Научная литература
booksshare.net -> Добавить материал -> Биология -> Гилл А. -> "Динамика атмосферы и океаны " -> 6

Динамика атмосферы и океаны - Гилл А.

Гилл А. Динамика атмосферы и океаны — М.: Мир, 1986. — 415 c.
Скачать (прямая ссылка): dinamikaatmosferiiokeana1986.pdf
Предыдущая << 1 .. 2 3 4 5 < 6 > 7 8 9 10 11 12 .. 170 >> Следующая

Модель, позволяющую объяснить характер затухания инерционных колебаний в перемешанном слое, предложил Бэлл [53]. Перенос турбулентных движений течениями в перемешанном слое вызывает движения у его основания. В свою очередь они излучают энергию в форме внутренних волн. Интенсивность этого излучения дает г~1 порядка 3—4 сут. Слой выступает также в качестве мощного источника внутренних волн с частотами порядка N и волновыми числами порядка NHпер./^Е, где Uе///пер играет роль типичного значения скорости на нижней границе перемешанного слоя.
Инерционные колебания в океанском перемешанном слое могут также служить возможным источником механической энергии, которая затрачивается на вовлечение нижележащих вод в перемешанный слой. Сосредоточиваясь большей частью в перемешанном слое, инерционные колебания создают сильный сдвиг скорости у нижней границы слоя, что приводит к турбулентному перемешиванию в виде мощных волн Кельвина — Гельмгольца. Это было обнаружено, в частности, Торпом [780, 783] в лабораторных условиях и при наблюдениях над турбулентностью в озере. Соответствующая гипотеза была использована в модели [636], предназначенной для оценки изменений глубины перемешанного слоя в океане.
Вовлечение более плотной воды через нижнюю границу перемешанного слоя является важным фактором, который следует учитывать при оценке баланса тепла в слое и, значит, при определении температуры поверхности океана. Для этого, конечно, надо рассчитать также радиационный баланс и интенсивность турбулентного обмена через поверхность (см. гл. 2). В зимнее время большое значение имеет также учет конвективного пере-
мешивания, вызванного охлаждением поверхности [257]. Методы моделирования баланса тепла и солей в перемешанном слое обсуждаются в работах [795, 796, 413].
9.4. ЭКМАНОВСКАЯ ПОДКАЧКА
Напряжение ветра на земной поверхности меняется от места к месту, поэтому меняется и экмановский перенос. В некоторых местах это ведет к конвергенции масс и, следовательно, к выталкиванию жидкости из пограничного слоя. В других местах экмановскому переносу свойственна горизонтальная дивергенция, при которой вода (или воздух) уходит через боковые границы данной области. В этих участках масса должна «всасываться» в пограничный слой снизу или сверху, чтобы возместить ее потери через боковые границы. Подобный эффект и называется экмановской подкачкой.
В умеренных широтах, где преобладают западные ветры, экмановский перенос в пограничном слое океана направлен к экватору. В зоне пассатов, с другой стороны, восточная составляющая ветра приводит к экмановскому переносу вод к полюсам. В промежуточных широтах в поверхностном слое при этом возникает конвергенция. Она ведет к выталкиванию жидкости из пограничного слоя океана и, следовательно, создает непосредственно под ним нисходящие движения. Изотермы океана в этом районе расположены более глубоко, что приводит к образованию градиентов давления и появлению течений. Детально этот процесс будет рассмотрен в гл. 12.
Величина вертикальной скорости йУе, которая создается за счет конвергенции или дивергенции экмановского переноса непосредственно над пограничным слоем, может быть получена из интегрального уравнения неразрывности. Предполагая, что изменениями плотности можно пренебречь, запишем его в виде
(4.10.12), т. е.
dujdx + dv/dy -f- dw/dz — 0,
и проинтегрируем по z через слой, используя на границе условие w — 0. Это дает
dUЕ/дх + dVE/dy — wE — 0, если граница находится сверху.
(9.4.1)
В стационарном случае, объединяя это выражение с (9.2.7), получим
<9-4-2>
Если граница находится внизу, то знак «минус» в (9.4.1) меняется на «плюс». Однако объединение с соотношением (9.2.5)
снова дает (9.4.2). Следовательно, эта формула справедлива для любого (и верхнего, и нижнего) расположения границы. Обычно пространственный масштаб изменений ветра имеет значительно меньший порядок, чем соответствующий масштаб
Экманойская подкачка „86ерх“
Гео строфический' Петр Геострарический Semep
,} из Аиста'' „ в /мст“
_Q
^3Tepe°f!oTU Л- Яагрмит/ц еЫ ~V кцетрр ammepefibt
~Ф rrepE/Ioc ~^?3Cice///naa Ф //огрЯМЧНб/Ц C/70U OKSffHCT "Т7*
Экмановскт подкачка „бберх**
flUKHOK/IUH
Рис. 9.4. Разрез через циклоп, расположенный над поверхностью океана, который показывает характер приспособления за счет экмановских переносов. Показано, как геострофический ветер создает циклоническое вращение вокруг центра низкого давления. Соответственно, экмановский перенос в атмосфере направлен вовнутрь циклона и приносит воздушные массы, возмещающие дефицит. Связанная с ветром вертикальная скорость подкачки направлена вверх. Экмановский перенос массы в пограничном слое океана равен по абсолютной величине и противоположен по знаку переноса в атмосфере. Он направлен из области циклона и создает вертикальные восходящие движения. Это приводит к подъему термоклина и образованию в океане зоны низкого давления.
Предыдущая << 1 .. 2 3 4 5 < 6 > 7 8 9 10 11 12 .. 170 >> Следующая

Реклама

c1c0fc952cf0704ad12d6af2ad3bf47e03017fed

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

c1c0fc952cf0704ad12d6af2ad3bf47e03017fed