граничные условия решения уравнения (1) зависят от распределе­ ния плотности воды от поверхности до дна.

В случае, когда плотность меняется от поверхности до дна, гра­ ничные условия решения уравнения следующие:

' !), и. z- h (на дне) w — 0, z4= 0 -' (на поверхности).

Если же плотность с некоторой глубины до дна не меняется, то в этом случае граничные условия имеют следующий вид:

'',1' \ п г - --къ w = 0, ' г — h (на поверхности), где к — общая глубина; h \ —слой однородной по плотности воды.' Уравнение имеет бесчисленное множество решений. Они соответ­ ствуют ^внутренним, волнам одного и того ж е периода с различными скоростями распространения. Обычно их называю т волнами первого, второго и т. д. порядка., х ч Горизонтальная скорость с в я з а н а 'с возвышением частицы над ее равновесным положением ’ ледующим соотношением:

с OQ ' ' '.11.=. С - J-.

dz Параметр X связан со скоростью распространения волн q. Если пренеб­ речь влиянием вращения Земли, то X = Следует указать, что метод Ф ьельдстада позволяет вычислить по градиенту плотности амплитуды внутренних волн и внутриволновых течений в относительных величинах. Только, с привлечением' наблю де­ ний (гармонических постоянных) можно определить амплитуду и ф азу в абсолютных величинах. Период волны необходимо зад авать в рас­ чет.

Однако указанные недостатки метода можно считать несуществен­ ными. В настоящее время, когда результаты спектрального анализа колебаний'(полей плотности и скорости убедительно доказали наличие приливных периодов среди преобладающих периодов [9— 11], появилась возможность с уверенностью1 зад авать эти периоды в расчет. Другое условие — привлечение наблюдений — такж е выполнимо,: так как н а­ блюдения 'требуются только на некоторых горизонтах.

Нами проводились расчеты отдельно, для каждых семи суток и для осредненного за эти сутки вертикального распределения плотности ''(рис., Г.). Все расчеты произведены на ЭВМ «Урал-2». Наибольшие трудности представляло определение параметра k2g. ПЬскольку функ­ ция q(z) неизвестна, то для решения уравнения ( Д приходится идти по пути приближенных вычислений. Ф ьельдстад предлагает задавать из наблюдений значения ф для каж дого горизонта.

При этом рекомен­ дуется воспользоваться формулами:

–  –  –

где п — порядковый номер волны.

С начала параметр K2g приближенно определялся по формуле Симп­ сона, затем он уточнялся при интегрировании уравнения ( 1) на элек

–  –  –

тронной\ машине. На подбор параметра X2g уходило наибольшее количе­ ство машинного времени, для вычисления ю и,« для одних суток и для.

четырех волн уходило примерно 3—5 минут.

К ак уже указывалось, уравнение, предложенное Фьельдстадом, имеет бесчисленное множество,решений. В опубликованных работах при­ водятся-результаты расчетов для волн различных порядков. Например, Дворкин [5] ограничился расчетом волны первого порядка,. Вапняр [7] проводил расчеты- для двух..волн. Фьельдстад и Л ек [1—4] указывают, в своих работах на необходимость расчета четырех — пяти волн. Нами проводились расчеты для четырех и пяти волн. Сравнение этих расчетов с наблю дениями показало, что наилучшее совпадение расчетных и наблюденных значений получаетея для четырех волн (рис. 2 и 3).

3* 35Поскольку метод Фьельдстада дает'расчетные значения w н и в относительных величинах, то Для перехода от них к абсолютным веРис. 2. Теоретическое вертикальное распределение w для четырех волн.

–  –  –

В табл. 1—4.приведены результаты сравнения наблюдений и рас­ четов амплитуд и скоростей для четырех теоретических внутренних волн.

Наблюдения были обработаны гармоническим анализом (за каждые сутки)- М ожно отметить в основном хорошее совпадение сравниваемых величин. И з наблюдений, приводимых в этих таблицах, не были исклю­ чены чисто приливные вертикальные и горизонтальные перемещения.

Если обратиться к теоретическим расчетам приливных явлений в Север-'

- Таблица 1 П олусуточная волна 9 —15 сен тяб р я

–  –  –

28 3,6 3,8 173 4,2 45 4,6 214 199 '.. 55 4,0 4,4 217 4,6 ', 187 70 4,3 • - 199 28,4 116 180 27,5 116 503 19,7 144 20,2 142

–  –  –

50 13,1 8,6 154 * 147 57 У,3 9,2 276 232 100 10,4 11,4. 238 \ 244 400 7,6 7,1 183 221 ' 9.2 5,7 500 204 201 ' 750 9,7 105 80 112 1000 6,6 0,9 184 260

–  –  –

улучшились по сравнению с предыдущими (см. табл. 5 и 6 и табл. З и 4 ).

Поэтому в дальнейших расчетах для течений привлекались только внутри­ волновые течения (наблю денные). ', В данной работе теоретические величины w и и вычислялась д ля горизонтов через 10 М от поверхности до глубины 200 м и для горизонтов через 40 м на нижних глубинах. Таким образом, было получено весьма подробное представление об изменчивости этих характеристик с глубин­ ной. Н а рис. 4 и 5 приведены рассчитанные вертикальные распределения амплитуд и скоростей (в абсолютных величинах) для приливных волн.

Н а этих ж е рисунках нанесены наблюденные величины. К ак табл. 1— 6, так и рис. 4 и 5 указываю т на хорошее совпадение расчета и наблюде;

ний. Разумеется, что по имеющимся наблюдениям (на семи, горизонтах) нельзя получить' такого подробного представления о вертикальной из­ менчивости характеристик внутренних волн, какое было получено по рас­ чету. Все это говорит в пользу применения метода Ф ьельдстада.

Рассмотрим расчетные полусуточные внутренние волны (рис- 4).

М ожно отметить изменения амплитуды внутренних волн по синусоидаль­ ному закону. Однако полученная синусоида не симметрична. Вертикаль­ н ое'распределение- амплитуд тесно связано с изменением градиента Рис.-4. Сравнивание результатов расчета и наблюдений. для полусуточной волны. Вер Сплошная линия— расчетные амплитуды; - зачерненный круж очек— наблюденная 1 ' чек — наблю;

–  –  –

тикальные перемещения (а): горизонтальные скорости (б), амплитуда; пунктирная линия — рабчетные фазы; пустой кружоденная фаза. \ \

–  –  –

Вертикальные перемещения (а); горизонтальные скорости (б), денная амплитуда; пунктирйая; линия — расчетные- фазы; пустой денная фаза. ' плотности (см. рис. 1).'"М инимальные, амплитуды (2—3 ж) отмечаются в слоях с наибольшим градиентом плотности,’ максимальная амплитуда (44 м) — в слое с наименьшим градиентом плотности. -.Таким образом количество максимумов и минимумов определяется количеством таких слоев. С глубины 600 м, где амплитуда внутренних волн достигает 50 м, отмечается резкий рост амплитуды и уж е на глу­ бине 750 м она достигает 200 м. С глубины 700 м величина амплитуды не может считаться реальной. Возможно, если бы на этих глубинах были заданы наблюдения, то- результаты расчета были' бы достовер­ ными. Можно предположить, что на этих глубинах, где отмечается весьма малый градиент плотности, происходит разрушение внутренних волн. В этом случае по теории амплитуда уходит в бесконечность.

Ф аза вн^трецних волн претерпевает изменения тож е в слое на­ ибольшего градиента плотности. В нашем примере ф аза внутренних волн в слоях, отделенных наибольшим градиентом плотности, отличается примерно на 140°.

Интересно отметить, что в поверхностных слоях и в слое 100—500 м ф аза внутренних волн близка к ф азе поверхнбстного прилива [12].

Указанные закономерности -вертикальных распределений амплитуд и ф аз внутренних полусуточных волн в основном характерны и 'д л я внут­ ренних суточных волн (рис. 5). 4 Рассмотрим такж е рассчитанные внутриволновые полусуточные тече­ ния (см. рис. 4). Во-первых, можно отметить,общую тенденцию к умень­ шению скорости течения с глубиной. Если на поверхности скорость до­ стигает 13 см/сек,- то на глубине 1400 ж ’она уменьшается до 1 см/сек.

Однако необходимо учесть,-что наблюдения у нас имелись только до 3000 м и поэтому скорость течения на глубине более. 1000 м не подтверж­ дены наблюдениями.. Изменение скорости- внутриволнбвого течения с глубиной, так ж е как изменение амплитуд внутренних волн, происходит по синусоидальному закону. Минимальные скорости внутриволновых те­ чений соответствуют слоям, наибольшего градиента плотности. В про­ межуточных слоях (между слоями скачка) скорость достигает макси­ мального значения. М аксимальная скорость! расположена ближе к верх­ нему слою наибольшего градиента плотности. »

К ак уже отмечалось, скорость внутриволновых течений в исследу­ емом районе превышает скорость чисто приливного течения в 2—2,5 раза.

Вертикальное изменение фаз внутриволновых течений тож е тесно связано с вертикальным распределением пкотности. В слое наибольшего градиента плотности ф аза течений меняется на обратную. Причем, как видно из рис. 4, после первого такого слоя ф аза течений увеличивается приблизительно на 9 0 °,'а ниже второго слоя скачка уменьшается при­ близительно на 90° по сравнению с фазой в слое скачка.

•. Можно отметить еще, что в слое скачка ф аза внутриволнового тече­ ния близка к фазе чисто приливного течения. Возможно, такое совпаде­ ние случайно. Может быть оно вы звано тем, что неполностью выделены чисто приливные, течения из суммарных полусуточных течений. Однако, исходя из общего правильного распределения фаз течения по глубине (см. рис. 4), можно предположить, что такое совпадение и закономерно.

Проверить эту закономерность можно только по результатам аналогич­ ных расчетбв внутриволновых течений для других районов океана.

Основные закономерности изменения внутриволновых полусуточных течений с глубиной характерны и для внутриволновых,суточных течений.’ Проведенный анализ вертикального распределения внутренних волн и внутриволновых течений позволил выявить некоторые закономерности, а такж е позволил подтвердить многие теоретические положения о верти- :

кальной изменчивости амплитуд и скоростей- ‘ По рассчитанным амплитудам внутренних волн были вычислены еще,Рис. 6. Вертикальные составляющие скорости." Сплошная линия — полусуточные течения; пунктирная линия— суточные течения.

–  –  –

П реж де всего был решен вопрос о минимальном количестве наблю­ дений, которые необходимо использовать в расчете. Обратимся к рис. 4.

И сходя из синусоидального изменения амплитуд и фаз внутренних волн

•и внутриволновых течений.с глубиной, можно указать, что; как минимум, достаточно иметь наблю дения на двух горизонтах, для которых харак­ терны экстремальные значения амплитуд и фаз. Этими горизонтами я в ­ ляю тся глубина залегания середины слоя «скачка» и глубйна залегания середины промежуточного слоя (слоя, расположенного между слоями «скачка»). Располагая такими наблюдениями, можно схематично воспро­ извести синусоиды, характеризующие вертикальные изменения амплитуд и ф аз. Снимая значения амплитуд и фаз с этих синусоид, можно допол­ нить наблюдения, которые используются при решении системы уравне­ ний (2). В результате получим более достоверное изменение амплитуд и ф аз с глубиной, чем по1предварительно построенным синусоидам.

1 Нами был проведен такой расчет. В первом опытном расчете- при.

решении системы уравнений (2) в правую часть уравнений были за ­ даны внутриволновые течения, полученные по н аб лю д ен и ям и проме­ жуточном слое и в слое „скачка1. В левую часть уравнений были заданы ип, вычисленные по средней плотности за период,9 — ^ с е н ­ тября. -. ' Н еобходимо было выяснить такж е возможность использования среднемноголетней плотности: Во втором опытном расчете при реш е­ нии системы уравнений (2) для 9 — 15 сентября в левую часть урав­ нений задавались ап, вычисленные не по средней шщтности за указанный период, а по среднемноголетней плотности. Среднемноголетние данные по плотности были взяты из монографии по Атлантическому океану [17]. В правую часть уравнений были заданы наблюденные внутриволновые течения (на семи горизонтах).

. Оба расчета да!ли удовлетворительные результаты. Это позволило провести третий расчет. В этом расчете использовались ип, вычислен­ ные по среднемноголетней плотности;, и наблю денное. течение на двух горизонтах^ Поскольку по второму и третьему расчетам получены среднемноголетние внутриволновые течения, то результаты этих рас­ четов отличаются от наблюденных течений за период 9 —15 сентября.

