Учебное пособие «Физика природной среды»



страница23/26
Дата10.05.2016
Размер1.48 Mb.
1   ...   18   19   20   21   22   23   24   25   26

5.4. Градиентные течения

Чисто дрейфовые течения могут развиваться только в открытом океане и при однородном поле ветра. Обычно же различные по направлению и скорости ветры создают встречные или расходящиеся потоки воды, натекающие на берега или угоняющие воду от них. Это приводит к наклону уровня океана, в результате чего возникают градиентные течения. Вначале рассмотрим чисто градиентное течение. Для этого допустим, что на некотором участке моря поддерживается по каким-либо причинам подъем уровня, а ветер отсутствует. Будем считать, что движение стационарно. Тогда система уравнений (5.3.1) примет вид:




В этой системе уравнений первые члены характеризуют силу внутреннего трения, а вторые — Кориолисову силу. Третий член второго уравнения определяет силу гидростатического давления. Именно эта сила является активной и приводит в движение воду. Система координат ориентирована так, что ось y направлена вдоль наклона уровня. Поэтому вдоль оси x наклон равен нулю, а следовательно, равна нулю и составляющая силы давления по оси x.

На верхней границе задается условие du/dz = 0; dv/dz = 0 (т. к. ветер отсутствует). На нижней границе, у дна, задано условие прилипания, т. е. в результате трения о дно скорость течения непосредственно на границе равна нулю. Решение системы (5.4.1) громоздко, и выписывать его не будем. Интересующихся отсылаем к монографии Лакомба «Физическая океанография».



На рис. 5.4.1. представлены проекции скорости градиентного течения на горизонтальную плоскость при различных глубинах моря Н. Из рисунка видно, что как только Н превосходит 0,5D (D = π/a) общее движение воды происходит в направлении, перпендикулярном наклону уровня, и в Северном полушарии течение направлено вправо от наблюдателя, смотрящего вдоль наклона (т. е. в направлении максимального понижения уровня моря), и влево в Южном полушарии. Если же H/D мало, то, наоборот, скорость имеет значительную составляющую в направлении наклона. При глубине Н, значительной по сравнению с D, градиентное течение имеет составляющую вдоль наклона лишь около дна. Выше оно перпендикулярно понижению уровня поверхности.

5.5. Прибрежная циркуляция

Рассмотрим очень распространенное движение морской воды, происходящее у берегов и связанное со сгонно-нагонными дрейфовыми течениями, создающими или подъем уровня у берега, или понижение его. Эти явления в той или иной мере наблюдаются практически на любом участке береговой черты и отличаются лишь по интенсивности и времени действия. Они могут быть вызваны сгонными или нагонными ветрами, регулярными бризами или муссонами, постоянными пассатами. Так например, у восточных берегов континентов в тропической области всегда имеет место нагон воды, а у западных — сгон.



Представим себе, что над некоторым достаточно большим по протяженности участком берега дует однородный ветер V. Направление его относительно берега показано на рис. 5.5.1. Этот ветер вызывает дрейфовое течение, полный поток которого Φ перпендикулярен направлению ветра и отклонен вправо (в Северном полушарии). Составляющая потока, перпендикулярная к береговой черте Φп (на рис. 5.5.1 она совпадает с полным потоком), создает нагон воды. В результате возникает наклон уровня от берега в море. Бесконечный подъем уровня невозможен, поэтому вода начинает погружаться ко дну и стекать в придонных слоях от берега. При постоянном ветре возникает установившийся режим, когда количество воды, нагоняемое ветром в верхних слоях, равно количеству воды, стекающему в нижних. При этом угол наклона поверхности воды также постоянен. Из-за наклона во всей толще воды возникает и градиентное течение. Тогда структура потока прибрежной циркуляции при глубине моря у берега, большей 2D, окажется следующей. От поверхности до глубины H – D возникает градиентный поток, движущийся вправо от направления понижения уровня. В придонной области суммарный поток направлен в сторону от берега, и величина его нормальной составляющей будет равна перпендикулярной к берегу составляющей нагонного потока в верхнем слое.

