Горизонтальный градиент - плотность
Cтраница 1
Горизонтальные градиенты плотности присутствуют только на границах разделов, где плотность терпит разрыв, и приводят к разрывным-изменениям и и v в силу соответствующего предельного аналога соотношения термического ветра. [1]
Такое изменение глубины термоклина говорит о существовании больших горизонтальных градиентов плотности, а также и течений, сопутствующих этим градиентам в силу соотношений термического ветра. Течения в свою очередь влияют на поле плотности в соответствии с уравнением ( 6.20.7 д); таким образом, структура поля плотности тесно связана со структурой всех динамических полей. Основной вопрос, возникающий в связи с анализом описанных наблюдений, формулируется чрезвычайно просто. Почему плотность претерпевает резкие изменения в относительно узкой области, а не меняется гладко и постепенно от значений на поверхности океана до значений на больших глубинах. В атмосфере основные черты распределения температуры и плотности определяются сложным взаимодействием между динамикой и процессом переноса радиации через атмосферу, содержащую неоднородно распределенные теплопоглощающие и тепловыделяющие составляющие. С другой стороны, представляется правдоподобным, что распределение температуры в океане, нагреваемом и охлаждаемом на его верхней границе, определяется в первую очередь адвекцией тепла океанской циркуляцией, на кЪторую до некоторой степени влияет турбулентная диффузия тепла, ( и, следовательно, плотности), создаваемая движениями меньшего масштаба. Кроме того, глобальные масштабы наблюдаемых изменений структуры термоклина позволяют предположить, чтр наиболее важные здесь динамические процессы должны быть крупномасштабными, т.е. описываться динамической моделью, сформулированной в предыдущем разделе. Обсуждаемые в этой книге теории термоклина предполагают, что в открытом океане термоклин определяется только крупномасштабной динамикой, хотя роль переноса тепла пограничными течениями, а также и других пограничных процессов, таких, как апвеллинг, остается пока неясной. Кроме того, совершенно неопределенной остается также и интенсивность турбулентной диффузии в открытом океане, определяемая коэффициентом X. Неясно, можно ли полагать коэффициент перемешивания неизменным в пространстве или надо учитывать сильные пространственные изменения параметра А. Тем не менее поставленная в этом разделе проблема должна быть изучена до того, как мы перейдем к исследованию более сложных, учитывающих тонкие эффекты моделей. Проблема состоит в определении, стационарного распределения плотности, возникающего в океане под действием нагрева и охлаждения океанской поверхности атмосферой, в предположении, что такая задача описывается уравнениями крупномасштабной динамики, сформулированными в разд. [2]
Из дифференцирования уравнения (2.3) по х или у видно, что изменение в вертикальном направлении горизонтального градиента давления зависит от горизонтального градиента плотности. [3]
Появление в области аномальной термодиффузии термоконцентрационного механизма неустойчивости представляется естественным. При е - 1 горизонтальный градиент плотности смеси практически равен нулю; при этом имеются, однако, противоположно направленные горизонтальные градиенты температуры и концентрации легкой компоненты. Как говорилось в предыдущем параграфе, в этой ситуации развязывается термоконцентрационный механизм. При поставленных граничных условиях ( обращение в нуль потока вещества на стенках) особую роль играют длинноволновые возмущения. [4]
Поэтому мы можем ожидать, что результаты настоящего раздела применимы для описания распространения волн Россби в океане. Однако вклад в градиент потенциального вихря основного состояния, обусловленный горизонтальными градиентами плотности, может и не быть пренебрежимо малым. [5]
С увеличением стратификационного параметра течение замедляется и приобретает характер разомкнутых пограничных слоев. В центральной части слоя при больших Rad формируется практически равновесное ядро без суммарного горизонтального градиента плотности и с потенциально устойчивой вертикальной стратификацией. [6]
Анализ однородной модели океанской циркуляции во многом типичен для задач геофизической гидродинамики. В физическом отношении эта модель очень груба и по самой своей формулировке не дает описания вертикальной структуры океанской циркуляции, которая ввиду геострофичности полностью определяется горизонтальными градиентами плотности. Далее, в такой модели невозможно изучить и влияние нагрева поверхности океана на крупномасштабные океанские движения. При этом, поскольку течения вблизи западной границы нелинейны, движения, создаваемые ветром и нагревом, не могут изучаться раздельно, так как принцип суперпозиции оказывается там неприменимым. Наконец, отсутствие стратификации означает и отсутствие доступной потенциальной энергии, необходимой для роста возмущений типа вихрей, которые будут описаны в гл. Такие возмущения могут существенно влиять на среднее течение благодаря генерации осредненных потоков тепла и импульса, и совершенно не ясно, возможна ли параметризация таких эффектов при помощи обычных коэффициентов турбулентного обмена. [7]
 |
Профили скорости фильтрации ( а и поперечного градиента концентрации ( б для разных значений параметра стратификации. [8] |
В области больших Rad наиболее опасными являются не длинноволновые, а ячеистые возмущения. Как уже говорилось, в этой области дело сводится к исследованию устойчивости равновесия устойчиво стратифицированной смеси при наличии горизонтальных градиентов температуры и концентрации, так что суммарный горизонтальный градиент плотности отсутствует. [9]
На рис. 80 представлены профили скорости и поперечного градиента концентрации. С ростом параметра продольной стратификации г скорость уменьшается и течение приобретает характер разомкнутых пограничных слоев, разделенных практически неподвижным ядром. Образование пограничных слоев отчетливо видно также и в профилях поперечного градиента концентрации. Это означает, в соответствии с уравнением состояния (19.1), что в ядре отсутствует горизонтальный градиент плотности, обусловленный градиентами температуры и концентрации. [10]
При Rarf Ra % 30 неустойчивость имеет термоконцентрационную природу. В интервале Rad Rad Rarfo ( для обсуждаемых значений параметров Rarfo 399) неустойчивость связана со стационарными длинноволновыми возмущениями ( минимальное волновое число km 0; участок кривой je), которые являются наиболее опасными. Так, на кривой 1в критическое число Grw на три порядка ниже, чем в области действия гидродинамической моды. С ростом Rarf граница устойчивости в этой области повышается, а длина волны критических возмущений убывает. При больших Rad основное течение, как уже говорилось, приобретает структуру тонких разомкнутых пограничных слоев возле границ слоя и практически неподвижного ядра. Существующий в ядре горизонтальный градиент температуры и автоматически устанавливающийся горизонтальный градиент концентрации приводят к практически полной компенсации горизонтального градиента плотности. Таким образом, при больших Rad, в сущности, получается задача устойчивости равновесия вертикального слоя смеси с продольной стратификацией. Эта задача решалась в работе [16], в которой показано, что неустойчивость имеет форму коротковолновой конвекции в виде слоистых течений. [11]
Страницы: 1