Расчетная скорость течения получилась на некоторых горизонтах в два раза меньше наблюденной скорости. Однако закономерности вертикальных изменений амплитуд и фаз этих тече«ий совпадают.

.Поэтому можно отметить, что среднемноголетние характеристики внутриволновых течений могут быть использованы как предваритель­ ные характеристики таких течений в конкретные дни.

У кажем еще на некоторые возможности наиболее шкрокого испбль-.

зования метода Фьельдстада. »

Теория метода позволяет по скорости внутриволнового течения определить амплитуду внутренней волны:

Однако необходимо отметить, что при вычислении по этой формуле возникают трудности,и]эи определении с — скорости распространения внутренней волны, так как эта скорость периодически изменяется- в з а ­ висимости от проходимого волной расстояния [8]. Вапняр указывает, что максимальное значение скорости распространения гребня внутрен­ ней волны составляет приблизительно 0,4 от скорости первой' «элемен­ тарной» волны, а минимальное 0,25., В наших исследованиях удовлет-.

верительные результаты расчета максимальной амплитуды, внутренней волны по формуле (3) получились при с = 0,15Cj.

-О т внутриволновых течений можно еще перейти к характеристи­ кам внутренних волн с пом-ощью коэффициентов / и системы уравне­ ний (2). К ак уже отмечалось, в случае поступательной волны коэффи­ циенты а и Ъ должны равняться коэффициентам f и g.. В случае более сложной волны эти коэффициенты не совпадают.

Разум еется можно решать и обратную задачу — по характеристи­ кам внутренних волн определять элементы внутриволновых течений.

И наконец, если наблюдения полностью отсутствуют и поэтому пе­ реход от относительных величии к абсолютным величинам невозможен, то целесообразно воспользоваться расчетом и в относительных величи­ нах. По этим величинам можно провести качественный анализ прост­ ранственной и временной изменчивости внутренних волн и внутриволновых течений, но не иначе, как рассм атривая не отдельные внутрен­ ние волны, а суммарную волну. Значения w и и (в относительных вели­ чинах) для чтой волны получаются при алгебраическом сложении ан а­ логичных величин, полученных по расчету для отдельных внутренних волн.

В заключение остановимся на вопросе,' который невольно может возникнуть. В данной работе рассматривались только внутренние, при­ ливные волны. Однако, как показал спектральный анализ внутренних волн [9— 11], кроме приливных периодов среди преобладающих перио­ дов имеются еще инерционные. Какова возможность расчета внутрен­ них волн этих периодов? Краус в.теоретической работе [7] указывает, что для определения как приливных, так й инерционных колебаний используется уравнение Фьельдстада. Различие в решении задач со­ стоит только в том, что в первом случае постоянным считается период' возбуждаю щ ей силы, во втором — длина волны возбуждающ ей силы.

ЛИТЕРАТУРА

–  –  –

Целью настоящей работы является проверка возможностей опи­ санного выше метода. В качестве объекта испытаний выберем Ж елтое море. Это позволит нам не только испытать метод на примере такого сложного по очертаниям берегов и распределению глубин бассейна, каким является Ж елтое море, но и 'даст возможность одновременно сопоставлять результаты расчета/полученны е при учете горизонталь­ ного турбулентного трения, с расчетом, не учитывающим его [4].

Предварительные испытания, этого метода [5], в которых вместо условия (5) на твердой границе привлекалось условие (6), показали, что оптимальной величиной коэффициента горизонтальной турбулент­ ной вязкости для Ж елтого моря является А — 5 • 108 см2/сек. Воспольтанных с учетом (сплошные стрелки) и без учета (пунктирные, стрелки) горизонтального турбулентного трения.

I I зуемся найденной в [5] величиной коэффициента А й приведенной там ж е сетчатой областью, апроксимирующей акваторию Ж елтого моря, для решения системы уравнений ( 1) — (3), которая долж на удовлетво­ рять граничным условиям ( 4 ) —'( 7 ).

Результаты расчета, выполненного'на ЭВМ «Урал-4», представле­ ны на рис. 1—4., Н а рис. 1 изображ ена карта изоамплитуд и котидальных линий для составляющей М 2, рассчитанная с учетом горизонтального турбу­ лентного трения. Сопоставление амплитуд и фаз, вычисленных с'учетом (сплошные стрелки) и без учета (пунктирные стрелки) бокового обмена приведено на рис. 2. Н а этом рисунке длина стрелок пропорциональна амплитуде; а направление характеризует фазу приливных колебаний уровня. К ак видно, учет горизонтального трения наиболее заметным образом сказался вблизи центров амфидромических систем, что связа­ но с их смещением. Это смещение происходит в сторону северо-восточ­ ного угла моря, где имеет место основное отражение входящей в море '1 ? 4

–  –  –

приливной волны. Б лагодаря трению смещение сопровождается умень­ шением расстояния между пучностями и узлами. Поскольку при этом ю ж ная амфидромия смещается больше, то происходит некоторое сбли­ жение амфидромических точек, и амплитуды колебаний уровня в обла­ сти, леж ащ ей меж ду ними, в общем уменьшаются. В южной части моря это приводит к некоторому росту амплитуд уровня. Увеличение ампли­ туд обнаруж ивается и в северной части моря, где оно, по-видимому, связано с тем, что при учете бокового обмена влияние граничных условий (в данном случае— больших амплитуд) распространяется дальше от берега.

Что касается изменения фаз, вызванного учетом горизонтального трения, то наибольшее изменение имеет место такж е в районах центров

–  –  –

амфидромических систем. В пределах моря выделяются зоны опереже­ ния (центральная часть моря) и зап азд ы ван и я. (прибрежные районы) относительно фаз, найденных без учета бокового обмена.

Переходя к рассмотрению течений (рис. 3), отметим, что введение в расчет горизонтального трения в общем должно вызвать уменьшение их скорЬстей. Учет бокового обмена действительно привел к уменьше­ нию средней по всему морю величины максимального течения. В боль­ шинстве.расчетных точек скорости максимального течения такж е умень­ шились по сравнению с результатами, полученными без учета бокового бмена. При атом уменьшение практически оказалось сосредоточен­ ным в пределах областей, прилежащ их к берегам моря, а в центре моря имеет место усиление.максимальных скоростей. Последнее обстоятель­ ство можно объяснить увеличением градиентов уровня, связанных со смещением амфидромических систем.

Сопоставление двух указанных результатов (рис. 4)* показывает, что эллипсы приливных течений при учете бокового обмена заметнее всего изменились у. берегов: у юго-западного берега Кореи, в западной части основного бассейна, а такж е на его северной окраине. При этом результаты нового расчета представляются более логичными, так как ориентация эллипсов в прибрежной зоне лучше согласуется с направле­ нием береговой черты.

Сопоставление рассчитанных (с учетом и б ез учета горизонтального трения) уровня и течений с данными наблюдений Течения Уровень

–  –  –

П р и м е ч а н и е. Амплитуды (Н ) в см,.фазы (g ) в градуса», максимальные скорости (V ) в см/сек, направление течения (d ) в градусах.

Сравнение с данными фактических наблюдений удается осущест­ вить лишь в трех точках открытого моря, где такие наблюдения провойлись. Р езультат сравнения дан, в таблице, в которой приведены такж е значения, гармонических постоянных уровня и течений, полученные без чета горизонтального турбулентного трения. Видно, что учет бокового обмена улучшает соответствие между результатами расчета и данными наблюдений. ', ЛИТЕРАТУРА

–  –  –

/

ИСПОЛЬЗОВАНИЕ СООТНОШЕНИЙ

МЕЖДУ УРОВНЕМ И ЕГО НАКЛОНОМ

ПРИ АНАЛИЗЕ ПРИЛИВНЫХ КОЛЕБАНИЙ

А. В. Некрасов, 'Интерференция приливных волн, проникающих в море через проливы с различных сторон, а такж е многочисленных прямых и отраж ен­ ных волн приводит к образованию систем прогрессивно-стоячих коле­ баний. В окраинных морях, где собственный прилив мал, комбинации таких систем обычно определяют наблюдаемую картину прилива.

При исследовании механизма формирования приливных явлений в конкретном море требуется проследить различные этапы процесса распространения и трансформации исходных приливных волн, интер­ ферирующих друг с другом. Д ля этого надо иметь возможность опреv--делить характеристики исходных волн на основании картины фактиче­ ского прилива. Эта задача обычно решается с помощью одного из ме­ тодов кинематического анализа приливов— метода орбит [1, 2]. Ампли­ туды встречных прогрессивных волн, слагающих прогрессивно-стоячее колебание, а такж е поступательная и -стоячая доли этого колебания оп­ ределяются путем совместного анализа горизонтальных и вертикаль­ ных смещений частиц воды, для чего необходимо иметь данные о при­ ливных колебаниях уровня и приливны! течениях. Последнее требова­ ние несколько ограничивает применимость метода,, потому что, в то.время как сведения, о колебаниях уровня в виде приливных карт имеются для целого ряда морей, покрывая всю или большую часть их акватории, аналогичные данные о приливных течениях существуют лишь для сравнительно небольшого числа районов.

' Однако разложение суммарного прогреСсивно-стоячего колебания на исходные встречные прогрессивные волны можно осуществить без анализа горизонтальных, смещений. Д ля этого достаточно рассмотреть сочетание вертикальных колебаний уровня и наклонов поверхности моря в определенной точке. Рассмотрим интерференцию двух встреч­ ных плоских синусоидальных волн, отношение амплитуд которых равно п и которые встречаются в одинаковой ф азе в точке х = 0:

'Ч — А COS (at — k x ) \ У = пА C O s ( a t + k x). (1) у \п

–  –  –

Таким образом, в каж дой точке нормирование по волновому числу отношение амплитуд М и разность фаз Д колебаний уровня и наклона поверхности моря определяются отношением., амплитуд п и разностью ф а з. 2kx исходных встречных-прогрессивных волн в той ж е точке. Эту зависимость можно выразить графически (рис. 1).

Этот рисунок может служить для быстрого определения -величин п и 2kx по величинам М и Л ВдоЛь оси абсцисс отложены величины *.

М (для значений М 1 использована логарифмическая ш кала), а вдоль оср ординат — величины Д. Лучеобразные линии, исходящие из центра графика, соответствуют фиксированным, значениям 2 k x (от О ^ до 720°) s а'концентрические замкнутые линии — фиксированным зна­ чениям п (от 0 до 1,0).

- И з полученных выше соотношений следует, что п 1, если ось х ' направлена по ходу большей из двух встречных волн, и тогда величина А долж на находиться в пределах 0— 180°. Если ж е начинает преобла­ д а т ь волна, распространяю щ аяся •'в сторону отрицательных х / ( п 1), то величина Ai оказы вается'в интервале 180—360°. Чтобы использовать граф ик и в этом случае, достаточно мысленно сменить направление оси х на/обратное — тогда ф аза продольного градиента ф изменится на' 180°, величина А вновь окаж ется в пределах 0— 180°, а величина п — в пределах 0,0— 1,0.

График отражает ряд известных правил. В случае чисто й' прогрес­ сивной волны (п = 0) отношение амплитуд \ : т]0 равно '& (Ж = = 1), а разность ф аз А равна ± 90°, т. е. продольный наклон уровня дости­ гает максимальной величины в момент среднего уровня (до или после полной воды, в зависимости от направления оси х ). Этому случаю со-.

ответствует центральная точка на графике. Края графика (п — I ) 1 со­ ответствуют случаю чистой стоячей волны, в которой соотношение' амплитуд : т)0 меняется от 0 'до с о, а величина Д принимает значе­ ние либо 0°, либо 180° в зависимости от разности фаз встречных волн 2kx. Вся остальная часть поля графика соответствует прогрессивно­ стоячим волнам, в которых больш ая из слагающих прогрессивных волн направлена в сторону положительных х. Последнее условие, как уж е указывалось, легко удовлетворяется надлежащим выбором направ­ ления координатной оси.

0,0 0,1 о 20,0 ч

–  –  –

. (7 ) A s = 2 п А cos k x \ Ар — А (1 — п).

