Динамика атмосферы и океаны - Гилл А.
Скачать (прямая ссылка):
Основные зоны апвеллинга находятся у восточных границ океанов (см. работу [297] и обзор [735]). Отмечается, что с этими же районами (см. обзор [866]) связаны и экваториальные течения, а также области направленного в сторону экватора ветра. Однако совпадение этих областей никоим образом не является точным. В названных работах отдельно были отмечены зоны апвеллинга у берегов Перу, западного побережья Соединенных Штатов, северо-западных и юго-западных берегов Африки. Кроме того, апвеллинг существует также у берегов Сомали и Аравии во время юго-западного муссона. Как уже отмечалось, именно на эти районы и приходится половина мировой добычи рыбы.
Рис. 10.14. Разрезы у побережья Северо-Западной Африки, иллюстрирующие: (а) зональную составляющую скорости (в заштрихованных областях направлена к берегу), (б) распределение плотности (ov)> (в) вдольбереговую (северную) составляющую скорости (в заштрихованных областях она направлена к полюсу). Ветер дул с практически постоянной скоростью 10 м/с с северо-северо-востока и достиг своего максимального значения 9 марта. Радиус Россби примерно равен 30 км. (По [46, рис. 11, 7, 10 соответственно].)
h = — (cXjpg'H {) e-y>at, й = (Х5/р HJe-vH,
(10.11.1) (ЮЛ 1.2) (10.11.3)
c* = g'HMHx + H2).
(10.11.4)
Рис. 10.15. Глубина термоклина (изотерма 10 °С) на разрезах через озеро Мичиган, выполненных 19—20 августа 1963 г. незадолго после краткого усиления ветра северо-северо-восточного направления. Ветер привел к образованию апвеллинга у восточного берега и нисходящих движении у западной границы озера. Радиус Россби равен примерно 5 км. На рисунке видны также нестационарные колебания в середине разрезов. (Из [568], см. также [570, рис. 26].) Горизонтальный масштаб в километрах.
Пример измерений течений и термической структуры в районе апвеллинга показан на рис. 10.14, который можно сравнить с нестационарным теоретическим решением на рис. 10.13. Восьмого марта 1974 г. в районе эксперимента наблюдался легкий ветер. В течение 9 марта он усиливался и достиг 10 м/с при северо-северо-восточном направлении. Потом этот ветер оставался неизменным на всем протяжении измерений. Распределение экмановского переноса Xs/pf (где Xs — напряжение, р —
Рис. 10.16. Результаты измерений поверхностной температуры у западного-берега Южной Африки по данным самолетного радиометра. (Из [42].) Вдали от берега температура примерно равна 20 °С. У берега ома сильно понижена за счет апвеллинга. Отмечаются большие разности температур' около мыса Доброй Надежды у южного края зоны апвеллинга.
плотность, a f — параметр Кориолиса) на глубинах до 30 м дает течение от берега со скоростью порядка 0,1 м/с, которое можно действительно увидеть на рис. 10.14, а в верхнем 30-метровом слое наряду с направленным к берегу течением на более глубоких горизонтах. На рис. 10.14, б виден соответствующий подъем элементов термической структуры, а на рис. 10.14,6 — свя> заниая с ней структура вдольберегового течения. Радиус Россби (при приведенном ускорении силы тяжести ^ = 0,03 м/с2 и глубине места 100 м) равен 30 км.
Хорошие иллюстрации этого явления получены при измерениях в Великих Озерах, ширина которых велика по сравнению с внутренним радиусом Россби. Например, на рис. 10.15 показан:
разрез через озеро Мичиган, выполненный вскоре после сильного импульса северо-северо-восточного ветра, который вызвал апвеллинг у восточного берега озера и опускание вод, (даунвел-линг) —у его западного берега, что соответствует направлению экмановского переноса. В этом случае внутренний радиус Россби равен 5 км, и зона, подверженная влиянию апвеллинга, имеет примерно вдвое большую ширину. Другие примеры можно найти в обзоре Чанади [152], посвященном прибрежным струям.
Очень часто интенсивность апвеллинга оказывается настолько большой, что он начинает изменять температуру поверхности моря. Поэтому признаком его возникновения часто является узкий прибрежный пояс вод с низкой температурой. Прибрежные воды вообще очень часто оказываются более холодными, чем те, которые немного удалены от берега. Этот процесс нелинеен, поскольку для того чтобы охладить поверхность, необходимы достаточно большие отклонения. Кроме того, при этом обычно возникает вертикальное перемешивание. К тому же, поскольку процесс даунвеллинга не может в принципе сделать поверхность моря более теплой, смена апвеллинга и даунвеллинга в среднем понижает температуру поверхности. Пример сильных изменений на поверхности показан на рис. 10.16. Этот эффект наиболее явно выражен у берега, поскольку температуры вод у берега и в нескольких милях от него могут отличаться на величину до 10°С (см. рис. 1 работы [41]). Определить апвеллинг можно также по цвету вод и изобилию морской жизни.
10.12. ШЕЛЬФОВЫЕ ВОЛНЫ
При учете пространственных изменений ветра решение для каждой из мод будет совпадать по форме с решениями задачи о нагонах из разд. 10.10. Это означает, что в него будет входить внутренняя волна Кельвина, распространяющаяся вдоль берега с возрастанием или убыванием амплитуды в соответствии с характером влияния ветра в выбранной точке [251]. Каждая мода с номером п имеет свою скорость сп свободного распространения (см. разд. 9.10) и, следовательно, свой радиус Россби ап = = Cn/f и коэффициенты при вынуждающей силе (т. е. эквивалентную глубину для вынуждающей силы — см. разд. 9.10). Поэтому полный эффект ветрового воздействия можно оценить только при вычислении суперпозиции мод. Однако если система двухслойна, то ситуация упрощается, так как в этой системе существует только одна бароклинная мода. В таком случае можно непосредственно применить решение, данное в разд. 10.10.
