Динамика атмосферы и океаны - Гилл А.
Скачать (прямая ссылка):
Как видно из рис. 13.9 и 13.10, фронты могут возникать и на тропопаузе. Приближение твердой крышки оказывается не слишком хорошим для описания развития фронтов, однако представление тропопаузы в виде поверхности разрыва N'1 (или скорее д“) дает удивительно точные результаты, как это было показано, например, Хоскинсом [344]. Важной чертой этих фрон-
тов является опускание стратосферного воздуха в виде языка, которое достигает уровней, расположенных значительно ниже нормальной высоты тропопаузы. Подобные языки могут быть прослежены, например, по измерениям концентрации озона. Их описание можно найти в работах [657, 716].
Фронты в океане возникают из-за влияния самых различных механизмов. Иногда они выглядят очень отчетливо в полях температуры и солености, а в поле плотности почти не выражены. Резкие изменения свойств на фронтах оказываются существенными в связи с тем, что они влияют на динамику. Обзор спутниковых наблюдений над температурными фронтами сделан в [443]. Основные климатические фронтальные зоны (где фронты наиболее часто регистрируются) в северной части Тихого океана приведены на рис. 13.11; они обсуждались в работе Родена [681]. Один из важных типов фронтов связан с экмановской конвергенцией в поверхностном слое. Примерами подобных фронтов являются субтропические, которые наблюдаются на широтах от 30° с. ш. до 40° ю. ш. Их изменения, связанные с колебаниями экмановской дивергенции, изучались в работе [682]. Второй тип фронтов формируется на границе водных масс (см. [845]). Такой фронт разделяет, например, воды субарктических и субтропических круговоротов. В северной части Тихого океана (рис. 13.11) этот фронт находится на широте 42° с. ш. Он сформирован на месте встречи холодного, направленного к экватору, течения Ойясио с теплым течением полярного направления — Куросио. На поверхности этот фронт хорошо выражен на разрезах температуры и солености, но в поле плотности он заметен слабо.
Важным обстоятельством, которое играет большую роль в определении свойств фронта, является его близость к границе между восходящей экмановской скоростью в субарктическом круговороте и нисходящей скоростью в субтропическом круговороте. Близкими (в сравнении с субарктическим фронтом в северной части Тихого океана [772]) свойствами обладает и Антарктическая конвергенция [507]. Ее подробное изучение в зоне пролива Дрейка выполнено в работе [384]. К образованию фронта может приводить и прибрежный подъем холодных вод [214, 559]; пример такого фронта приведен на рис. 10.16. В работе [509] на основе метода Хоскинса и Брезертона [350] изучалось образование фронтов за счет конвергенции среднего течения. Еще один тип фронтов связан с различиями в интенсивности перемешивания. Источником таких фронтов могут быть, например, приливы [729]; моделирование их было осуществлено в [373]. Будучи отличительным признаком мелких морей, эти фронты формируют границу между хорошо перемешанными водами с мелкой стороны фронта и стратифицированными водами с более глубокой стороны. Иа фронтах обычно наблю-
150“
, v\ Ч 4 \ /
\ Субарктический температурный и соленостный фронт у.
$ ^JrrT__T?7777Zzzzzzzzz2^ZSZZZZZZ2ZZZZZZZZZZZZZZZ72?2ZZZ7Z^Z^^^ а
Северо-Тихоокеанское течение V///\
Северный экваториальный’ штилевой соленостный фронт
Субтропический фронт (зимой выражен в температуре и солености, летом-в солености')
~~~М/ЛЛЛ11тттгпТ11ШШ1 mm и и ни t гпх
о.Мидуей D
Экваториальная штилевая область (мощные осадки) '
-;::ГттГГ7777777Г7Т7У/’/Л/'7ДУ7777777777Т7777гГг2222Х^Д:
Южный экваториальный штилевой соленостный фронт
Рис. 13.11. Карта-схема основных фронтов Тихого океана. Разрезы, отмеченные буквами А—Е, приведены в работе Родена 1975 года [681, рис. 1].
даются волны с большой амплитудой [865]; их модель предложена в [374]. Еще одна возможность генерации контрастов температуры в моделях хорошо перемешанных мелких морей связана с отдачей одного и того же количества тепла водами моря различной глубины [256].
13.9. ЖИЗНЕННЫЙ ЦИКЛ БАРОКЛИННОГО ВОЗМУЩЕНИЯ
Теория бароклинной неустойчивости позволяет продемонстрировать формирование в атмосфере циклонических возмущений и определить их структуру в начальный отрезок времени. Аналогичным образом неустойчивость среднего течения приводит к генерации океанских вихрей. Вместе с тем, вихри (этот термин включает в себя и атмосферные возмущения) не могут расти неограниченно и их осредненный эффект можно оценить только в том случае, если привлечь дополнительную информацию о развитии вихрей до стадии зрелости, об их затухании, взаимодействии с другими возмущениями и т. д. Применительно к атмосфере полезную для понимания процесса картину дает анализ поведения возмущений по отношению к заданному весьма реалистичным образом зональному потоку (такому, например, который показан на рис. 13.12, а). Горизонтальные градиенты температуры при этом преимущественно сосредоточены в поясе широт 30—60° с. ш. и создают струйное течение на широте 45° и уровне 200 мбар. В работах [723, 724] было рассмотрено поведение возмущения относительно этого потока, которое первоначально имело структуру наиболее быстро растущей моды с зональным волновым числом, равным 6, и малую .амплитуду (максимальное возмущение давления равнялось