Таким образом, все необходимые для анализа величины могут быть получены с обычной приливной карты. Несколько неопределен­ ным остается выбор направления горизонтальных градиентов уровня, так ь - к направление распространения исходных волн иногда можно зад ать лишь ориентировочно. Задача упрощается в бассейнах вытяну­ той формы, где распространение приливных волн происходит обычно в продольном направлении. В этом случае уменьшаются такж е искажения, связанные с колебаниями, происходящими под углом к основ­ ному. Р яд точек следует расположись вдоль продольной оси бассейна с таким расчетом, чтобы амплитуды исходных волн й волнов.ое число могли считаться постоянными и равными своей средней величине в- пре­ делах'расчетной ячейки, т. е. чтобы ширина и глубина бассейна в пре­ делах этой ячейки изменялись незначительно.

Изложенный способ применен для анализа структуры1 полусуточ­ ных приливных колебаний (о = 1,4052 • 1 0 ~ 4 с е к " 1) в районе ЛаМанша и примыкающей к нему с севера части Северного моря (Хофден). Выбор объекта определился подходящ ей вытянутой формой все­ го пролива, а такж е надежностью и подробностью сущ ествую щ их для него приливных карт.- Кроме того, структура полусуточных колебаний здесь была исследована В. В. Тимоновым [2], и, таким образом, име-.

ется возможность для сопоставления результатов. В качестве исход­ ного материала испо'льзованы данные одного «из последних приливных атласов этого района [3]. На рис. 2 приведена соответствую щ ая при­ ливная карта, на которой оцифровка котидалей дана в солнечных ча­ сах относительно момента кульминации Луны на меридиане Гринвича, а оциф ровка линий равной величины прилива дана в метрах для ус­ ловий среднего сизигийного прилива. В дальнейших ^вычислениях мы будем пользоваться ам п ли т у д ой приливного колебания (максималь­ ным отклонением уровня от среднего положения).

На этом же рисунке показана лийия расчетных точек, располо­ ж енны х через 15 миль друг за другом. Линия проведена примерно посреди пролива, чтобы по возможности избежать искажаю щ его вли­ яния силы Кориолиса на исходные данные. Д ля каждой расчетной точки с карты были сняты деличины, амплитуды и фазы приливного колебания (vj0 и р), с помощью которых затем были вычислены и,про­ дольны е уклоны.

Д ля п -й точки наклон определялся как разность уровней в (ft -J- 1 )-й и ( я — 1)-й точках, отнесенная к двойному рас­ стоянию м еж ду точками (30 миль). Определив эти величины в два момента, отстоящ ие друг от друга на четверть периода колебания, мож но вычислить амплитуду и фазу ф продольного градиента уровня. Необходимая для расчета волнового числа глубина места h определялась в каждой точке как средняя глубина проходящ его через данную точку поперечного сечения пролива. Д л я построения про­ филей поперечных сечений были использованы карты первого тома М орского Атласа.

Рис. 2. Карта полусуточного прилива Ла-Манша и Хофдена (по Загеру). Показана линия расчетных 1 — котидали; 2 — линии равной величины прилива; 3 — расчетные точки.

.П осле этого уж е легко найти величины М и Д и нанести соответ­ ствующ ие точки на график (рис. 1).' П олученная в поле графика кривай довольно' наглядно характеризует свойства приливных колебаний вдоль осевой линии Ла-М анш а и Хофдена. Хорошо видны, например, участки преобладания поступательной (приближение кривой к центру) и стоячей (отход к периферии), составляющих. Снятые с' кривой зна­ чения п и 2 k x дают возможность с помощью выражения (3) вычис­ лить амплитуды встречных прогрессйвных волн А и пА в каждой точке, а с помощью выражений (7) — величины /га, s, р, A s и Ар.

Все эти величины приведены в табл. 1, а на рис. 3 распределение большинства из них вдоль оси пролива представлено графически. Кри­ ! k x,. А, Номер k 10’ 2 пА, S, % Р, % A s, см Ар, см п т точки град. см смсм ~ х <

–  –  –

вая величины 2 kx, показанная на рис. -За, сразу же позволяет найти места пучностей (2kx = r i ' 2 n, где п — целое число) и узлов (2kx = п п ) стоячей доли суммарного колебания. Э ти'м еста обозначены на рисунке буквами П и У, соответственно. С узлом, расположенным в северной части Хофдена, связана находящ аяся та-м амфидромическая система.

Второй узел леж ит южнее о-ва Уайт — на приливной карте здесь отме:

чается заметное, сгущение котидальных линий. Одна из пучностей н а­ ходится непосредственно к западу от П а-де-Кале, а вторая — посреди широкой западной части Л а-М анш а.

Рассмотрим распределение остальных вычисленных величин вдоль всего бассейна от Северного моря до Атлантики. В пределах Хофдена встречные прогрессивные волны невелики и почти равны по амплитуде, и суммарное колебание близко к стоячему — амплитуда последнего здесь всюду, кроме, зоны узла, значительно превосходит амплитуду поступательной составляющей (рис. 36). Д о л я стоячего колебания в Хофдене, начиная с точки 23, превышает 85%, достигая 100% перед последней расчетной точкой (рис. Зе), где амплитуды встречных прог­ рессивных волн равны. На самом выходе из Хофдена расчет дает пре­ обладание волны, идущей со стороны Северного моря. Во всей остальРис. 3. Распределение характеристик встречных волн, а также поступательной и стоячей составляющих, образующих фактическое колебание, вдоль оси Ла-М анша и Хофдена.

ной части Хофдена, как и в П а-де-К але и во всем Л а-М анш е, преобла­ дающей является прогрессивная волна, распространяю щ аяся со сто­ роны Атлантики. 1 ' В районе П а-де-К але происходит относительное увеличение доли поступательной составляющей (до 42%)*. Из рис. З а видно, что это обусловлено главным образом ростом амплитуды прогрессивной волны, идущей со стороны Атлантики..Однако, как по амплитуде, так и по вкладу в суммарное колебание, стоячая составляю щ ая остается преоб­ ладаю щ ей и здесь, хотя и не намного. # 62." -. ‘.

Сближение амплитуд встречных прогрессивных волн и соответст­ вующее возрастание стоячей доли (до 90% ) отмечается в восточной,

•более узкой части Л а-М анш а (точки /5 — 17), примерно посредине меж ду пучностью у П а-де-Кале и узлом у о-ва Уайт. Здесь же, между пучностью и местомг наибольшего возрастания стоячей доли, имеет место максим альная амплитуда стоячей составляющей, равная почти 280 см.

Д ал ее к западу амплйтуда стоячей составляющей резко падает и за ­ паднее точки 14 уже нигде не превосходит амплитуду поступательной составляющей. Однако вклад стоячей составляющей в суммарное ко­ лебание остается преобладающим вплоть до точки 9. В частности, в районе узла у о-ва Уайт он составляет около 60%.

Единственный район решительного преобладания поступательной составляющей — это западная широкая часть Ла-М анш а, причем осо­ бенно резко оно выражено от точки 3 до точки 6 (80—90 %). На рис. 3 а видно, что'это происходит почти исключительно за счет резкого падения на этом участке амплитуды волны, распространяющейся на запад.

В результате, д аж е в районе расположенной здесь пучности стоячей со-, ставляющей амплитуда стоячего колебания приблизительно в 4—5 раз меньше амплитуды поступательной составляющей. V Роль стоячей доли.вновь повышается у самого западного входа в ЛатМ анш, а перед входом в него со стороны Атлантики, в точке 1, эта доля' снова составляет больше половины от суммарного колебания, при­ чем аналогичное преобладание имеет место и в амплитудах. Рис. 3 а показывает, что это происходит за счет как цадения амплитуды волны, идущей на восток, и, так и роста встречной волны.

Описанные выше основные черты структуры продольных полусуточ­ ных приливных колебаний в Ла-М анше, П а-де-К але и Хофдене исклю­ чительно хорошо согласуются с результатами, полученными В. В. Тимоновым [2] с помощью метода орбит. Поскольку изложенный здесь способ не требует сведений о приливных течениях, распределение раз­ личных составляющих суммарного колебания в нашем случае удается рассчитать несколько более подробно. В то ж е время согласие между обоими результатами укрепляет уверенность в их правильности.

В этой работе не предполагалось рассм атривать сам процесс фор­ мирования полусуточных приливов в Л а-М анш е и Хофдене. Д л я этого района имеется целый ряд исследований такого1 характера, например [4] или [2], а такж е и другие. Можно только отметить, что все главные особенности полусуточных приливов здесь в конечном счете опреде­ ляются, безусловно, взаимодействием встречных приливных волн, проникающих сюда из Атлантики и Северного.моря, с учетом их много­ кратного частичного отражения при наличии гасящего эффекта трения.

При этом йекоторые из наблю даемых особенностей имеют вполне на­ дежное качественное объяснение, причины ж е других (например, рез­ кого падения в западной части Л а-М анш а амплитуды волны, распро­ страняющейся ч запад) менее очевидны. Поэтому для получения более на законченного представления о процессе формирования приливных явле­ ний, Л а-М анш а и Хофдена некоторые вопросы требуют, по-видимому, специального рассмотрения.

ЛИТЕРАТУРА

1. Ю. М. К р ы л о в. Орбиты водных частиц в прогрессивно-стоячей волне на при­ мере горла Белого моря. «Метеорология и гидрология», № 2, 1946.

2. В. В. Т и м о н о в. О кинематическом анализе приливов. Тр. ГОИН, вып. 37, 1959.

3,. G. S a g e r. Atlas der,Elemente des Tidenhubs und der Gezeitenstrome fur die Nordsee, den Kanal und die Irische See. Rostok, 1963. I

4. С. В o r g e n. Ueber die Gezeitenerscheinungen in dem Englischen Kanal und dem sudwestlichen Theil der Nordsee. Annalen der Hydrographie und maritimen Meteorologie, Hefte X — XI, Berlin, 1898. i s

ОБ ЭЛЕКТРИЧЕСКОЙ АНАЛОГОВОЙ МОДЕЛИ

ГЛУБИННОЙ ЦИРКУЛЯЦИИ

/ А. Б. М ензин Производя анализ данных океанографических наблюдений, можно получить самое общее йредставление о переносе глубинных вод (на­ пример, [1]). Однако эффект горизонтального перемешивания не позво­ ляет получить из этих данных такие элементы, установившейся циркуляции, как дограничные течения у западны х берегов и планетарные круговороты в открытых частях'океана [2]. Н;а помощь приходят гид­ равлические [3] и математические [4] модели, дающие1 несмотря на всю, их условность, интересные, хотя и гипотетические схемы глубинной цир­ куляции.

Имею щ аяся аналогия между уравнениями гидродинамической и электрической систем дает возможность для создания электрической аналоговой модели глубинной циркуляции.

Рассмотрим однородный океан постоянной глубины.

Л инеаризиро­ ванные уравнения движения в случае установившейся циркуляции при выполнении условия гидростатики можно представить в виде:

2(o/z (cos 6) v — — а а9-- - — гг, (1) 4 7 р (2) л где и и' v — средние по глубине составляющие скорости, положительные соответственно на юг и на восток; р— долгота; 9 — дополнение до ши­ роты; — смещение свободной поверхности жидкости; h — глубина,

К — коэффициент трения, о дно или о слой жидкости, принятый за не:

подвижный; со — угловая скорость вращения Земли; а — радиус Земли;

ось г направлена вверх.

Уравнение неразрывности записывается как

–  –  –

где V — потенциалы узловых точек модели; R — сопротивления;

/ — токи, подаваемые в узлы сетки. 1 Сравнивая уравнение (8) с уравнением,(10), а (9) — с (11), заме-, чаем, что в каждом случае сопротивление, R 4kq ; долж но быть пропор­ ционально разным величинам. Выйти из этого положения можно, либо

–  –  –

^ • ( 14) С- « = ~ Т 15

–  –  –

Невыполнение его приводит к тому, что в схеме появляются отри­ цательные сопротивления.

В качестве граничного условия используется условие непротекания жидкости через твердую стенку. Полезно такж е учесть гипотезу о на­ личии быстрого и узкого течения у западных берегов.

ЛИТЕРАТУРА :,

1. G. W u s t. Strom geschwindigkeiten’ und Strommengen in den Tiefen des Atlantischen Ozeans unter besonderer Berucksichtigung des Tiefen — und Bodenwassers, «Meteor» Exped. 1925—1927, Wiss. Ergebn., Bd. 6, T. 2, Lfg., Gruyter, Berlin, 1957.

