Динамика атмосферы и океаны - Гилл А.
Скачать (прямая ссылка):
Зоны усиленного апвеллинга могут также формироваться под влиянием рельефа прилегающей области суши, поскольку сильные ветры могут при этом направляться на океан через про-
Рис. 10.25 (а) Отклонения пикноклина, воспроизведенные на 5-е сутки моделью океана постоянной глубины с учетом формы береговой линии, сходной с имеющейся в штате Орегон. Апвеллинг, создаваемый направленным к экватору ветром, оказывается слабо подверженным влиянию формы берега, (б) Соответствующая картина, когда учитывается модельное распределение рельефа шельфа (показано на рис. (В)) у побережья Орегона. При этом интенсивность апвеллинга обнаруживает значительную изменчивость вдоль линии берега. Эти результаты получены при численном интегрировании уравнений модели в работе [616, рис. 3Ь и 5].)
ходы между горами. Это создает чрезвычайно неоднородную картину распределения ветрового напряжения. Известен пример явления в заливе Тегуантапе (около 15° с. ш., 95° з.д.); так, Роден [680] показал, что холодные поверхностные температуры в заливе связаны с сильными северными ветрами, которые создают (благодаря дополнительному вихреобразованию вследствие влияния гор) вертикальные экмановские скорости порядка 10 м/сут (т. е. 10“4 м/с).
10.14. ВОСТОЧНЫЕ ПОГРАНИЧНЫЕ ТЕЧЕНИЯ
На широтах ниже 45° ветры у восточного побережья океанов направлены .в основном к экватору [866]. Они должны при^ водить к формированию направленных к экватору течений, ко,-торые обычно и отмечаются при наблюдениях. Обзорные работы по этим 'течениям и связанным с ними районами апвеллинга выполнены Вустером и Рейдом [866] и Смитом [735] ..-..Всегда» однако, необходимо иметь в виду, что на масштабах времени порядка нескольких суток имеется значительная изменчивость (см. рис. 10.1.4; в), формирующиеся фронты могут создавать тонкую пространственную структуру вод [43], н названные течения в различных сезонах могут сильно отличаться друг от друга (см., например, [867]).
Наиболее полно исследовано и описано в литературе течение у побережья штата..Орегон. На рис. 10.26, а показаны поля плотности в этом районе на разрезе по 44° 33' с. ш. для двух экстремальных зим. Распределения плотности в течение других зим являются промежуточными. На рис. 10.26,6 для того же разреза показаны два экстремальных летних распределения. Различия между зимними и летними распределениями значительно больше, чем между экстремальными распределениями в одном сезоне. Зимой легкая вода (at < 25) обнаруживается только в прибрежной зоне не далее 70 км от берега. Летом во время апвеллинга вода такой плотности находится далеко от берега, а непосредственно у берега расположена относительно более плотная вода (о^ ^ 26,5). Соответствующие течения в верхнем стометровом слое воды на 44° 45' с. ш. для одного отдельно взятого года показаны на рис. 10.26,6. Зимой течения направлены на юг, причем скорости у поверхности превосходят скорости на глубинах. Сезонные колебания скорости имеют амплитуду около 20 см/с, соответствующую горизонтальным смещениям изолиний плотности порядка 1000 км. Таким образом, в конце лета в прибрежном течении могут встречаться воды с параллели 55° с. ш., а в конце зимы — воды с широты 35°. Поэтому очевидно, что контраст между свойствами водных масс в различных сезонах довольно велик [367]. Прибрежный экмановский перенос, который, по-видимому, является основным источником сезонных колебаний, показан на рис. 10.26 в виде функции широты и времени года. Отметим, что на широте 45° осредненное течение направлено к югу, в то время как ветер в этом месте дует на север. Однако несколькими градусами южнее средний ветер все же приобретает направление на юг.
То обстоятельство, что сезонные колебания прибрежного течения выражены только у берега и слабо связаны с процессами в удаленных от берега районах, иллюстрирует рис. 10.27. Пер-
вая его часть (а) показывает изменения январских динамических высот на различных горизонтах по данным расчетов [660], а часть (б) содержит аналогичные данные для лета (июля). Изменения динамических высот у берега в течение года хорошо согласуются с наблюдениями изменений уровня моря (рис. 10.27, в). Как видно из частей (а) и (б) рисунка, область резких изменений динамических высот ограничена двухсоткилометровой прибрежной полосой и, возможно, связана с шириной материкового склона. Сравнение сезонных изменений динамических высот на различных расстояниях от берега подтверждает этот вывод и указывает, что изменения уменьшаются практически до нуля на расстоянии порядка 80 км и сильно отличаются по фазе на расстояниях порядка 300 км. Заметим, что, поскольку течения определяются градиентом динамической глубины, пограничные течения должны иметь ширину порядка 200 км и менять свое направление каждый сезон.
Полная теория восточных пограничных течений до сих пор не разработана. Однако ряд вопросов был все же исследован, и далее мы приводим краткую сводку полученных результатов.
(а) Основной механизм формирования этих течений — ветровой экмановский перенос. Его природа охарактеризована в разд. 10.11. Рисунок 10.26, г, например, показывает, что у берегов штата Орегон мегатонны вод (в перерасчете на один метр береговой линии) переносятся летом в сторону открытого океана, а зимой к берегу. От берега уносится легкая поверхностная вода, что позволяет подняться на поверхность плотным водам с нижних уровней, как видно на рис. 10.26, а, б. Экмановская теория правильно предсказывает порядки объемов переносимых при этом вод. На рис. 10.27, а, б показана соответствующая перестройка поля давления. Она приводит к появлению вдольбе-реговых течений, находящихся в геострофическом равновесии с полем давления.