5.6. Происхождение Гольфстрима

Северо-восточные пассатные ветры вызывают медленный дрейф вод Атлантического океана к западу в виде Северного Пассатного течения. Вблизи 60° з. д. течение разделяется. Большая часть вместе с частью Южного Пассатного течения, проникает в Карибское море, а остальная идет к северу Вест-Индии в виде Антильского течения. Вода, попавшая в Карибское море, перемещается дальше в Мексиканский залив, откуда она возвращается в Атлантический океан через Флоридский пролив. Минимальная ширина течения 80 км. Так возникает сгущение линий тока, и в соответствии с законами гидродинамики образуется быстрый поток, скорость которого нередко превышает 2 м/с. Средний расход воды в течении составляет 26·106 м3/с. Флоридское течение усиливается Антильским, и расход достигает максимума — примерно 74·106 м3/с — за счет пополнения водами повышенной солености из Саргассова моря. В дальнейшем, под действием силы Кориолиса, Гольфстрим поворачивает вправо, и, двигаясь в северо-восточном направлении, достигает берегов Европы.


6. ПОВЕРХНОСТНОЕ ВОЛНЕНИЕ

6.1. Общие сведения о поверхностном волнении

Ветер, кроме течений, вызывает и волны. Волнение существенно меняет структуру поверхностного слоя океана и в значительной мере влияет на процессы теплового и динамического взаимодействия океана с атмосферой, оптические, акустические и целый ряд других физических, химических и биологических процессов. Волнение влияет на берега, береговые сооружения, условия плавания. Все это обуславливает важность изучения волнения.

Уже первые порывы ветра меняют ровную до того поверхность океана. В начале это правильные гряды очень невысоких, порядка сантиметров, волн, именуемых рябью. Эти волны называются капиллярными, поскольку существенное влияние на них оказывает сила поверхностного натяжения жидкости. Частоты капиллярных волн лежат в диапазоне 50­–10 Гц.

При дальнейшем увеличении волнения под действием ветра капиллярные волны преобразуются в гравитационно-капиллярные, на которые, помимо силы поверхностного натяжения, существенное влияние оказывает сила тяжести. Эти волны менее упорядоченны, а их частоты лежат в диапазоне 10–1 Гц.

При длительном действии или усилении ветра волнение увеличивается, становясь весьма неупорядоченным в виде отдельных неправильной формы холмов и впадин. Такое волнение называют трехмерным, в отличие от волн с очень длинными гребнями. Штормовое волнение, развивающееся при длительном сильном ветре, становится более упорядоченным и имеет вид отдельных валов с явно выраженными гребнями. Но все эти гребни сравнительно небольшой протяженности, и общая трехмерная форма волнения сохраняется. Описанные в данном абзаце волны называют гравитационными, и их частоты меньше 1 Гц,

На поверхности основных волн возникают более мелкие неупорядоченные вторичные волны. Вершины этих волн и основных гребней нередко частично разрушаются, образуя «барашки», состоящие из пены.

Размер волн возрастает по мере действия ветра вначале быстро, а затем все медленнее, стремясь к определенному пределу, соответствующему данной скорости ветра.

Еще одной особенностью ветрового волнения является его зависимость от протяженности поверхности, над которой дует ветер, или, как говорят, от длины разгона волны. Поэтому максимальные значения размеров волн наблюдаются в зоне «ревущих сороковых» широт Южного полушария, где западный ветер может разгонять волны вдоль всего круга широт.



Расстояние между вершинами (гребнями) или впадинами (подошвами) называют длиной волны λ, расстояние по вертикали между подошвой и гребнем hвысотой волны. Время, за которое в данной точке одна вершина сменяется другой, τ есть период волны, 1/τ — ее частота, а скорость перемещения гребня по горизонтали cфазовая скорость волны. Отношение h/λ называется крутизной волны. Величина k = 2π/λ называется волновым числом.

Траектории движения частиц жидкости в волне представляют собой эллипсы, быстро уменьшающиеся с глубиной. На глубине, равной половине длины волны, амплитуда периодических движений жидкости в 23 раза меньше, чем на поверхности, а на глубине, равной длине волны, они практически полностью затухают, будучи в 535 раз меньше волновых колебаний на поверхности.

Характеристики волн изменяются в зависимости от скорости ветра в довольно широких пределах, при этом обнаруживаются две общие закономерности: чем выше штормовая волна, тем она положе, т. е. при этом h/λ уменьшается; чем длиннее волна, тем больше скорость ее распространения.