2. Г. С т о м м е л, А. А р о ц с. Абиссальная циркуляция в Мировом океане. II. Идеа­ лизированная модель циркуляции в Мировом океане. «Проблемы океанической циркуляции». М., Изд. «Мир», 1965.

3. Г. '. С т о м м е л, А. А р о н с,- А. Ф э л л е р. Некоторые примеры стационарной океанической циркуляции в зайкнутых бассейнах. Сб. «Проблемы океанической циркуляции»: М., Изд. «Мир», 1965.

4. Г. С т о м м е л, А. А р о н е. Абиссальная циркуляция в Мировом океане. I. При­ меры стационарной циркуляции на сфере. Сб. «Проблемы океанической цирку­ ляции». М., Изд. «Мир», 1965.

.5. У. К а р п л ю с. Моделирующие устройства для решения задач теории поля. М., 1 ИЛ, 1962.

ФОРМИРОВАНИЕ ПРОЦЕССОВ В РЕАЛЬНЫХ

ОКЕАНАХ И МОРЯХ

ОЧАГИ ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ОКЕАНА И АТМОСФЕРЫ

–  –  –

Процессы взаимодействия океана и атмосферы имеют в разных районах океана весьма различную интенсивность. Поля компонент энерго- и влагообмена через поверхность океана почти всегда- обнарул живаю т, наряду со значительными инертными или малодеятельными пространствами, отдельные особо активные области. Они могут быть названы «очагами взаимодействия океййа и атмосферы». По-видимому, в* этих очагах происходит решающий обмен энергией между подвиж­ ными оболочками Земли и патому' изменения деятельности очагов должны быть показательными, а в некоторой мере и определяющими для крупномасштабных изменений состояния системы океаН — атмосфера,- Следовательно, очаги взаимодействия океана и атмосферы заслух^ивают внимательного изучения, в особенности в интересах разви­ тия 1 путей' долгосрочного предсказания процессов в атмосфере и в океане. -..

В первую очередь надо выявить расположение очагов и их функции, а в дальнейшем изучить изменчивость их положения и деятельности. Все это должно стать основой той «географии и климатологии взаимодей­ ствия океана и атмосферы», без которой немыслимо эффективное при­ кладное использование успехов физики мелко- и крупномасштабного взаимодействия атмо- и гидросферы [1]. В настоящей статье на примере Северной Атлантики освещается попытка наметить некоторые конкрет?

ные пути к поставленной цели.

Естественно, прежде всего возникает мысль о картографическом ^выражении суммарного воздействия одной среды на другую, точнее о картах итогов их взаимодействия, подведенных раздельно для атмо­ сферы и для океана.

В отношении атмосферы эта мысль возвращ ает нас к известным работам Д ж екобса [2], который уже сделал это, построив 1) карты тепла, отдаваемого океаном атмосфере, и- 2) карты используемого : атмосферой тепла океана. Первые из этих карт были им построены путем суммиро­ вания затрат тепла на. испарение с турбулентным теплообменом, а для построения вторых используемое атмосферой тепло океана принималось равным сумме турбулентного теплообмена и теплоты конденсации во­ дяного пара, рассчитанной по суммам Осадков.

* Основное содержание статьи доложено на II Международном океанографи­ ческом Конгрессе (Москва, 1956) на секционном заседании.

Рис. 1 и 2 воспроизводят подобные, две карты, построенные нами для Северной Атлантики тем ж е путем, но по более новым и, видимо, более детальным средним многолетним данным. Так, величины турбу­ лентного теплообмена и затрат тепла на испарение-снимались в 50 точ­ ках с соответствующих месячных карт Атласа теплового баланса зем­ ного ш ара [3], а суммы осадков — с месячных карт осадков, составлен­ ных J1. А, Ж уковым [4]. Карты строились для каж дого сезона и за год. Воспроизводятся -только годовые. Все расчеты и построение кар т выполнил студент Л ГМ И тов. Карауловский. й Рис. 1. Схематическая карта средних многолетних, годовых сумм тепла, отдаваемого 1 '. океаном атмосфере (ккал!см2 в год).

–  –  –

Н а карте используемого атмосферой тепла (рис. 2) локальные разлйчия его величин еще гораздо резче, чем на только что рассмотренной.

Очаг используемого тёпла, расположенный соответственно распределе­ нию осадков в приэкваториальной зоне, занимает ее всю, от одного м ате­ рика до другого. Главный максимум лежит у берегов Южной Америки — 217 ккал/см 2 в год. Эта величина превышает наинизшую (в зоне мини­ мума у Канарских островов—-21 ккал/см2 в год) в десять раз! Если за приэкваториальный очаг принять,, область,, ограниченную изолинией 100- ккал/см 2, то окажется, что здесь на одной четверти площади Север­ ной Атлантики атмосфера использует 4 0 % тепла, утилизируемого ею на всем пространстве Северной части Атлантического океана. Примечатель­ но, что и вне очагов в менее деятельных широтах значительные различия м еж ду западом и востоком сохраняются. У берега Северной Америки

-и в Девисовом проливе обнаруживаю тся д аж е небольшие очаги.

Некоторое представление о сезонных изменениях локальных разли­ чий процесса дает табл.'2. Количество используемого в очаге тепла боль­ ше всего весной, меньше всего осенью, когда оно уменьшается в 7 раз.

Отношение максимума к минимуму^ тож е очень сильно изменяется — осенью оно всего около 2,5, а весной более 20!

4 - Таблица 2 Крайние значения количества океанского тепла, используемого атмосферой (ккал/см2)

–  –  –

Естественно представило еще интерес сопоставление общей, суммы тепла, отдаваемого атмосфере- со всей акватории Северной Атлантики (см. рис. 1) с суммой тепла, используемой атмосферой в ее пределах (см. рис. 2). Последняя составила около 9 0 % первой.

Попытаемся теперь наметить пути картографического показа и ан а­ лиза того влияния, какое взаимодействие гидро-и атмосферы оказывает на океан.

Обратимся сначала к тепло-и влагообмену через поверхность океана.

Оба эти процесса изменяют плотность вод его верхнего слоя. Если услов­ но принять толщину этого слоя одинаковой по всей акватории океана и, вычислить годовые изменения платности вод этого слоя, то характеатмосферой теп л а,' поступающего из океана (ккал/см2 в год).

ристика влияния тепло-и влагообмена на этот процесс будет получена в чистом виде. Это и было сделано. Приняв условно деятельный слой океана стометровым, по месячным суммам- потерь тепла поверхностью океана вычислили для тех ж е использованных выше 50 точек изменения средней, температуры слоя за холодный сезон (сентябрь-февраль). Д а ­ лее, по годовой разности испарения и осадков определили изменение средней солености слоя, после чего рассчитали итоговое изменение сред­ него удельного объема его вод. Адвекция тепла и солей, естественно, во внимание не принималась, чтобы не затуш евывать картину влияния теп­ ло-и влагообмена через поверхность океана. Радиационный баланс в данном расчете учитывался. Все указанные вычисления были сделаны студентом Л ГМ И тов. Недогарко.

Полученная в итоге схематическая карта (рис. 3) очень любопытна.

Н а большей части акватории Северной Атлантики тепло-и влагообмен приводит к увеличению удельного объема вод поверхностного слоя и только в низких широтах — к уменьшению, у берегов Африки довольно значительному.

В прилегающей к Америке части океана ярко вырисовывается очаг весьма интенсивного уплотнения вод. Контуры очага (изолиния минус 1) близки к очертаниям очага отдачи тепла на рис. 1. В ядре очага увели­ чение плотности более чем в 4 раза превосходит среднюю для всей аква­ тории скалярную величину приращения плотности.

Причина пространственного преобладания уплотнения поверхност­ ных вод, равно как и формирования очага этого процесса на западе оке­ ана, понятна.

Большую роль играет в этом испарение и, в частности, тем что оно участвует в увеличении плотности поверхностных вод дважды:

удельного объема деятельного слоя океана Толщина слоя принята повсеместно, равной 100 м „ перемешивание полным.

через охлаждение и через осолонение (последнее, отметим кстати, следо­ вало бы вводить в расчет конвективного перемешивания).

Рассмотренное воздействие на океан процессов тепло-и влагообмена через его поверхность оказалось, таким образом, значительным и, что особенно важ но отметить, горизонтально неоднородным, с четко вы ра­ женным очагом. Но, как и в атмосфере, глайные, следствия тепло-и влагоо)мена через поверхность океана возникают не там, где влияние этого обмена максимально, а там, где океан способен глубоко реагировать на него. Проникновение конвективного перемешивания на большую глубину становится возможным лиш ь при оптимальном сочетании'достаточной отдачи тепла и осолонения вод с малой адвекцией тецла и с малой устой­ чивостью тропосферных вод океана. Такие оптимальные "условия слага­ ются лишь к югу и юго-востоку от южной оконечности Гренландии, где к ак известно, и расположены районы образования глубинных североат­ лантических вод. Опусканию вод здесь способствует и вертикальная циркуляция, что недавно показала Кузнецова [5].

:

Ясно, однако„что в создании здесь условий, благоприятных для глу­ бокого опускания вод, крупная роль все ж е принадлежит выявленному на рис. 3 очагу уплотнения вод. Его роль можно определить как «заготовку»/вод повышенной плотности, переносимых затем и з'оч ага СевероАтлантическим течением и течением Ирмингера в район, где они смогут дать потенциальную возможность формирования североатлантической

- по средним многолетним данным (по Л. К- Ж укову).

глубинной водНой массы, а реализуется эта возможность в море Ирмин­ гера и в Девисовом проливе, в 1—2 тысячах километров от очага.

Не останавливаясь на'других следствиях воздействия на океан влаfo -и теплобмена через его поверхность, затронем, хотя бы слегка, воп­ рос о картографическом выражении динамического воздействия атмос­ феры на океан. Этот процесс неоднократно картировался, например в форме поля тангенциального напряж ения ветра [6]. Не воспроизводя здесь этих известных карт, естественно тож е выявляющих зоны повышен­ ного и зоны слабого ветрового воздействия, мы приводим на рис. 4 схе­ матическую ‘ арту амплитуд годового хода средней скорости течения в к верхнем 200-метровом слое океана. Эта карта рассчитана J1. А. Ж уковым и извлечена из составленного им атласа изменений состояния системы океан-атмосфера в Северной Атлантике [43К арта показывает наибольшую разность ежемесячных средних мно­ голетних скоростей течений. Они представляю т сумму дрейфовой и плотностной.слагающей, но дрейфовая сильно преобладает. Н а карте ясно определяется обширная зона и очаги значительной межсезонной измен­ чивости скоростей течений. Их расположение, близкое к положению зоны наибольших скоростей течений, по-видимому, в общем правильно указы ­ вает районы наиболее сильного и эффективного воздействия, атмосферы на циркуляцию вод верхнего слоя океана, хотя полученная картина этого воздействия, возможно, несколько изменена явлением интенсификации течений у западного, берега океана.

Окиды вая теперь взором все приведенные здесь карты, нельзя не подчеркнуть общность черт некоторых из них (см. рис. 1 иЗ, а такж е 4 и 1, 4 и 2). По-видимому, это естественное следствие взаимосвязанно­ сти разных процессов взаимодействия океана и атмосферы^- равно как и влияния суши, на обе среды.

В заключение отметим,^ что все изложенное, конечно, только опыт.

Р азви вая его, наверное удастся найти и другие, возможно, и лучшие обобщающие характеристики взаимодействия океана и атмосферы. Вме­ сте с тем, как каж ется, уж е сейчас видна польза предлагаемого подхода, в частности, выгодность выделения очагов взаимодействия океана и ат­ мосферы-, Д ум ается, что их глубокое изучение даст не меньше, чем дало изучение центров действия атмосферы.

Все это особенно важно в связи с подготовкой к широким натурным, в том числе, глобальным экспериментам по изучению циркуляции атмос­ феры, а такж е к организации постоянной глобальной международной сети автономных наблюдений в Мировом океане. Видимо, если пункты таких наблюдений располагать густо в очагах взаимодействия океана и атмосферы незначительно реже на мадодеятельных пространствах океана, то можно будет достигнуть максимальной эффективности сети при минимальных затратах средств. Д аж е показанная выше значитель­ ная неоднородность полей средних многолетних характеристик воздей­ ствия друг на друга атмо- и гидросферы подтверждает это. А ведь поля реальные, относящиеся к отдельным месяцам или суткам, будут обла­ дать еще гораздо большей неоднородностью. М ежду тем.именно они бу­ дут в первую очередь нужны в качестве основы численных эксперимен­ тов и прогнозов, "как гидродинамических, так и физико-статистических.

