книги из ГПНТБ / Лакомб, А. Энергия моря

1. О п р е д е л е н и е с и л ы т р е н и я . Первые оценки были основаны на измерении наклона, который прини­ мает поверхность воды под действием ветра. Данное явление встречается главным образом на ограниченных водных пространствах, причем в этих случаях уровень по направлению действия ветра повышается, а против ветра — понижается.

Шведский океанограф Экман, измеряя в различных точках колебания уровня Балтийского моря во время

воздуха, а коэффициент к приблизительно равен 0,002— 0,003. Величина F увеличивается довольно быстро — про­ порционально квадрату скорости ветра — и достигает ве­ личины 2—3 дин/см2 при скорости ветра 10 м/сек. Пред­ полагается, что ветер измерен на высоте 6—10 м над водой (это обычная высота корабельного мостика).

В гидравлике уже с давних пор изучают эксперимен­ тальным путем режим потоков жидкости вблизи непод­ вижных шероховатых стенок. Проведенные наблюдения позволили вывести логарифмический закон изменения скорости потока вблизи стенки в зависимости от удале­ ния от нее. Следовательно, на расстояниях от стенки, из­ меняющихся в геометрической прогрессии, прирост ско­ рости будет неизменным. Силу F при этом можно найти из значений скорости на двух расстояниях от стенки. При турбулентном режиме, с которым мы обычно имеем дело, этот закон предусматривает, что на очень малых удалениях от шероховатой стенки скорость жидкости равна нулю. Это расстояние называется «шероховатость стенки».

Довольно немногочисленные измерения показывают, что «профиль ветра» в однородном воздухе вблизи мор­ ской поверхности, как и вблизи от неподвижной и не­ проницаемой для энергии перегородки, явно подчиняется

50

логарифмическому закону (рис. 11), однако при этом установлено, что «шероховатость» морской поверхности очень незначительна: она гораздо меньше амплитуды волн. Отсюда следует, что измерения необходимо произ­ водить на очень малых высотах (порядка дециметра) над поверхностью моря, чтобы можно было уловить разницу

Рис. 11. Изменение скорости ветра в зависи­ мости от высоты над поверхностью моря (высота дана в логарифмическом масштабе).

1 — отрезками выделены интервалы надежности данных о скорости ветра, полученных с помощью

анемометра.

между этой скоростью и той, которую измеряют одыовременно на высоте 6 или 10 м. Такие измерения ветра в не­ скольких дециметрах над водой, когда волны достигают метра и выше, очень сложны. Их нев'озможно произве­ сти с судна, так как само судно нарушает воздушный

51

поток. Эти измерения могут быть осуществлены только с небольших площадок, установленных на буях, хорошо

Измерения ветра на различных высотах позволяют определить величину F только при допущении, что закон, справедливый вблизи от неподвижной перегородки, «не­ проницаемой» для механической энергии в однородном воздухе, достаточно точен также и на море, где эти ус­ ловия, очевидно, не выполняются, ибо там происходит передача энергии через границу. Кроме того, устойчивая или неустойчивая плотностная стратификация воздуха над морем, которая играет такую важную роль в разви­ тии турбулентности и обмене теплом и влажностью в нижних слоях атмосферы, также оказывает влияние на передачу механической энергии от воздуха к воде.

Чтобы сделать исследования независимыми от гипо­ тез и допущений, в настоящее время используют специ­ альную методику, разработанную для изучения турбулентности. Если известны короткопериодные коле­ бания — флуктуации — скорости ветра, температуры, и, желательно, влажности воздуха, то эта методика по­ зволяет рассчитать передачу количества движения, тепла и водяного пара вблизи границы раздела вода — воздух. Эти сложные измерения, которые должны быть дополне­ ны тщательным изучением самого волнения на поверхно­ сти раздела, начинают давать некоторые результаты, со­ гласующиеся — по-видимому, довольно плохо — со значе­ нием F, выведенным из логарифмического закона. Поря­ док величины к всегда остается в пределах нескольких тысячных. Эта величина медленно растет с увеличением скорости ветра, но, несомненно, зависит от распределе­ ния и других параметров — температуры и влажности — в нижних слоях атмосферы. Мы должны также ожидать, что величина к будет различной в зависимости и от не­ которых других причин.

