Динамика атмосферы и океаны - Гилл А.
Скачать (прямая ссылка):
действительно так, но в тропическом поясе, где планетарные волны перемещаются значительно быстрее (см. рис. 12.3), эта закономерность уже не отмечается. Сезонные процессы в тропиках обсуждаются в работах [710, 115]). Баротропная составляющая находится в квазиравновесном состоянии и изменяет отклонения поверхности только на 1—2 см, однако поскольку соответствующие течения охватывают всю толщину •океана, изменения переносов вод могут достигать 5 Мт/с. Изменения уровня за счет расширения и сжатия верхнего 200-метрового слоя воды были рассчитаны по данным наблюдений. Было установлено, что они доходят до значений 10 см, в то время как изменения, вызванные приспособлением к атмосферному давлению (см. разд. 9.9), которые не приводят к динамическим эффектам, имеют максимальные амплитуды около 3—6 см в более высоких широтах. В работе Андерсона [17] сезонные изменения ¦течений Северной Атлантики изучались с помощью численной модели. Он обнаружил, что многие изменения, такие, например, как изменения Гольфстрима в районе Флориды, объясняются колебаниями меридиональной составляющей ветра.
12.5. СТАЦИОНАРНАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ ОКЕАНА
На настоящем этапе представляется полезным рассмотреть картину стационарной циркуляции океана, которая следует из расчетов, выполненных в разд. 12.4. Они показали, что во всем океане за исключением западного пограничного слоя устанавливается свердруповский баланс. В пограничном слое стационарный режим достигается только при дополнительном учете ¦таких эффектов, как нелинейность и диссипация. Следовательно, имеется принципиальная возможность рассчитать стационарную реакцию океана на ветер во всей области, за исключением западного пограничного слоя. Такие попытки предпринимались неоднократно. Эффектами рельефа при этом обычно пренебрегают, что можно обосновать (по крайней мере отчасти) упомянутым в разд. 12.4 влиянием стратификации.
Обычно расчеты производят для функции тока ¦ф проинтегрированных по вертикали переносов вод. В нее дает вклад •только баротропная составляющая течения, так что, используя стационарную часть уравнения (12.4.3), функцию -ф можно связать суит) следующим образом:
Другой формой записи этого уравнения является соотношение
(11.13.6). Функцию тока ^ определяют, интегрируя уравнение от восточного берега в западном направлении. Результаты расчетов можно найти, например, в работе Лиитма и Банкера
(12.5.1)
[441]. Кроме того, в указанной работе рассчитана также другая функция, называемая ее авторами проинтегрированным по вертикали геострофическим переносом. Она показана на рис. 12.7, а. Эта функция включает в себя вклад в перенос вод только геострофических течений, т. е. не учитывает экмановский перенос. Поскольку этот поток уже не является бездивер-гентным, точно определить его функцию тока невозможно. Рисунок построен по данным интегрирования меридионального гео-строфического переноса на запад от восточной границы либо до западной границы, либо до точки с нулевым значением вихря.
Поскольку информация о полях температуры и солености позволяет рассчитать течения лишь относительно некоторого заданного уровня, то скорости стационарных геострофических течений в океане не удается определить абсолютно точно. Поэтому невозможно также найти точные значения переносов и сравнить их с расчетами по соотношению Свердрупа. Вместе с тем некоторые сравнения все же можно сделать. Так, например, на рис. 12.7,6 показаны течения Северной Атлантики на глубине 100 м относительно течений на глубине 1500 м [757]. Если предположить, что последние течения являются относительно слабыми, то рис. 12.7,6 можно рассматривать как картину приповерхностных геострофических течений. На ней можно обнаружить много бросающихся в глаза совпадений с рис. 12.7, а, что свидетельствует о том, что воздействие ветра во многом объясняет картину поверхностной циркуляции. С другой стороны, существенные отличия, которые также можно увидеть на этих рисунках, говорят о важности других факторов, например сил плавучести. Вычисления Уортингтона [868, 869], в частности, показывают, что опускание вод в Гренландском море увлекает туда большие массы поверхностных вод из Северной Атлантики, и это существенно влияет на общую картину циркуляции.
Решение Свердрупа отличается тем свойством, что оно позволяет определить полный перенос западными пограничными течениями. Связано это с тем, что перенос субтропических вихрей к югу в основной области океана, который следует непосредственно из решения, должен в стационарной задаче уравновешиваться переносом вод к северу в системе западных пограничных течений, таких как Гольфстрим и Куросио. Рассчитанный таким методом расход Гольфстрима на широте 31° с.ш. равен 32 Мт/с [441]. Это хорошо согласуется с оценкой [671] переноса вод через Флоридский пролив, также равной 32 Мт/с и оценкой геострофических расходов через Северную Атлантику на широте 32° с. ш. [442]. Вместе с тем измерения расходов северных потоков Гольфстрима дают быстрое их увеличение до значений порядка 100 Мт/с (см., например, [238]), что противоречит результатам, ожидаемым на основе свердруповской тео-