Д ля последних, в. частности- может оказаться особенно важным вести точный, повседневный «бухгалтерский» учет энергии, передаваемой оке­ аном атмосфере или обратно. Ясно, что будет выгодно организовать т а ­ кой учет в первую очередь в очагах взаимодействия сред. Во многих слу­ чаях этого окажется даж е достаточно. Следует такж е думать, что эффективность физико-статистических прогнозов может быть повышена, если вместо индикаторов процессов в соответствующие связи будут вво­ диться непосредственные данные о количествах поступающей или отдан­ ной энергии.

' : Л И Т Е Р АТУ, РА

1. В. В. Т и м о н о в. О постановке исследований по проблеме океан-атмосфера, 'Те­ зисы докладов II Международному океанографическому конгрессу. Изд-во

-' «Наука*, 1966,

2. W. J а с о b s. The energy exchange between Sea and atmosphere and some of the consegruences. Bull. Scripps Inst, Oceanoq. Vol. 6, No 2, 1951.

3. Атлас теплового баланса земного шара, под ред. М. И. Будыко. Л., Гидрометео­ издат, 1963.

4. Атлас изменений состояния систеиы океан-атмосфера, вып. 2. Л., Гидрометеоиздат,.. 1967..-.

5. Л. Н. К у з н е ц о в а. О конвективном перемешивании и вертикальной циркуляции в субполярном районе Атлантического океана в период охлаждения. Тр. ЛГМИ, вып. 24, 1967. ;

6. Ж- М а л к у с. Крупномасштабное взаимодействие океана’.и атмосферы. Сборник статей «Море», Л., Гидрометеоиздат. 1965.

ОСНОВНЫЕ ПРИЧИНЫ ИЗМЕНЕНИЙ СЕЗОННЫХ ВЕЛИЧИН

ТУРБУЛЕНТНОГО ПОТОКА ТЕПЛА

И ЗАТРАТ ТЕПЛА НА ИСП АРЕНИ ЕМ СЕВЕРНОЙ АТЛАНТИКЕ

В. М. Радикевич Основные положения методики расчета турбулентных потоков тепла и влаги по внешним параметрам пограничного слоя атмосфёры были сформулированы в работах [1—4]. Главным достоинством указанной ме­ тодики является учет физической взаимосвязанности турбулентного ре­ жима и градиентов скорости ветра и температуры воздуха в погранич­ ном слое атмосферы,' а такж е возможность анализа влияния изменения внешних параметров (температуры и влажности воздуха в свободной атмосфере, скорости геострофического ветра и температуры поверхности моря) на изменение режима метеорологических элементов в погранич­ ном слое атмосферы и изменение турбулентных потоков тепла и влаги.

Целью данной работы является количественная оценка влияния измене­ ния от сезона к сезону указанных внешних параметров на формулирова­ ние сезонных величин турбулентного потока тепла и затрат тепла на испарение.

Расчет выполнен для средних многолетних условий в северной ча­ сти Атлантического океана (по 10 кораблям погоды). Подробное описа­ ние методики расчета и оценка некоторых возможных ошибок имеется [5J.

Если формулы для расчета турбулентного потока тепла, Р, и затрат тепла на испарение, LE:

Р = R X { N — С - 0,0 8 - Я ), H- (1)

–  –  –

Из табл. 3, в которой представлены результаты расчета для весны— лета, видно, что для перехода от зимних величин Р и Е Е к летний главную роль играет по-преж нему изменение температурь^ воздуха на верхней границе пограничного случая, однако заметно увеличилось значение, d T 0 и для южной части района, вклад изменений этих двух внешних параметров в формирование d P и d L E почти равен друг другу. О чень слабое влияние на изменение поверхностной температуры сохраняется только.на севере района. Д альнейш ее ослабление ско­ рости ветра (за исключением корабля К) оказывает слабое влияние 78 N на d P (не более 30%), тогда как на переход от. весенних к летним величинам L E это ослабление скорости ветра сказывается более си­ льно (d L E y достигает 80—100% от d L E на юго-западе района). И з­ менение L E за счет d r не превышает 7—8% от cbLE, исключением я в ­ ляется корабль К, где влияние других внешних факторов компенсирует, друг друга и d L E T достигает 30% от d L E, - Следует отметить и ещ е одну особенность при формировании летних величин Р и LE: изм ене­ ние потоков за счет d T 0 и d T 8b0 обычно' в 2—3 раза превыш ает общ ее изменение Р и LE, т. е. наблюдается заметная компенсация влияния d У'г, и d 7 ;5„.

Таблица 4 Корабли

–  –  –

Увеличение (по абсолютной величине) турбулентного теплообмена и затрат тепла на испарение от осени к зиме на 150—300% определя­ ется понижением температуры на верхней границе пограничногослоя. Исключением является южная и юго-восточная области района (корабли Е и К), где, во-первых, ‘происходит уменьш ение Р и LE, а, во-вторых, наблюдается почти полная компенсация влияния разных внешних параметров. Д л я большинства кораблей погоды влияние d T 0 составляет около 50% от соответствую щего влияния d T mo и направлено в сторону уменьш ения величин Р и LE. Сильная ком­ пенсация влияния d T о и d T 8б0 на d L E наблю дается на кораблях Д и Н.

Влияние усиления скорости ветра не превышает 20% от d P и 80% от dL E, а влияние dr не превыш ает 15% от dLE. Интересной осо­ бенностью при переходе от осенних величин L E к зимним является заметная роль изменения скорости ветра на корабле Д, это изменение почти на 80% формирует' dLE.

Таким, образом, рассм отренны е' результаты расчета показывают, что все межсезонные изменения турбулентного потока тепла и затрат тепла на испарение главным образом определяется изменением тем пе­ ратуры на верхней границе пограничного слоя атмосферы.• Влияние изменения поверхностной! температуры обычно не превыш ает 50% от влияния d T S50 и направлено в обратную сторону, однако для отдель­ ных рай он ов влияние этих двух внешних факторов почти.полностью компенсируют друг друга и при этом зам-етную роль начинает играты меж сезонное изменёние скорости ветра. Родь изменения относитель­ ной влажности на верхней границе пограничного слоя обычно очень мала (не превыш ает 15% от dLE).

Приближенность методики расчета Р и LE, связанная- с принятием ряда серьезных допущений [5], а такж е выбор температуры поверхности в качестве внешнего фактора, хотя она сама формируется под влия­ нием теплообмена атмосферы и океана, заставляет рассматривать полу­ ченные результаты только как первое приближение и исключает возмож­ ность более подробного анализа регионального распределения влияния разных внешних факторов. В настоящ ее время создана более совершен­ ная модель термодинамического взаимодействия океана и атмосферы [7], которая позволит более корректно оценить влияние различных внеш­ них параметров в создании* межсезонного изменения турбулентного теп* лообмена и затрат тепла на испарение, однако принципиальные особен­ ности, обнаруженные в этом первом приближении, по-видимому, должны сохраниться, ЛИТЕРАТУРА

1. Б. А. К а г а н, С. Г. Р е б е н о к. Предварительный расчет составляющих теплового Т баланса поверхности 'Норвежского моря. Тр. ЛГМИ, вып. 17, 1964.

2. Д. Л. Л а й х т м а н. Постановка задачи о стационарном с т р о е н и и 'пограничного слоя атмосферы. Тр. ГГО, вып. 94/ 1960.

3. Д. Л Л а й х т м а н. Физика пограничного слоя атмосферы. Л., Гидрометеоиздат, 1961. ' „

4. Д. Л. Л а й х т м а н, 3. М. У т и н а. Влияние макрометеорологических з'словии па строение пограничного слоя атмосферы. Тр. ГГО, вып. 107, 1961.

5. В. М. Р а д и к е в и ч. Опыт применения новой методики расчета составляющих теплового баланса к северной части Атлантического океана. Тр. ЛГМИ, вып. 20, ним. б. Атлас климатических данных северной части Атлантического океана. Изд. Управ- ^ ления начальника гидоографической службы ВМФ, 1959.,

7. Б. А. К а г а н, 3. М. У т и на. К теории термодинамического взаимодействия моря и атмосферы. «Океанология, вып. 2, 1963. ^

К ВОПРОСУ ОБ УСТОЙЧИВОСТИ АТМОСФЕРЫ

НАД СЕВЕРНОЙ АТЛАНТИКОЙ

' _ И. II. Карпова ' ' М етодика расчета полей ветра и тангенциального напряжения ветрг [1], рекомендованнная Государственным океанографическим институтом для!практического применения, позвс чяет учитывать только термическую стратификацию атмосферы. Устойчивость атмосферы определяется не только термическими, но и динамическими факторами. Поэтому пред­ ставляется интересным рассмотреть, насколько правомерным является учет только термической стратификации атмосферы.

-Термическая стратификация атмосферы, согласно [1], определяется разностью температур вода — воздух (Д). Устойчивость. атмосферЁ1 в целом характеризуется, числом Ричардсона либо отношением rt = ~ — скорость ветра в м/сек на уровне судовых наблюдений). В работе Соркиной и Грачевой [2] привёдена зависимость Af от е — параметра,' характеризую щ его устойчивость атмосферы приземного слоя в обоб­ щенном степенном законе Лайхтмйна. Существование такой зависимости позволило автору методики [1] предложить для' учета устойчивости атмосферы в качестве первого приближения учет только термической устойчивости атмосферы. Однако насколько тесной является эта связь, количественно определено не было. Материалы наблюдений v.a кораблях погоды в Северной Атлантике [3] позволили получить некоторые количественные, характеристики связи термической стратификации атмосферы и. отнош ения гг. ' '

Хорошо известно, что над Северной- Атлантикой обе величины:

разность температур вода — воздух и скорость ветра имеют четкий го ­ довой х о д 'с максимумом в зимнее время и минимумом в летнее. Можно было бы думать, что, поскольку годовой ход A t и v подобен, вели­ чина г,- должна оставаться примерно постоянной в течение года. Иначе говоря, хотя терм ическая стратификация атмосферы и имеет место, но в результате динамических факторов изменения устойчивости атмос­ феры в целом настолько невелики’ дто их можно не учитывать при различных практических расчетах, особенно по осредненным за доста­ точно больш ой пром еж уток времени данным. - v На основе материалов наблюдений на 9 кораблях погоды [3], осредненных за 10 лет ( с 1951 по 1960 г.), проведен расчет отношения гi для каж дого месяца и рассмотрено изменение в течение года средних величин v и гг в различных точках Северной Атлантики, Действительно, изменения скорости ветра и разности температур вода— 6 Зак. 2329.

воздух имеют четко выраженный годовой ход. Подобный внутригодо­ вой ход имеет и величина г;. Поскольку для всех кораблей погоды получен примерно одинаковый характер изменения в течение года величин At, v и г;, здесь приведен график только д ля одного корабля погоды С (рис. 1).

На кораблях цогоды В, С и Е в летнее время разность Дt имеет отрицательный знак, т. е. имеет место устойчивая стратификация ат­ мосферы с минимальной величиной = — 0,011, (корабль погоды С, июль). Д л я остальных кораблей погоды по, средним десятилетним даннум в течение всего года характерна неустойчивая или безразличРис. 4. Годовой ход скорости ветра (у, м/сек), разности температур вода^ воздух (Д/°) и отношения г (град. сек2/м2) для корабля погоды С.

–  –  –

Н аибольш ая средняя величина rt получена для корабля погоды"М со сравнительно небольшой амплитудой (0, 013 град сек2/м 2). Иными словами, из рассмотренных 9 кораблей погодй наибольшая неустойчи­ вость атмосферы имеет место в районе корабля погоды М, где р а з­ ность среднемесячных температур, в о д а — воздух не превыш ает 3 —4°.

В то ж е время среднемесячная величина A t д ля Гренландского моря западнее о-ва. Ш пицберген достигает в ф еврале 15° [4], что м ож ет значительно увеличить отношение гг. Кроме того, все эти данные от­ носятся к осредненным за большой промеж уток времени условиям..

В конкретных случаях отношения г;, характеризую щ ие степень устой­ чивости атмосферы, могут значительно превышать средние значения, оказывая соответствую щ ее влияние на турбулентный теплообмен, влагообмен-и обмен количеством движения в-приводном слое атмосфе­ ры и верхних слоях океана.

