Динамика атмосферы и океаны - Гилл А.
Скачать (прямая ссылка):
Оно отражает равновесие напряжения ветра и градиента давления. Приведенное соотношение применимо, в частности, для линии берега. Любопытно отметить, что в работе [195] на эмпирической основе было показано, что формула
ёдфу = У5/р0Н* (10.14.2)
(см. (9.10.10)) позволяет рассчитывать как сезонные (оптимальное значение HF = 157 м), так и аномальные (оптимальное значение #F = 383) изменения уровня на тихоокеанском берегу США.
«Невязкое» стационарное решение соответствует отсутствию течений, но если трение принимается во внимание, то течения появляются. С ростом номера моды вплоть до п = 5 или 6 течения становятся все более сильными. Для мод с большими номерами трение является доминирующим фактором. Соответствующее решение второго из уравнений (9.10.4) (при замене производной d/dt на коэффициент трения гп) выглядит особенно просто:
rnVn = Yn. (10.14.3)
В то же время первое из этих уравнений сводится к геострофиче-скому соотношению
fvn = gdr\n/dx. (10.14.4)
Представленные зависимости, которые основаны на введении в модель эффектов трения, являются одним из вариантов решения, найденного в разд. 10.11 (при соответствующем выборе осей). При стремлении номера моды п к бесконечности течения становятся слабее, поскольку увеличивается трение. Таким образом, преобладающие в целом течения определяются промежуточными модами. При суммировании мод получается поверхностное течение, направленное к экватору, и противотечение полярного направления, которое при приближении к полюсам располагается все более глубоко. Эти результаты согласуются с наблюдениями. Апвеллинг оказывается интенсивным в области сильных ветров, однако занятая им область неглубока, и он заме-
няется начиная с глубин около 100 м иа медленное опускание вод.
Аллен [11] дал обзор других моделей стационарной циркуляции. Отмечаются интересные эффекты, возникающие при учете рельефа дна на шельфе, особенно когда наклон диа резко возрастает при переходе шельфа в материковый склон (см. [380, 379]).
(р) Интересно отметить, что особые явления, наблюдающиеся в океане у восточной границы, оказывают существенное влияние на климат близкорасположенных районов. Это связано с тем, что апвеллинг приводит к значительному понижению температуры прибрежных вод по сравнению с ее среднеширотными значениями [735]. Например, средняя температура воздуха в Сан-Франциско не достигает максимального значения до сентября, месяца прекращения апвеллинга, в то время как в сотне миль от берега максимум температуры наблюдается в июле. Холодная вода у берега охлаждает воздух и увлажняет его, создавая невысокий устойчивый слой холодного влажного воздуха с расположенным над ним слоем низких слоистых облаков. Часто наблюдаются туманы, что может иметь большое значение для поддержания жизни в соседних пустынных районах. Апвеллинг может также влиять на морской бриз, переносящий холодный морской воздух на расстояние до 50 миль в сторону суши. Краткий обзор этих и других эффектов приведен в работе
Глава 11
Тропики
11.1. ВВЕДЕНИЕ
Как подчеркивалось ранее, вращение Земли решающим образом влияет на то, как атмосфера и океан реагируют на различные внешние возмущения. Динамический эффект создается ускорением Кориолиса, которое равно произведению параметра Кориолиса на горизонтальную составляющую скорости, и поэтому процессы приспособления обладают особыми свойствами, когда параметр Кориолиса обращается в нуль. В гл. 10 было показано, что при равенстве нулю одной из составляющих (вдольбереговой) ускорения Кориолиса возникают заметные эффекты. Особенно важный из них — существование береговых захваченных волн, способных быстро распространяться вдоль береговой линии. В этой главе будут изучаться особенные классы движений, существующие в окрестности экватора, где оба компонента кориолисова ускорения в уравнениях мелкой воды равны нулю. Оказывается, что экваториальная зона, как и береговая полоса, также является волноводом.
Перед исследованием динамики тропической зоны выводятся уравнения мелкой воды на сфере (как это делал Лаплас двести лет тому назад). При этом уравнения будут содержать эффекты изменений параметра Кориолиса. Принцип сохранения потенциальной завихренности по-прежнему справедлив, хотя величина f/H = 2Q sin ср/Я для покоящейся жидкости не является постоянной (как в изучавшемся выше случае однородновращаю-щейся системы), а меняется по широте. Это имеет важные последствия для медленных процессов приспособления и для характера возможных состояний равновесия, проявляющиеся не только в тропиках, но и на других широтах.
Расчеты динамической реакции океана в экваториальной области выполняются не в сферических координатах, а с использованием специального приближения, так называемого приближения экваториальной бета-плоскости. В этом приближении параметр Кориолиса берется равным произведению некоторой константы ((3) на расстояние от экватора. Оно применимо ко всем тропикам, и следовательно, к значительной части поверхности Земли (половина ее поверхности лежит между параллелями 30°).
