Научная литература
booksshare.net -> Добавить материал -> Биология -> Гилл А. -> "Динамика атмосферы и океаны " -> 48

Динамика атмосферы и океаны - Гилл А.

Гилл А. Динамика атмосферы и океаны — М.: Мир, 1986. — 415 c.
Скачать (прямая ссылка): dinamikaatmosferiiokeana1986.pdf
Предыдущая << 1 .. 42 43 44 45 46 47 < 48 > 49 50 51 52 53 54 .. 170 >> Следующая

Береговые захваченные волны наблюдались неоднократно. Обзоры данных наблюдений приведены в работах [437, 438, 583, 584, 11, 50]. В качестве примера отметим, что Хэмон [289] установил, что уровень моря и атмосферное давление у восточного берега Австралии не подчиняются «закону обратного барометра» (см. разд. 9.9). Это послужило поводом для создания Робинсоном [676] модели шельфовой волны, а также разработки теории генерированных ветром шельфовых волн [6]. Наблюдения в районе берега Орегона свойств меняющихся со временем течений приведены в работе [420]. Они показали преимущественно баротропное движение вдоль изобат с максимальными скоростями у берега. Аллен и Смит [12] оценили баланс сил во флюктуирующих течениях по измерениям в трех точках.
В работах [290, 130] изучалось влияние распространения береговых волн на их структуру. Было произведено сравнение временных рядов наблюдений над уровнем моря с результатами расчетов по уравнению вида (10.12.25), проведенных со значениями вдольберегового ветра, заданными по данным наблюдений. Поскольку это уравнение описывает только одну
5 Зак. 796
моду, оно является весьма грубым представлением береговых захваченных волн. Однако даже оно показывает, что учет распространения моды в виде волны улучшает точность предсказания уровня моря по сравнению с лучшими прогнозами, полученными с использованием только локальных ветров. Результаты Хэмона показаны на рис. 10.24. Кривая А представляет собой результат сравнения записи уровня моря в точке 29° ю. ш. с результатами расчетов, основанных на уравнении (10.12.25) с данными о ветре из районов шельфа южнее этой точки, значении с, равном 4 м/с (полученном из предварительных эмпирических исследований), и нулевой скорости затухания (г == 0). Кривая В представляет собой результат использования только локальных значений ветра, т. е. основывается на уравнении (10.12.25) с бесконечной скоростью затухания. Другими словами, волна «не помнит» воздействий ветра, происходивших при движении к точке наблюдения. Для периодов от 4 суток до
2 недель совпадение оказывается значительно лучше в случае А. Аналогичный анализ 1130] на основе данных с западного побережья Северной Америки показал, что для периодов от 4 суток и более прогнозы, учитывающие распространение сигнала вдоль берега, оказываются лучшими. Подобный подход был расценен как весьма перспективный и при изучении озера Онтарио [55].
Хотя анализы данных наблюдений над уровнем приводят к простой картине распространения вдоль берега когерентных длинных волн, более подробные исследования данных о течениях и распределении температуры (солености) очень часто обнаруживают отсутствие этой когерентности. Это объясняется тем, что большую энергию имеют также движения меньшего масштаба. Это могут быть и вихри, вызванные неустойчивостью течений, или волновые движения, связанные с мелкомасштабными неоднородностями рельефа дна. Эти движения привносят в апвеллинг элементы случайности, которые могут приводить к непредсказуемой неоднородности распределения биомассы. Такая пятнистая структура характерна, например, для апвел-линга у северо-западного побережья Африки на широтах около 20° с. ш., где проходит граница водных масс.
С другой стороны, имеются районы, в которых апвеллинг возникает преимущественно из-за топографических особенностей.
Рис. 10.23. Карты поверхностного давления по состоянию на 8 ч стандартного южио-африканского времени за 3—5 августа 1965 г., показывающие движение прибрежной области пониженного давления вокруг южной оконечности Африки из Атлантического океана в Индийский. Средний промежуток времени между прохождениями таких областей примерно 6 дней, а средняя скорость распространения 6,5 м/с. Радиус Россби около 200 км, скорость свободной волны Кельвина около 20 м/с. (Из [244, рис. 1].)
Рис. 10.24. Результаты расчета взаимного спектра колебаний уровня моря в районе Эванс-Хэд (побережье Австралии, 29° ю. ш.) и решения Ап уравнения (10.12.25), где Xs — параллельное берегу напряжение ветра, значение Ьп постоянно, х — расстояние по берегу в направлении полюса и гп — скорость затухания. Измерения ветра проводились на участке берега вплоть до о. Габо (около 38° ю. ш.), откуда и начиналось интегрирование. Период наблюдений составлял 790 сут, а графики построены для показанных на рисунке значений v = сп. Кривые А я С соответствуют нулевой скорости затухания, а кривая В — случаю с сильным затуханием, когда большую роль играет ветер только в узкой окрестности выбранной точки. (Из [290].)
Например, на рис. 10.25 представлена картина апвеллинга, полученная в работе [616] с помощью модели, учитывающей рельеф дна и форму береговой линии, характерные для побережья Орегона. Сильный апвеллинг был отмечен в точке, соответствующей мысу Кап-Блан (у — —150 км). Было показано, что он в большей степени связан с рельефом дна, чем с формой береговой линии, поскольку модель океана постоянной глубины с той же формой береговой линии дает вдоль берега по существу постоянные скорости апвеллинга.
Предыдущая << 1 .. 42 43 44 45 46 47 < 48 > 49 50 51 52 53 54 .. 170 >> Следующая

Реклама

c1c0fc952cf0704ad12d6af2ad3bf47e03017fed

Есть, чем поделиться? Отправьте
материал
нам
Авторские права © 2009 BooksShare.
Все права защищены.
Rambler's Top100

c1c0fc952cf0704ad12d6af2ad3bf47e03017fed