Д лй характеристики связи A t и г; были определены коэффициенты корреляции м еж ду этими величинами: (гд tiT). Значения коэффициентов корреляций и 'уровн ей значимости [5] т а к ж е приведены в таблице. За исключением результатов для кораблей погоды Е и М, получены' вы ­ сокие коэффициенты корреляции при уровне значимости ОД %. Д л я всех кораблей погоды найдены уравнения регрессии^ Учитывая значе­ ние начальной абсциссы (т. е. при Д — —, 1° rt 0 или г г ^0) и угол наклона линии регрессии к оси абсцисс, представилось возможным At° Рис. 2. График связи разности, температур вода—воздух (At) и-отношения г для кораблей погоды В, С, Е, К' (а) и А, Д, I, J, М (б).

объединить все уравнения регрессии в две группы. В первую вошли уравнения регрессии для кораблей В, С; Е и К, у которых при А^ — — — 1°, г ( ^ 0 и тангенс угла наклона линии регрессии составляет 1 0 0 — 150. Вторую группу составили остальные пять кораблей погоды, линия регрессии которых отсекает от оси абсцисс ?начение rt 0 при A t = — 1°, а значения тангенса угла наклона прямой лежат в пределах 190—270. Д л я каждой из этих групп в свою очередь был найден общий коэффициент корреляции м еж ду и r-t и уравнение регрессии. Д ля пер­ вой группы (корабли погоды В, С, Е й К) получено: г ==0,88 при уровне значимости 0,1 %. Д ля второй группы (корабли погоды А, Д, /, J, М): = 0.8 1 при уровне значимости 0,1 %.Уравнения регрессии имеют вид соответственно:

I п = 0,0072Д + 0,0016 при 5 = 0,0042, " II г, = 0,0052Д*+ 0,0063.при' S = 0,0037 S — средняя квадратичная погрешность уравнения регрессии.

Линии регрессии, согласно этим уравнениям, представлены на рис..2.' Таким образом, по средним за/десятилетие данным.получена ли­ нейная зависимость меж ду разностью температур в о д а — воздух и отношением гг. Достаточно большие коэффициенты корреляции меж ду.этими величинами позволяют придти к-вы воду, что At, определяю щ ая тер­ мическую стратификацию атмосферы,, достаточно хорошо характеризует 6* (. 83 устойчивость атмосферы в целом. Следовательно, использование в качестве показателя устойчивости состояния атмосферы 'разности тем­ ператур вода — воздух, предлож енное Соркиной [1], должно давать вполне приемлемые результаты для практических расчетов.

ЛИТЕРАТУРА

–  –  –

Вертикальный обмен теплом и солями в верхнем слое океана скла­ дывается из постоянной части, которая определяется среднегодовыми вертикальными градиентами температуры (солености) ; и сезонной части, которая склады вается из нагревания (охлаждения) и осолонения (опрес­ нения) верхнего слоя воды-на протяжении года.

С глубиной вклад этих двух составляющих меняется. Сезонная составляю щ ая быстро уменьшается, а постоянная сохраняет свое значение^до больших глубин, что видно из результатов предыдущих исследо­ ваний [1, 2] й анализа изменения с Глубиной вертикальных градиентов температуры и солености. '. В указанных работах сезонная составляющ ая вертикальных потоков ж тепла определялась как изменение теплосодержания некоторого 'слоя воды за месяц. Исходными материалами для вычисления теплосодер­ ж ания самого теплого и самого холодного периодов послужили данные о среднемесячном многолетнем вертикальном распределении темпера­ туры в Северной Атлантике, заимствованные из [3].

Получить аналогично вертикальным потокам тепла [1, 2] сезонные.

составляющие вертикальных потоков солей не представилось возможным и причиной этого явилось не только еще более ограниченное количество наблюдений над соленостью в Северной Атлантике, но и то, что изме­ нения в годовом ходе солености настолько незначительны, что находятся в пределах точности принятого метода осреднения наблюдений по пло­ щади 10-градусного квадрата (разности солености зим а—лето в слое О 200 м достигают не более 0,3—О,4%0)- Выявленные изменения поля —1 солености либо не периодичны, либо имеют несколько периодов в году.

Изменения эти имеют в беновном адвективный характер.

Получить сезонные составляющие вертикальных потоков солей, :

по-видимому, можно было бы путем вычисления их по вертикальному N градиенту солености и коэффициенту вертикального турбулентного обмена, полученному из других источников (натурных наблюдений над температурой или из сов-местного решения уравнений температуропро­ водности и диффузии солей).

В,. настоящей статье сделана - попытка оценить постоянную составляющую вертикальных потоков тепла и солей через 200-метровый горизонт с помощью уравнения теплопроводности и диффузии солей при некоторых среднкх распределениях температуры, солености и пере­ носа воды.

Обмен солями через горизонт 200 м При анализе Ноля солености в северной ч&сти Атлантического океана хорошо выражен устойчивый максимум солености в центральной части его, который почти не меняется во времени. Расположен этот максимум в районе наиболее интенсивного испарения с поверхности океана и в то ж е время в районе, характеризующ емся •уравнительно неподвижными водами. В связи с этой особенностью данный район удобен для иссле­ дования вертикальных потоков солей, так как солеобмен может осущест­ вляться в таких районах только с нижележащими слоями. В других районах Северной Атлантики горизонтальный турбулентный солеобмен имеет более существенное значение и задача в связи с этим услож­ няется., В работе [4] показано, что основную роль в осолонении и опреснении верхнего слоя океана; играет вертикальное движение, возникающее в результате несбалансированных испарения и осадков. Там ж е пред­ ложено уравнение' диффузии солей, вывод которого основывается по соображениям, приводимым в 'сокращ енном виде ниже.

В результате интенсивного испарения верхний слой воды осолоняется и при достижении ^определенной степени насыщения начинается процесс диффузии солей вниз. Наличие устройства-максимума солености в сравнительно безадвективном районе свидетельствует о равновесном состоянии процесса поступления соленой воды снизу, компенсирующей испарение воды с поверхности и диффузии солей в обратном направ;

лении. ' у При осуществлении теоретического расчета постоянной состав­ ляющей вертикального потока солей было использовано уравнение диффузии солей для стационарного процесса.' —dS, dS, I. d S dS \ / d2S, d2S \\, d*S &S

- „ d^S. d*S /14 u d x- + v d y ' ^ W dz ty2 ) + fa2 ’ ()

–  –  –

В правой части выражения (5) вертикальный турбулентный обмен солями через горизонт 200 м представлен как остаточный член уравне­ ния, куда входит' адвективная часть изменения солености, изменение солености за счёт испарения и осадков и изменение солености за счет горизонтального турбулентного обмена.

Расчет вертикального обмена солями через горизонт 200 ж осущест­ вляется по квадратной сетке с шагом h = 500 км, разбитой на карте равноугольной конической проекции. Ось ОХ направлена на северо-во­ сток, ось О У — на северо-запад, сетка состоит из 41 граничной и 101 внутренней точек. ~ Д л я определения компонентов левой части выражения (5) гори­ зонтальные составляющие скорости течения и н v для января, авгус­ та и среднегодовы е взяты из [5], горизонтальные градиенты соленоdS д$ ' сти и оператор Лапласа вычислены методом конечных раз­ ностей по осреДненному по вертикали для 200-метрового слоя полю солености. П оле солености составлено для августа м есяца, как наи­ более обеспеченного наблюдениями. Пресный баланс (И — О) в к а ж ­ дой точке определялся по м атериалам.ГГО, дополненным данными кораблей погоды. И —среднегодовое взято с карты 54 [6], О —средне­ годовое определено путем перевода тепла, выделяемого в' результате конденсации водяного пара в -к к а л /с м 2 год (карта 68 [6]) в количес­ тво осадков в см/сек и дополнено наблюдениями кораблей погоды и береговы х пунктов [7].

Коэффициент горизонтального турбулентного обмена (коэффициент боковой турбулентной вязкости) принят равным 106 см2/сек [8]. Соле­ ность на 200-метровом горизонте принята равной среднегодовой соле­ ности.

Расчет вертикального солеобмена производился по среднегодовым составляющим скоростей течения, взятым по 12 месяцам и отдельно по холодному (январь) и теплому (июль) сезонам. Конечные результаты сезонных определений осреднялись для сравнения 'с результатами вы­ числений по среднегодовым данным. Сопоставление результатов пока­ зало, что вычисления по среднегодовым данным при равных абсолютных значениях вертикального'солеобмена дают более сглаженную.картину потоков солей через горизонт 200 м для Северной Атлантики.

Д л я определения коэффициентов вертикального обмена солей через горизонт 200 м были использованы результаты вычисленных значений вертикальных' потоков солей и распределение вертикальных градиентов солености на этом же горизонте.

Схема распределения вертикальных градиентов солености состав­ лялась на основании графически Представленных вертикальных распре­ делений солености по осредненнььм данным для 10-градусных квадратов [3]. По этим гр'афикам определялось среднее значение вертикального градиента солености па горизонте 200 м и результат относился к центру

Рис. 1.

квадрата. Затем проводились изолинии определенных значений верти­ кального градиента солености и снимались значения градиентов соле­ ности для всех точек принятой для расчетов сетки.

Значения коэффициентов вертикального турбулентного соле­ обмена для каждой точки сетки получались как частное от деления значений вертикального потока солей на вертикальный градиент солености. ;

Результаты вычисленных вертикальных потоков солей (по средне­ годовым данны м), вертикальных градиентов солености и коэффици­ ентов вертикального турбулентного солеобмена через горизонт 200 м приведены на рис. 1—3.

Рис. 2.

Рис. 3.

X Теплообмен через горизонт 200 м

–  –  –

ния (10), более изменчивы во времени и в пространстве и, кроме того, в (10) входят, дополнительные-компоненты теплоормена (турбулентный теплообмен с атмосферой через поверхность океана и теплообмен в результате процессов испарения и конденсации).

Выводы : Анализ полученных результатов теоретического расчета вертикаль­ ных потоков тёпла и солей через горизонт 200 ж при некоторых средних по вертикали полях температуры, солености и переноса водных масс и сопоставление их с полями вертикальных градиентов температуры и / солености показывают, что в общих чертах существует соответствие между -вертикальными градиентами и вертикальным турбулентным сбменом. Это соответствие хорошо проявляется в районах, где абсолю т­ ные значения вертикальных градиентов и вертикального турбулентного обмена достаточно велики. Д л я районов, где абсолютные величины их незначительны, такого соответствия не наблюдается.

Это обстоятельство наводит на мысль, что в районах, где верти­ кальные градиенты температуры и солености малы, большее значение приобретает адвекция тепла и солей, а так как принятые в расчетах средние по вертикали поля температуры, солености и переноса следует считать очень и очень приближенными, то естественно, что в случаях, когда роль вертикального турбулентного обмена уменьшается, то уменьшается или исчезает соответствие между полями градиентов и вертикальных потоков.

Дальнейш им шагом улучшения теоретического расчета вертикаль­ ных потоков тепла и солей, по-видимому, должно явиться использова­ ние в расчетах, более близких к действительным, полей температуры, солености и переноса водных м асс,'расчет и получение которых, в свою очередь, зависят от степени достоверности используемых в расчетах вертикальных потоков тепла и солей, коэффициентов вертикального турбулентного обмена и других производных от них характеристик. I.

'. - ЛИТЕРАТУРА

–  –  –

Своеобразие географического положения Охотского моря, вытяну­ того по меридиану на две'"тысячи километров, сказывается прежде все­ го в несовпадении гидрологических сезонов в разных его частях. Так, если наиболее теплым месяцем в северной части можно считать август, то для центральной наиболее теплым оказывается сентябрь, а для ю ж ­ ной части моря и прилегающих к Курильской гряде вод Тихого, океан,а — октябрь. Благодаря тому, что августовские наблюдения 1949 г., 91 •.

за исключением 10 станций, относятся именно к северной части, сентябрьские — к центральной, а октябрьские— к южной, представилось возможным для создания «летней» картины моря соединить весь этот, несколько растянутый по времени, материал в одно целое. В первом приближении он : правильно характеризует состояние моря к концу теплого сезона.

Д л я всех станций были построены графики распределения темпе­ ратуры, солености и плотности по глубине. С этих графиков затем сни­ мались глубины залегания температуры +,1°, 0°, — 1°, температурного минимума, 'ветрового перемешивания, изопикнических поверхно­ стей 25,00, 26,00, 27,00, а такж е значения максимальных температур придонного слоя., /,.