52

2. Г е о г р а ф и ч е с к о е р а с п р е д е л е н и е в л е ­ к у щ е й с и л ы в е т р а и в ы з ы в а е м ы е е ю м о р ­

статистические данные о ветре над морской поверхно­

На рис. 12 представлены силы (западно-восточная сос­ тавляющая), действующие на океан в зависимости от широты (изменения по долготе в общем незначительны). Эти данные лежат в основе современных теорий ветровой океанической циркуляции в соответствии со старой морской поговоркой, согласно которой именно ветры являются причиной морских течений. Сила F, действую­ щая на единицу поверхности жидкости, увлекает поверх­ ностную пленку воды, и это движение благодаря вязко­ сти и турбулентности передается нижележащим слоям: этот эффект ощущается в толще воды порядка 100 м. Таков вывод теории Экмана относительно ветровых, или дрейфовых, течений.

Но если теория, ветровых течений Экмана дает схему циркуляции, обусловленную влекущей силой ветра, то эта же сила может явиться косвенной причиной течений другого рода, которые накладываются на чисто дрейфо­ вые течения. В самом деле, хороши известно, что под дей­ ствием ветра уровень моря у берегов значительно изме­ няется. Иначе говоря, образуется поверхностный уклон воды, уклон очень слабый (порядка 10~5), о котором мы, впрочем, уже упоминали при изложении способов опре­ деления F. Такой уклон, нарушающий нормальное поле давления в море вследствие вагона или сгона (смотря по обстоятельствам) воды у берега, является причиной «градиентных» течений, которые можно вычислить в не­ которых простых случаях. Нагон или сгон воды обуслов­ лены направлением ветра относительно береговой линии. В первом случае мы имеем нагон поверхностных вод из

53

открытого моря в прибрежную область, компенсируемый опусканием вод у берега и их оттоком на глубине. Во

. втором случае поверхностные береговые воды увлекают-

c.ш.

Рис. 12. Среднее годовое распределение вели­ чины касательного напряжения ветра в за­ висимости от широты.

ся в открытое море, вызывая дефицит, который компен­ сируется подъемом воды у берега и притоком на глубице. Этот подъем^ или «upwelling», глубинных вод, посту­ пающих в основном с умеренных глубин (300—400 м),

54

вод холодных и относительно богатых минеральными солями, создает благоприятные условия для высокой «продуктивности» моря. Подобные явления наблюдаются особенно часто у западных берегов континентов между параллелями, ограничивающими зону пассатов. Однако их можно также встретить в открытом море у границ некоторых течений (в подобном случае граница течения играет роль фиктивного берега).

Вообще, всякое воздействие, испытываемое морской средой, и особенно описанные выше тепловые эффекты: осадки, таяние льдов, ветры и т. д., которые являются причиной нарушений начального поля плотности мор­ ской воды,— вызывают перепады давления вдоль вооб­ ражаемой горизонтальной плоскости, проходящей через жидкость, а это порождает течения. Понятно, что само распределение плотности отражает суммарное влияние всех воздействий на море и может дать нам хотя бы частичное представление об этих воздействиях на мор­

ских течений по известному распределению плотности морской воды, определяемой путем измерения темпера­ туры и солености воды на различных вертикалях.

ких морских течений, главной причиной которых являет­ ся ветер. Обобщающая схема океанической циркуляции представлена на рис. 5 и 10. Видно, что она согласуется со схемой главных ветров (рис. 4) и схемой среднего распределения атмосферного давления. Связь этих трех элементов представляется вполне очевидной.

О структуре течений можно сделать следующий вы­ вод. По обе стороны экватора, в районе пассатов, прохо­ дят южно-экваториальные и северно-экваториальные те­ чения, обусловленные этими пассатами и направленные на запад. Основные ветви этих течений достигают почти

55

15° с. ш. и 15° ю. ш. Между северной и южной ветвями

(рис. 12). Скорость и размеры экваториального противо­ течения непостоянны, и, кроме Индийского океана, где, впрочем, оно существует только в период северо-восточ­ ного муссона, это противотечение повсюду смещено к се­ веру от экватора.

