П

0 м—о • 1 ■2

D— 5

а)

Глубинное

Течение

Разрез ⁵

Придонное

течение

Рис. 10.17. Схема структуры течения у приглубого берега в разрезе (а) и плане (б) (по В. Экману)

ри противоположном ветре полу­чается аналогичная схема для случая нагона, а ветер, перпендикулярный берегу, не будет давать ни сгона, ни нагона. Это нейтральный ветер. Та­кая схема в чистом виде не встреча­ется, хотя у приглубых берегов (на­пример, у Кавказского и Крымского берегов Черного моря) может наблю­даться сходная ситуация, приводящая в случае сгона к апвеллингу (см. 10.5.2).

У отмелых берегов, где H/D < 0,25, наибольший сгонно-нагонный эффект создают ветры направлением, перпен­дикулярным к линии берега (напри­мер, в Финском и Таганрогском зали­вах), а его направление, параллельное линии берега, будет нейтральным.

На основе теории Экмана разви­вались и продолжают развиваться исследования ветровых течений. На­пример, были разработаны теории ветровых течений для мелкого моря различных форм. Определена роль ветровых изменений уровня в фор­мировании схемы течений вод Ми­рового океана. Выяснилось, что под влиянием неравномерного ветра воз­никают наклоны водной поверхности, которые первое время мало изменяют поле плотности. Если ветер дует продолжительное время, то поле плотности перестраивается. Менее плотная вода верхних слоев под действием силы Кориолиса и ветрового нагона отходит в сторону высокого уровня (правая сторона течения в Северном полушарии), а более плотная вода на глубине оттекает в сторону меньшего уровня и давления (левая сторона течения).

3. Плотностные течения

Плотностное течение порождает неравномерность распределения плотности в океане. Как было показано в разд. 10.6 (см. рис. 10.2), в низких широтах Мирового океана плотность воды на поверхно­сти меньше, а удельный объем больше, чем в полярных областях. Следовательно, уровень во внутритропической области выше, чем

в высоких широтах. Это приводит к движе­нию воды по уклону, т. е. от тропиков к по­люсам. Одновременно начинают действовать силы трения и Кориолиса, влияют очерта­ния берегов, рельеф дна и еще накладывает­ся глобальная система ветров. Все это вместе взятое и формирует общую циркуляцию вод океана.

Р

Рис. 10.18. Схема расчета наклона водной поверх­ности в океане; течение направлено «в чертеж»;

Северное полушарие

ассмотрим роль различия плотностей в формировании течений. На рис. 10.18 по­казано сечение равномерного потока в Се­верном полушарии, который идет «в чертеж». На каждую единичную массу на поверхности потока действуют силы тяжести g и Корио­лиса К (для единичной массы ограничимся ускорениями), поэтому поверхность наклонена так, что она перпендикулярна равнодей­ствующей обеих сил. Угол наклона определяют по формуле

Ah

L

(10.27)

tgP = -

— 2cgv sin ф.

Отсюда находим скорость потока:

g

(10.28)

tg р gAh

2а> sin ф 2(0L sin ср

Измерить превышение Ah на поверхности моря достаточно точ­но нельзя, но можно найти его приближенно, если воспользоваться динамическим методом, предложенным в начале прошлого века В. Бьеркнесом применительно к атмосфере. В. Сандстрем и В. Хел- ланд-Хансен видоизменили его для океана. Широкому распростра­нению динамического метода способствовали работы Н. Н. Зубова, который расширил его смысл и предложил очень простой метод расчетов. В этом методе используются единицы работы силы тяже­сти — геопотенциала (динамический дециметр): работа, затрачивае­мая при поднятии массы в одну тонну на высоту 1/9,8 м, т. е. приблизительно на один дециметр (в единицах СИ это равно 1 кДж). Соотношение между глубиной, измеренной в динамических D и в линейных h метрах, запишется так: D=0,lgh. Глубину можно измерить и в единицах давления (10⁴ Па): p = Q,\gh/a, где а — удель­ный объем воды. Связь всех трех величин запишется так:

10Z) lOpa

h =

(10.29)

Л П 1 и ^D °^^h

D = 0,lgh = pa; p = — =

a a

Это значит, что для воды соленостью 35 %о и температурой 0 °С глубине один метр будет соответствовать работа 0,98 динамических метров и давление 1,01 децибара (101 гПа). Вообще числовые зна-

чения этих величин при любой температуре и солености будут различаться в пределах 3 %. Это позволяет заменять числа, полу­ченные в одних единицах, другими, просто переименовывая их: измеряя горизонты в линейных метрах, считать их полученными в децибарах.

Для определения скоростей течений в данном районе океана надо иметь достаточно плотную сеть станций и для каждой стан­ции получить динамическую высоту, вычисляя ее вверх от некото­рой отсчетной (нулевой) изобарической поверхности, принимаемой за начало отсчета для всех станций. Для океана часто берется изо­бара 1500 децибар, т. е. глубина 1500 м, так как это слой находится у нижней границы главного термоклина (для морей берется мень­шее значение). Динамические высоты определяют по температуре и солености воды на каждом горизонте по формуле D=pa. Затем на карту наносят все значения высот в динамических сантиметрах (или миллиметрах) и проводят изолинии, называемые динамическими горизонталями. Теоретически они представляют собой линии тока, причем направление движения воды таково, что большая высота лежит в Северном полушарии справа по движению. Расстояние между изолиниями обратно пропорционально скорости течения, поэтому величина скорости может быть вычислена по разности динамиче­ских высот в двух точках, лежащих на расстоянии L одна от другой:

v = ^10AZ? . (10.30)

2со sin ф L

Вследствие близости числовых значений динамических и ли­нейных метров динамические карты показывают топографию по­верхности моря. Динамические карты составлены для всех океанов и морей. Они дают генеральную картину стационарной геострофи- ческой циркуляции, в которой внутреннее трение пренебрежимо мало, а действующая сила — градиент давления — уравновешивается только силой Кориолиса. Пример динамической карты дан на рис. 10.19.

В настоящее время метод расчета значительно усовершенство­ван, модели течений позволяют решать полную систему уравнений гидродинамики, учитывающую воздействие ветра, влияние рельефа дна, трение о дно, переменную плотность воды, изменение силы Кориолиса с широтой и т. д. При этом единая отсчетная поверх­ность либо не требуется вовсе, либо расчет идет от уровня поверх­ности океана, полученного по балансу суммарных расходов течений или по данным спутниковой альтиметрии.