Картирование всех- указанных величин н ар яд у с построением Обычных карт распределения элементов по горизонтам дало весьма наглядную и яркую картину строения деятельного слоя* моря в летнее время...S* 4 Д л я других сезонов подобных целостных съемок, покрывающих все море, нет. М ежду теа?; освещение сезонных изменений гидрологических явлений и процессов на всей акватории моря весьма необхо­ димо. П оэтоку было решено осеннюю и зимнюю картины распределе­ ния температур и солености в деятельном слое моря получить расчет­ ным путем. Д л я этого был использован метод расчета конвективного перемешивания, предложенный и введенный в океанологическую прак­ тику Н. Н. З'убовым [1, 2]. Следует заметить, что в связи с недостаточ­ ной изученностью постоянных течений' пришлось воздержаться от выполнения этого расчета в.океанографических координатах й произ­ вести его в географических координатах, Вследствие этого окончатель­ ные результаты расчета несколько искажены, однако не настолько, чтобы затуш евать основную картину.

Д л я применения метода расчета конвекции небходимо знать вели­ чины тепла,, теряемые морем в период охлаждения (осенью и зимой).

Но тепловой баланс Охотского моря, известен пока лишь в самых общих чертах {3, 4].

Основными элементами теплового баланса Охотского моря яв­ ляю тся:.радиационный баланс поверхности моря, потеря тепла морем за счет испарения, тепловой эффект коивективйо-турбулентного тепло­ обмена моря с атмосферой, приток тепла к поверхности моря за счет конденсации водяных паров, тепловой эффект ледообразования и ледотаяния, тепловой эффект теплообмена через пролив Л аперуза и через проливы Курильской гряды. И з всех этих составляющих теплового ба­ ланса, Охотского моря наиболее изученными не только для моря в целом, но и для Отдельных его районов являю тся только первые три. Д л я опре­ деления ж е величин потерь тепла морем осенью и зимой необходимо знать тепловой эффект ледообразования. В настоящее время этот эфф ект оценен лишь весьма приближенно и только для моря в целом [3].

Д л я отдельных районов Охотского м ор я этот эффект при современном знании его ледового режима не может быть определен с той же точ­ ностью, с какой определяются другие составляющие теплового баланса;

он может быть определен лишь,в очень грубом приближении.

Учитывая ориентировочный характер всего расчета, данные о по-/ тере тепла поверхностью моря для периода охлаждения до появления л ьд а были сняты с известных карт Филипса [4]. Д ля' ледового периода были такж е использованы величины, характеризующие рост толщины льд а в разных частях моря от месяца к месяцу. Этот рост был рас­ считан приблизительно по совокупности всех, имевшихся береговых и судовых наблюдений [5 — Sj. Так. по таблице средних чисел градусодней мрроза для различных береговых п у н к т о в были определены с по­ мощью известной формулы Н. Н. Зубова максимальные толщины льда, образующегося в различных районах моря спокойным нарастанием [1].

Использовались такж е и все имеющиеся данные других авторов, полу­ ченные расчетным путем. Сопоставление всех наблюдений и вычисленных толщин льда поз­ волило составить представление о средних величинах толщины льда в разные месяцы в различных районах моря.

Дополнительно были произведены еще некоторые сопоставления, которые позволили отнестись с большей уверенностью как к величи­ нам теплоотдачи по Филипсу, так и к картине распределения толщи льда. Так, было определено теплосодержание 100- и 200-метровой толщи воды в тех местах, где имелись наблюдения как летом, так и

-зимой- Разность величин теплосодержания в летние и зимние месяцы уже позволяла в какой-то степени судить о количествах тепла, теряе­ мых морем в результате, охлаждения. Последние затем сравнивались с величинами Филипса и теми количествами^ тепла, которые давали расчёты конвекции, если входить в них'с определенной ранее для райо­ нов данных станций толщиной льда. Такое сравнение в общем дало удовлетворительные результаты, показав правильность порядка выб­ ранных средних величин. ' Имевшаяся в нашем распоряжении зимняя гидрологическая,, стан­ ция ледореза «Ф. Литке» позволила непосредственно судить о ‘глубине проникновения вертикальной зимней циркудяции в районе станции. П о - ' этой глубине, используя расчет конвекции, можно было определить как количеству выделяемого морем тепла за зиму, так и общую вели­ чину льда. Аналогично этому по станциям летней съемки глубина зал е­ гания нижней границы холодного промежуточного слоя подвергалась сравнению о глубиной конвекции, рассчитанной по'средним Толщи­ нам льда..

Все произведенные таким образом сопоставления и сравнения убедили нас в правдоподобности полученных средних толщин льда, а такж е величин потерь тепла, полученных с помощью карт Филипса.

В результате расчета конвекции для каждой станции съемок «Ви­ тязя» и «Исследователя» были определены, на конец каждого месяца толщина слоя конвекции, его температура и соленость. Такж е были найдены критическая глубина конвекции, показатель замерзания,: глу­ бина/ слоя, имеющего ^температуру OV-И даты наступления темпера­ туры 0° и начала замерзания.

По этим данным были построены расчетные карты толщины кон­ вективного однородного слоя на первые числа ноября, декабря, ян­ варя, февраля, марта и апреля. Вместе с построенными по наблюдениям картами летнего,сез-она эти карты позволили получить,представление об изменениях структуры деятельного слоя, что и составляло, главную цель работы.

' Общее количество станций, обработанных методом расчета кон­ векции, составляет 111, из них:. 92 «Витязя», 14 «Исследователя» и 5 «Топорка». Августовских станций обработано 51, (40 из них относятся к северной и северно-западной части м оря), сентябрьских 40 (для цен­ тральной части), и октябрьских 20 (для района Курильских островов).

Все данные, полученные расчетом, были положены на 11 карт.

Поскольку в общих чертах для летнего времени структура дея­ тельного слоя Охотского моря была установлена раньше [9— 12, 14— 19], ’ задача настоящего исследования заклю чалась в дополнении и уточнении имеющихся представлений сезонной ' и эпизодической изменчивости структуры деятельного слоя моря.

Структура деятельного слоя Охотского моря в летнее время Холодный''промежуточный слой. Наличие холодного промежуточ­ ного слоя с отрицательными температурами * i в Охотском море язляется главнейшей особенностью гидрологического режима ;деятелького слоя моря. В большинстве районов, где он имеет место, сезонными изменениями фактически охватываются лишь сравнительно тонкие слои, прилегающие к нему сверху и снизу; первые за счет инсодяции и. ветрового перемешивания в период весенне-летнего прогрева! вторые за счет'адвекции тепла водами океанического происхождения.

Н аглядное представление о распространении холодного.промежу­ точного слоя в 'Охотском море даю т карты глубин залегания изотерми­ ческих поверхностей 0 и — 1° (рис. 1:—4). Карты выявляют следующие характерные особенности летней картины залегания и распространения холодных вод.,.1. Холодные воды летом широко распространены по всей площади Охотского моря.

2. Они состоят из двух обособленных друг от друга частей, из ко­ торых больш ая и основная располагается в самом море, а меньшая в Ценжинском заливе. Это обособление (по линии м. А левина— м. Ут- колОкский) происходит у входа в Пенжинский залив за- счет интен­ сивного перемешивания, обусловленного постоянно существующей здесь-вихревой областью,-и, главным образом, сильными приливными явлениями, которые захваты ваю т доходящие сюда трансформирован­ ные теплые океанические воды и распространяют их тепло по всей тол­ ще воды. *. '

3. О хватывая почти.всю площадь моря, холодные воды имеют раз­ ное залегание: В глубокой части моря они представляют собой собст­ венно промежуточный холодный слой,. сформированный зимней конвек­ цией. Во всей мелководной северной части бассейна моря и у береговых склонов С ахалина холодный слой л е ж и т 'н а грунте, потому что; кон­ векция достигает дна. В Пенжинском заливе сильно развито ^полза­ ние холодных вод, 'благодаря чему их нижняя граница располагается ниже глубины конвекции. Заполняя котловину залива, холодные воды становятся в нем типичным донным слоем..

4. Удивительной местной особенностью холодного промежуточного ' слоя в районе о-ва Ионы, далеко отстоящем от непосредственных ис­ точников океанического тепла, является отсутствие отрицательных тем­ ператур. Причина заключается в том влиянии, которое оказывают на реж и м 1этого района теплые глубинные воды тихоокеанского происхож­ дения, проникающие сюда глубоким желобом, соединяющим район о-ва. Ионы с большими глубинами южной котловины. 1 Энергичный вынос амурских вод и участие вод северо-западной части моря в общей возбуждаемой ветрами и стоком циркуляции по­ верхностных слоев моря вызывают компенсационное подсасывание теп­ лых глубинных вод в район о-ва Ионы, которое усиливается восхожде­ нием глубинных вод по склонам глубоководного желоба. Движение водных масс вокруг этого острова сопровождается перемешиванием.

Совместное действие всех этих факторов, в первую очередь подъема глубинных теплых вод, приводит к уничтожению холодного промежу­ точного слоя и пробиванию в нем своеобразного «окна». 7 1,

5. В западной части моря холодный промежуточный слой, увле­ каемый общей циркуляцией вод, движется на юг, опускаясь почти до 45°. * Под холодным промежуточным слоем в работе понимается слой, ограниченный изотермической поверхностью 0°.

7 Зак. 2329.

Рис. 1. Карта глубин залегания верхней поверхности холодного промежуточного ' слоя (в условных пределах изотермы 0°) летом 1949 г.

/ — зоны, с температурой воды выше 0°; 2 — линия пересечения с дном верхней поверхности t = 0°;

3 — линия пересечения с дном нижней поверхности.

–  –  –

с. ш. Дугообразный изгиб его границы в этом месте обусловливается влиянием теплы х'вод Японского моря, проникающих в море через про-, лив Л аперуза.,

6. Глубины залегания верхней поверхности.холодного промежуточ-ного слоя обусловлены главным образом ветровым перемешиванием t и довольно однообразны почти повсеместно, в северо-западной часта, моря они' колеблются от 20 до 35 м, в районе Сахалина — от 30 до 35 м, в северо-восточной части не превышают 40 л. Резкое ж е увеличение глу­ бины залегания холодного слоя происходит там, где больше всего.ска­ зывается влияние подтока теплых вод снизу. Прежде всего это отно­ сится к району «окна» у о-ва Ионы, где верхняя поверхность холодного' промежуточного слоя опускается до 100 а такж е и к южной части м, моря, где она располагается на глубине 50—60 м, в местах же наиболь­ шего влияния океанических потоков— до 70—80 м.

Снижение холодного промежуточного слоя наблю дается такж е 'У входа в Пенжинский залив и особенно к югу от м. Алевйна, главным образом за счет интенсивных процессов перемешивания. В Пенжинском заливе холодный слой расположен очень своеобразно. В проливе, соеди­ няющем залив с морем, а такж е в центральной части залива он покры­ вает дно, начиная с глубин 150— 180 ж. Верхняя поверхность слоя круто поднимается по направлению к Гижигинской губе, и в самой губе-он залегает уже на глубинах 30—35 м. Поскольку вертикальная зимняя циркуляция в наиболее глубокой части Пенжинского залива не прони-.

кает глубже 170— 190 м, наличие холодного подстилающего слоя в ней является результатом сползания холодных масс воды со склонов дна залива..

7. Глубины залегания ни-жн-ей поверхности холодного промежуточ­ ного слоя''имеют важные особенности. П режде всего бросаются в глаза своеобразнее сводчатые коридоры, прорытые в нижней части этого слоя теплой океанической водой. Главные из si их коридоров направлены йа северо-запад и север от пролива Крузенштерна и Четвертого Куриль­ ского пролива, а такж е кз северо-запад от пролива Буссоль.

