Динамика атмосферы и океаны - Гилл А.
Скачать (прямая ссылка):
Свидетельством распространения воли вдоль восточного берега Тихого океана могут служить и записи уровня моря [195]. Скорость распространения имеет порядок 1 м/с. Существование захваченных береговых волн означает, что всякий раз, когда у экватора возникает подъем уровня, позднее этот подъем будет отмечен ближе к полюсу (рис. 10.22). Высокие уровни моря у экватора распространяются вплоть до широты Сан-Франциско, севернее которой основным определяющим фактором становятся ветровые эффекты. Высокие уровни моря соответствуют и высоким прибрежным температурам.
Мортимер 1567] (см. также [570]) нашел свидетельства циклонического распространения аналогичных типов волн вокруг «берегов о. Мичиган и Лак-Леман, используя измерения температуры воды и колебаний уровня. Модель, учитывающая реакцию такого рода в больших озерах, предложена в работе [151], а в работах [817,
¦818] приводятся свидетельства об их наблюдениях. Сходные виды волн могут существовать и в атмосфере. Гилл [244] предположил, что прибрежные циклоны, огибающие южное побережье .Африки, оставляя сушу слева, являются формой вынужденной внутренней волны, подобной волне Кельвина (см. также [44,
593]). Развитие такого центра низкого давления показано на рис. 10.23.
Причина, по которой это образование имеет смысл ¦трактовать как внутреннюю волну, состоит в существовании сильной инверсии примерно на высоте одного километра.
С некоторым приближением ее можно рассматривать как поверхность раздела в двухслойной модели, сходной с использованной в разд. 6.3. Эта волна имеет свойства волны Кельвина, так как Южная Африка состоит преимущественно из высокогорных плато, которые находятся выше инверсии и образуют, таким образом, для воздуха в нижнем слое боковую границу. Она препятствует возникновению потока, который обязательно имелся бы при ее отсутствии. Поэтому для удовлетворения граничному условию необходимо к невозму-щенному потоку прибавить дополнительный. Этот дополиитель-
Рис. 10.21. Профили поверхности моря (а) (по расчетам динамической топографии относительно уровня 600 дбар) и избранные изотермы (б) для очень высокого (31 июля 1976 г., штриховые линии) и очень низкого (10 августа 1976 г., сплошные линии) уровней моря в Сан-Хуаие (15° ю. ш., перуанское побережье). Изменения сходны с теми, которые должна создавать первая баро-клинная мода волны Кельвина. Характеристики распространения волны в полярном направлении согласуются с такой интерпретацией. (Из [368, рис. 5].)
50
55 , Якутат
G0
Б5
70
С К
ййа
Кресент-Сити! , .
д^* о1 ^vHrVM^’V
-Сан-Франциско^ ^ t 4 ^
yv4,a^Vt4tA/‘vy**^*l>v V~*^ As/ys^V/»-
Авила />V*>^Vvw"Nb~^v/‘l>
Сан-Диего
1 ' ь*-1
^.мкапулько jj
ljg^V>‘*T^V **,‘l * ^*»
Бальбоа
Галапагос
j?A\s*\y*Kyv^kr*4bu-* •
*^V/ tlV^V^
ттф
tAfvA»,^^vvvj^v|Ai^^A^^Krv\)*s<4v*tf*^4VV 'l^1*‘^>v^'
Т Вальпараисо!
ёо1 ’ 1 1 fed ' 1 ' bo' r ' "' Ьё J ' Vo'"'“'
Рис. 10.22. Временные ряды среднемесячных аномалий уровня моря на тихоокеанском побережье Америки в период 1950'—1974 годов. Станции расположены по широтам, начиная со станции Якутат (Аляска, 60° с. ш.) и кончая Вальпараисо (Чили, 33° ю. ш.). Положительные аномалии окрашены в черный цвет. (Из [195, рис. 4а].)
ный поток может иметь вид береговой захваченной волны. Амплитуды прибрежных понижений давления в действительности достигают очень больших значений, при этом волна может становиться очень крутой и возникает узкий фронт, в точности как
у приливной волны. При прохождении фронта вдольбереговая составляющая ветра достигала 16 м/с [642].
Знфилд и Аллен [195] провели анализ изменчивости уровня моря на побережье Тихого океана. Он показал, что севернее Сан-Франциско связь уровня с тропическими аномалиями становится слабой, существенными являются корреляции с вдоль-береговой составляющей напряжения ветра. Здесь играет роль еще одно обстоятельство. С ростом широты (и, следовательно, f) уменьшается радиус Россби и его отношение к ширине шельфа. Поэтому структура береговых захваченных волн меняется по широте. В численных экспериментах [761] установлено, что энергия, заключенная в волнах Кельвина, в низких широтах передается квазибаротропным модам типа шельфовых волн, которые значительно легче теряют ее, передавая, например, распространяющимся на запад планетарным волнам (см. гл. 12).
Изучение генерации береговых захваченных волн за счет действия ветра на стратифицированный океан с учетом шельфа можно провести с помощью теории длинных волн в точности так же, как это было сделано при обсуждении штормовых нагонов и шельфовых волн. Экмановский перенос в сторону берега должен быть скомпенсирован за счет равного ему по величине и обратного по знаку потока на линии берега. При этом можно определить суперпозицию береговых захваченных волн, обладающих свойством компенсировать экмановский перенос. Кроме того, можно показать [130], что, как и в частном случае шельфовой волны, амплитуда Ап каждой из волн удовлетворяет уравнению (10.12.24).
