Динамика атмосферы и океаны - Гилл А.
Скачать (прямая ссылка):
Осредиенная картина отклонений поверхности и соответствующих геострофических течений Тихого океана приведена на рис. 7.8, а (часть i). Как этого требуют геострофические соотношения, идущее вдоль экватора течение связано с понижением уровня океана на экваторе. К югу от экватора давление продолжает расти вплоть до 20° ю. ш., и течение в этом поясе остается западным. К северу по широте 4° отмечается максимум уровня. Он и ограничивает с севера южное экваториальное течение (т. е. течение западного направления, простирающееся на юг до 20° ю.ш.). Северный подъем уровня является наиболее ярко выраженным в ноябре — декабре [879]. В это время он максимально распространен на восток. К северу от него на широте 10° имеется новое понижение уровня, севернее которого, находится другое западное течение, называемое Северным экваториальным. Оно достигает северной широты 20°. Указанное-понижение становится наиболее глубоким в ноябре — декабре,.
кшШ'в.д.
Рис. 11.28, а, б. Среднее поверхностное напряжение ветра в тропиках Тихого океана в феврале (а) и в августе (б). Направления напряжений и ветра совпадают с хорошей точностью, а значение напряжения в Н/м2 определяется по формуле 0,002(l/2-j- 11), где скорость ветра U измеряется в м/с. (Из [883, 884].)
Рис. 11.28 (продолжение)
Рис. 11.28,6. Соответствующая экмановская скорость подкачки в июле в единицах 10-7 м/с ~ 0,9 см/сут^3,2 м/год, т. е. в единицах, использованных на рис. 9.6. Зоны подъемов со скоростями больше 20 единиц (64 м/г.) заштрихованы, зоны интенсивных опусканий (>20 ед.) помечены точками. Экмановская скорость подкачки в атмосфере имеет тот же знак. Ее величина больше скорости в океане в число раз, равное отношению плотностей (т. е. в 800 раз больше; 20 единиц соответствуют 150 м/сут).
а в марте —июне оно выражено наименее четко. В западной части Тихого океана можно осуществлять систематическое слежение за изменениями амплитуды понижения и подъема уровня с помощью приливных мареографов на островах [881].
Между понижением и подъемом уровня обнаруживается струя восточного направления—Экваториальное противотечение. Em скорость зависит от разности давлений между подъемом и понижением. Течение сильнее всего в сентябре — октябре [879] когда разность давлений в зоне от 150° з.д. до 130° в. д. достигает 40 динамических сантиметров и более. В любое время года перенос вод течением возрастает к западу. Более подробное описание его режима можно найти в работе [397]. Однако в январе — феврале наблюдается быстрое уменьшение перепада давления между его подъемом и понижением. Сначала оно происходит в центральных районах Тихого океана, а потом — на его западе. Минимальные значения перепада примерно равны 23 динамическим сантиметрам и достигаются в марте—апреле.
Причину асимметрии течений можно связывать с асимметрией распределения напряжения ветра, которое показано на рис. 11.28 для двух различных времен года. Основным элементом, ответственным за асимметрию, является внутритропическая зона конвергенции (ВЗК), расположенная в восточной части Тихого океана примерно на параллели 10° с. ш. В этом районе в атмосферном пограничном слое ярко выражена зкмановская конвергенция. Поэтому в океане возникает экмановская дивергенция. На рис. 11.28,0 показано соответствующее распределение зкмановской скорости подкачки. Связанный с ней поток массы (см. разд. 9.4) одинаков и в атмосфере, и в океане. Около экватора он становится особенно большим, поскольку входящий в знаменатель формулы (9.4.2) параметр Кориолиса на экваторе равен нулю. Изменения f могут играть в определении потока такую же важную роль, как и изменения напряжения ветра. Из-за того, что в тропической зоне преобладают восточные пассатные ветры, в ее большей части поток направлен в сторону от экватора. По этой причине на нем возникает подъем воды. Однако поскольку с расстоянием от экватора f растет, экмановский поток начинает убывать. При этом возникает конвергенция, и экваториальный апвеллииг сменяется опусканием вод. Для того, чтобы компенсировать эту тенденцию в зоне в пределах 15° от экватора, необходимы очень резкие изменения ветра. Они имеются только во внутритропической зоне конвергенции, где опускание вод сильно ослаблено или даже заменяется на их подъем. В Атлантике наблюдаются аналогичные особенности (см. рис. 9.6). (Отметим: если модельное поле ветра, применяемое для расчетов экмановской скорости, характеризуется не очень хорошим разрешением по пространству, то в расчетах может не получиться зона направленной вверх скорости, свя-
занная с ВЗК. При этом модели, которые используют такое поле ветра в качестве движущей силы, не будут воспроизводить противотечения.)
Для того чтобы понять, как океан реагирует на подобное воздействие, рассмотрим сначала случай чисто зонального ветра и независящую от долготы реакцию океана. Каждая из мод должна удовлетворять уравнениям (11.4.1) — (11.4.3). При слабом трении первое из них дает
v = -X/($ypH), (11.16.1)
т. е. северное или южное течение оказываются непосредственно связанными с напряжением ветра. Соответствующее распределение давления можно определить подстановкой этой формулы в уравнение (11.14.3). Это приводит к соотношению