Этими Сводчатыми ' коридорами единый массив промежуточного • слоя разбивается на отдельные части:' с глубинами до 180— 190 м — вдоль ’берегов' Сахалина, 160— 170.и - к востоку от Сахалина^ 150— 170 ж — в северной и отчасти центральной частях, 150— 160 ж -— у побережья Камчатки, к западу от устья р. Колпакова. Наиболь­ ш ая глубина, до которой 'опускается нижняя поверхность промежуточ­ ного слоя, составляет.180— 190 ж, она встречается лишь в запад­ ной половине средней части моря, что стоит в связи с уменьше­ нием вертикального градиента плотности вод в районах,; где тая­ ние льдов играет меньшую роль. Высота коридоров, прорываемых теплой водой, достигает 40—5 0 -ж, а ширина — в наиболее узких частях 30—50 миль. Наиболее мощными являю тся коридоры против пролива, Крузенштерна и Четвертого Курильского пролива: они образуются в основном за счет потоков, проникающих в Охотское море через про­ лив Крузенштерна. Действие их настолько сильно, что «растапливание»

холодного промежуточного слоя снизу происходит на обширном про­ странстве его юго-восточной части. Только на расстоянии 100— 120 миль от юго-восточной его границы несколько слабеет тепловое воздействие океанских вод, направляющ ихся отсюда далее двумя разными путя­ ми (на север и северо-запад). У коридора, идущего от пролива Буссоль по направлению к северу, постепенно понижается расположение его «свода». Если на широте м. Терпения его верхняя точка находится на глубине 90— 100 м, то восточнее района залив Чайво—залив Пильтун она опускается до глубин 140— 150 м; к северу от этого места глубины вновь начинают ум еньш аться, "образуя такж е своего рода коридор с направлением в сторону области отсутствия отрицательных темпера­ тур в районе о-ва Ионы. Причиной этого является влияние, которое ока­ зывают теплые глубинные воды на холодный промежуточный слой в этом месте после завершения циркуляции вокруг о-ва Ионы.

Отепляющее действиё перемешанных около о-ва Ионы теплых Глу­ бинных вод, при их движении на юг подтверж дается такж е и прежними наблюдениями. '

8. Толщина слоя отрицательных температур в различных частях моря весьма неодинакова. В юго-восточной части она колеблется от нескольких метров до 50—70 м, а в середине моря — увеличивается до 90— 120 м.' Особенно большой мощности промежуточный слой достигает в западной и в северо-западной части моря — до 150— 180 м.

9. Кроме, указанных здесь особенностей холодного промежуточ­ ного слоя в летнее время (частично известных и ранее), удалось уста­ новить положение его южной границы. Она располагается в 100— 180 милях к. северо-заНаду от Курильских островов и тянется извилистой линией, приблизительно параллельно гряде. Наибольший отход этого слоя от Курильских островов имеет место на северо-западе от пролива Буссоль и от Первого и Четвертого Курильских проливов.

Очень характерно, далее, расположение границы промежуточного слоя вдоль берегов Камчатки, где благодаря теплому течению он как бы отрывается ют, дна, и нижняя его поверхность такж е располагается в толще воды. Холодный слой со стороны Камчатки имеет вид почти вертикальной.стены, простирающейся от 60 до 100— 120 м.



Pages:   || 2 | 3 |
Похожие работы:

«Цветная уличная 3G/LTE камера SAPSAN® IP-CAM 1304 Инструкция пользователя Версия инструкции: 1.2.1 Дата выпуска инструкции: 23.12.2013 Цветная уличная 3G/LTE камера Sapsan IP-CAM 1304 www.SapsanGSM.com 1. Краткое описание IP-камера Sapsan IP-Cam 1304 позволяет организовать обширную систему вид...»

«Труды МАИ. Выпуск №84 www.mai.ru/science/trudy/ УДК 623.746.-519 Алгоритмы автоматического управления боковым движением ударного беспилотного летательного аппарата самолетного типа на воздушном участке...»

«INTERNATIONAL MEETING Nuclear Power in Eastern Europe: Safety, European Integration, Free Electricity Market June 18-20, 2001 Varna, Bulgaria Анализ режимов аварийного расхолаживания реактора ВВЭР-440 с использованием процедуры feed...»

«ценка ффективности деятельности российских медиахолдингов на примере "СТС Медиа". Фатеева, магистрант, 6 курс ФЭиМ онятие медиахолдинга подразумевает крупные информационно-издательские обединения и телекоммуникационные корпорации. о своей структуре медиахолдинг представляет собой организов...»

«_ _ Северо-Западный благотворительный фонд помощи детям, оставшимся без попечения родителей Дети ждут местонахождение: Россия, 191123, Санкт-Петербург, Шпалерная, 34, пом. 23-Н фактическое местонахождение: Россия, 191123, Санкт-Петербург, Шпалерная, 34, пом. 23-Н ИНН 78...»

«ПУТЕВОДИТЕЛЬ БФТ г. МОСКВА 2014 год УВАЖАЕМЫЕ КОЛЛЕГИ, ДРУЗЬЯ! Мы будем очень рады встречи с Вами в столице нашей страны г. Москве! Особенно мы будем рады лично видеть Вас в офисе Компании БФТ! КОМАНДИРОВКА! КАК ВСЕ УСП...»

«ВЛАДИМИР НАБОКОВ ЛЕКЦИИ ПО ЗАРУБЕЖНОЙ ЛИТЕРАТУРЕ ОСТЕН, ДИККЕНС, ФЛОБЕР, ДЖОЙС, КАФКА, ПРУСТ, СТИВЕНСОН Именно в "Лекциях по зарубежной литературе" сказалось у Набокова редкое искусство чтения. В "Лекциях по русской литературе" Набоков — все же сам часть ее: учит, преподает, размышляет. Он имеет всегда...»

«Л. П, АТАНОВА СОБИРАТЕЛИ И ИССЛЕДОВАТЕЛИ БАШКИРСКОГО МУЗЫКАЛЬНОГО ФОЛЬКЛОРА Издание республиканской молодежной газеты "Йэшлек* Уфа—1992 г. Л. П. АТАНОВА СОБИРАТЕЛИ И ИССЛЕДОВАТЕЛИ БАШКИРСКОГО МУЗЫКАЛЬНОГО ФОЛЬКЛОРА Уфа.1982 Редактор издания А. М. Идельбаев. С П О Н С О Р Ы И ЗД АН И Я...»

«Описание функций библиотеки IRBIS64_CLIENT.DLL 1. Общие замечания 2. Функции общего назначения 2.1 Регистрация клиента на сервере 2.2 Раз-регистрация клиента на сервере (сигнал об окончании работы) 2.3 Установ...»

«СИСТЕМА УПРАВЛЕНИЯ ПРЕДПРИЯТИЕМ БЭСТ-5 1. Табели рабочего времени Все, о чем говорилось ранее, является только подготовительным этапом для формирования табелей рабочего времени. Вся основная работа по учету рабочего времени выполняется в режиме...»

«да-ч'Г'|'1) _ 1.;-.' Ф.'-~м-.*1*;11: ва., щГ-' ІІЦП І-Ё!-І И ні МИНИСТЕРСТВО СПОРТА РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ М И Н И С ТЕРС ТВО С П О РТА РО С С И Й С К О Й Ф ЕД ЕРА Ц И И (МИНСПОРТ РОССИИ) [МИНСПОРТ РОССИИ] К 30” декабря ІГ4 пр...»

«Доверенная платформа: эффективное средство обеспечения безопасности информационных систем Руководитель направления Игнатовский Александр УГРОЗЫ И ПОСЛЕДСТВИЯ ОБЗОР СОВРЕМЕННЫХ ВОЗМОЖНОСТЕЙ АТАК И ДЕМОНСТРАЦИЯ АКТУАЛЬНОСТИ ЗАЩИТЫ. Угроза несанксионированного доступа (НСД). Несанкционированный доступ нарушителя к инфо...»

«Иссык Кульский Государственный Университет им. К.Тыныстанова Шыгаева Т.К., Джунушева К.С. Терминологический словарь по статистике Каракол – 2012 УДК 311 Рекомендовано к изданию решением ББК 60.6 Учебно-методического о...»

«Глава 4 Документирование хозяйственных операций В данной главе рассмотрен порядок ведения бухгалтерского учета на стадиях: – документального оформления хозяйственных операций;– текущей группировки фактов хозяйственной деятельности. Оформление хозяйственных операций первичными документами Все хозяйственные операции, проводим...»

«TRKOLOGYA №1 2016 К 90-летию Первого всесоюзного тюркологического съезда РАМИЗ АСКЕР (Азербайджан)* БАКИНСКАЯ ЗАРЯ НА ВОСТОКЕ 15 сентября 1925 г. в Москве состоялось заседание востоковедов Советского Союза, где был...»

«Перепечатка разрешается безвозмездно. ПИСЬМА ПОДГОТОВКА ТЕКСТА И КОМ М ЕНТАРИИ А. С. П Е Т Р О В С К О Г О РЕДАКЦИОННЫЕ ПОЯСНЕНИЯ1 В томе шестьдесят девятом публикуются тексты 154 писем Л. Н. Толстого за 1896 г. Из них 92 письма...»

«Правила конкурса "ПРОЕКТ НАШЕ 2.0. БИТВА ЗА ЭФИР"1. Общие положения Конкурс "ПРОЕКТ НАШЕ 2.0. БИТВА ЗА ЭФИР" (далее – "Конкурс") проводится на 1.1. территории Российской Федерации. Конкурс проводится Организатором в глобальной сети Интернет на сайте Конкурса, 1.2. размещенному по адресу (на домене) nashe.ru (далее для целей настоящего Конкурс...»

«Фаина Раневская Фаина Раневская Я – выкидыш Станиславского АСТ Москва УДК 792.2(470)(092) ББК 85.33(2)-8 Р22 Раневская, Фаина Георгиевна. Р22 Я – выкидыш Станиславского / Фаина Раневская. – Москва: АСТ, 2015. – 480 с. ISBN 978-5-17-090409 (ООО "Издательство АСТ") Это первая книга, в которой представлена не только полная биогра...»

«СТРУКТУРА ФАЙЛА ИМПОРТА/ЭКСПОРТА OPTY-WAY® Opty-Way Version 5.1.0.2 и выше Opty-Way Enterprise Rel. 3.1.217.0 и выше to verify ОПИСАНИЕ РЯДЫ / ПОЛЯ ФОРМАТ РАЗМЕР ПОЗИЦ. 1-й РЯД (58 симв.) ОПИСАНИЕ РАБОЧЕГО ЗАКАЗА CHAR 32 1. 32 ДАТА РАБОЧЕГО ЗАКАЗА (формат: ДДММГГГГ) CHARS 8 33. 40 ELABORATION FLAGS (НЕ ИСПОЛЬЗУЕТСЯ)...»

«Управление библиотечных фондов (Парламентская библиотека) Отдел электронных изданий ДАЙДЖЕСТ ПРЕС СЫ Еженедельный бюллетень выходит с января 1994 года 22 26 августа 2016 года Выпуск 154 (5798) – 158 (5802) ТЕМЫ ДНЯ Дайджесты прессы Парламентской библиотеки публикуются Выбо...»

«Демонстрационная версия. Анализ рынка офисной недвижимости Уфы Аналитический обзор (отчет) "Анализ рынка офисной недвижимости Уфы" Демонстрационная версия Подготовлено GVA Sawyer © 2008 Демонстрационная версия....»

«Системы HiSeq 4000 и HiSeq 3000 Руководство по подготовке места установки Предназначено исключительно для использования в научно-исследовательских целях. Не предназначено для использования в диагностических процедурах. Введение 3 Д оставка и установка 4 Требования к лаборатории 5 Требования к электропитанию 7 Т...»

«ДП КубГАУ Документированная процедура системы менеджмента качества 1.5.2 2014 Корректирующие и предупреждающие действия Лист 2 Введена в действие приказом ректора от 23.07.2...»

«Р АЗДЕ Л 2 Шаг № 1. Стремитесь к впечатляющим достижениям Чтобы стать настоящим мастером связанного влияния, вам необходимо вдохновить людей осуществить шаг в сторону невозможного, а после то...»

«ОАО ИПФ "СИБНЕФТЕАВТОМАТИКА" г. Тюмень, Россия ВИЗИТКА ОАО ИПФ "Сибнефтеавтоматика" – российский промышленный бренд, широко известный в РФ и странах СНГ. Конкурентоспособность товаров подтверждается лидирующей долей компании на рынке вихревых расходомеров и крупными долями на д...»

«САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ ТЕЛЕКОММУНИКАЦИЙ им. проф. М. А. БОНЧ-БРУЕВИЧА Факультет СС, СК и ВТ Дипломная работа на тему Разработка электронного учебного курса "Назначение и примеры использования интегрированного устройства а...»










 
2017 www.lib.knigi-x.ru - «Бесплатная электронная библиотека - электронные материалы»

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.