Наиболее типичным для штормового ветра (скорость ветра больше 15 м/с) является волнение высотой в 5–8 м при длине волны 190–200 м и периодах около 10 с.

Максимальные из наблюдавшихся при различных скоростях ветра волны имели следующие характеристики:

Увеличение h/λ при v = 19 м/с вызвано, по-видимому, тем, что волнение не было установившимся. Максимально возможная крутизна волны составляет h/λ = 0,143. В случае большей крутизны гребень волны обрушивается, образуя пенистый барашек. В зоне «ревущих сороковых» широт при штормовом ветре 35 м/с одна из советских антарктических экспедиций наблюдала волны, достигающие высоты около 30 м.

В более ранней стадии развития волны всегда круче, чем в последующих. Усиление ветра приводит к увеличению отношения h/λ, ослабление его уменьшает крутизну волны.

Как только ветер утих или совсем прекратился, волнение начинает медленно затухать. В первую очередь затухают вторичные короткие волны. Чем больше длина волны, тем медленнее она затухает. Оставшееся после прекращения ветра волнение называют мертвой зыбью. Крутизна ее всегда меньше крутизны ветрового волнения. В силу медленного затухания и очень большой скорости распространения зыбь из района зарождения проникает в очень отдаленные районы и по пути нередко становится фоном, на котором зарождается и развивается местное ветровое волнение.

Зыбь наиболее близка к теоретическому двумерному волнению, когда длина гребня бесконечна.

Наблюдениями установлено, что ветровое волнение имеет статистический характер. Это не одинаковые волны, соответствующие определенной стадии развития, а набор волн, не сильно отличающихся по амплитуде и периоду.

Сложность поля волнения, взаимодействие волн различных периодов, приводит к особенности ветрового волнения, называемой «девятым валом». Действительно, если наблюдать подходящие к берегу волны, то можно обнаружить максимальную амплитуду в среднем у каждой девятой волны. Но только в среднем. В действительности такая повторяемость наблюдается в пределах от 7 до 11 волн. Таким образом, при волнении образуются своеобразные группы волн, причем всей группе свойственна своя групповая скорость распространения. Группы волн возникают в результате сложения волн, обладающих незначительным различием периодов.



Когда волна приближается к берегу, профиль ее существенно меняется. Если глубина меняется равномерно и постепенно, наблюдается и постепенное изменение волны. Чем круче склон дна у берега, тем резче наступает изменение волнения. При скачкообразном изменении глубины волна разрушается, образуя пенный бурун над подводным препятствием.

При движении волны к берегу наблюдается постепенное увеличение высоты волны с одновременным уменьшением длины. Увеличение амплитуды связано с тем, что при выходе на более мелкие места, где глубины меньше длины волны, ее энергия распределяется на постепенно уменьшающуюся массу воды. Исследование движения волн на мелководье показало, что под действием силы трения о дно фазовая скорость изменяется на протяжении одной волны: гребень движется быстрее подошвы. Это приводит к деформации профилей волн и росту крутизны их передних фронтов. Когда передний фронт волны становится отвесным, она начинает разрушаться.

Вблизи от берега наблюдается также еще одна особенность волнения. Откуда бы ни дул ветер со стороны моря, как бы ни двигались вызванные им волны вдалеке от берега, при подходе к берегу они постепенно поворачивают и движутся к нему фронтом. Это явление происходит вследствие влияния трения о дно на скорость волны. В результате этого с уменьшением глубины скорость волны падает, что и вызывает рефракцию волн.



Рассмотрим теперь профиль взволнованной водной поверхности. Как показывают наблюдения, профили ветровых волн и зыби могут быть достаточно близко описаны кривыми, лежащими между некоторой трохоидой и циклоидой. Циклоида — это кривая, которую описывает точка окружности, катящейся без скольжения по некоторой прямой. Трохоиду описывает точка окружности меньшего радиуса при качении большей окружности по прямой. Профиль ветровой волны с заостренной вершиной ближе к циклоидальному, профиль зыби — к трохоидальному.

1   ...   18   19   20   21   22   23   24   25   26


База данных защищена авторским правом ©bezogr.ru 2016
обратиться к администрации

    Главная страница