Идущий на запад мощный поток вод экваториальных течений составляет самые близкие к экватору ветви больших антициклонных круговоротов, направленных в северном полушарии по ходу часовой стрелки, а в юж­ ном — против часовой стрелки. Противоположные ветви переносят воду на восток. Это так называемые дрейфы западных ветров (передвижению воды благоприятствуют ветры западного сектора), в среднем преобладающие в зонах примерно от 35 до 55° широты в обоих полуша­ риях.

Указанный дрейф особенно силен в южном океани­ ческом кольце (40° ю. ш.) из-за господствующих там ус­ тойчивых сильных ветров. Отсюда и название «ревущие сороковые». Между тем в Индийском океане чередова­ ние муссонов и тот факт, что этот океан ограничен с се­ вера материком, в корне изменяют общую схему анти­

' Переход экваториальных течений в западные дрейфы происходит около западных границ океанов посредством узких и мощных относительно теплых и соленых водных «артерий». Эти «артерии» (Гольфстрим, Куросио, тече­ ние Игольного мыса) обладают большой скоростью и на­ правлены к высоким широтам. Такая концентрация вод в интенсивные течения у западных границ океанов — примечательное явление, одной из причин которого яв­

56

ториальным течениям осуществляется через относитель­ но холодные, часто менее интенсивные и более «размы­ тые» течения, направленные к экватору (Канарское, Калифорнийское, течение Гумбольдта, Бенгуэльское тече­ ние). В центре каждого антициклонического кольца существует обширная зона слабых и неустойчивых тече­ ний. Примером может служить Саргассово море в Атлан­ тике.

Гораздо ближе к районам полюсов, то есть к северу (югу) от антициклонных круговоротов северного (юж­ ного) полушария, при преобладании восточных ветров возникает циркуляция циклонического характера (юг Гренландии, Лабрадорское море, Норвежское море, Се­ верный Ледовитый океан, северные районы Тихого океа­

тенденция к уменьшению скорости по мере увеличения глубины. Удалось подсчитать средние значения для пото­ ков морской воды, переносимых различными течениями (рис. 10). В качестве единицы измерения принят один миллион кубических метров в секунду. На больших глу­

океаническая циркуляция, представленная на данных рисунках, не следует упускать из виду, что в действи­ тельности эти течения весьма изменчивы — на это ука­ зывают как прямые, так и косвенные измерения.

Стоит ли удивляться этому? Разумеется, нет. Преж­ де всего такие хорошо известные причины, как морские приливы, вызывают в море вертикальные (собственно приливы) и горизонтальные (приливные течения) дви­ жения, периодичность которых является следствием дви­ жения небесных тел. Соответствующий анализ наблюде­ ний уровня или течений позволяет, с одной стороны, оп­ ределить и предсказать эти движения, а с другой —

57

исключить их путем вычитания из известной общей циркуляции.

Кроме этого простого случая, изменчивость может зависеть от многих других причин.

1. От определенных космических сил. В частном слу­ чае — это силы, порождающие приливы, периодически повторяющиеся во времени. Однако сила Кориолиса, действующая на всякое тело, перемещающееся относи­ тельно вращающегося земного шара, придает периодич­ ность и обычному переносному движению. Эта сила пер­ пендикулярна горизонтальной скорости движущегося те­

ния земного шара вокруг полярной оси (2л радиан в од­ ни звездные сутки, то есть за 86164 секунды среднего времени), а ф — географическая широта. Произведение wsirnp представляет собой проекцию на вертикаль в точ­ ке на широте ф вектора ш, который направлен вдоль земной оси, то есть величина 2d)simp является удвоен­ ным значением угловой скорости вращения плоскости, касательной к Земле на широте ф, вокруг вертикали в точке касания. На полюсе величина 2созтф соответству­ ет одному обороту вокруг местной вертикали (совпадаю­ щей в данном случае с земной осью) за 12 звездных ча­ сов. На экваторе величина ф равна 0, и касательная плоскость не вращается вокруг местной вертикали, так как ось вращения параллельна самой плоскости. Таким образом, длительность одного оборота плоскости, каса­ тельной к экватору, вокруг местной вертикали равна бесконечности. На широте ф скорости вращения, равной 2cosinp, соответствует один поворот касательной плоско­ сти на 360° вокруг местной вертикали за время, равное 12 звезд, час/эшф, например, для ф=30° — один поворот за одни звездные сутки. Этот период обращения вокруг местной вертикали называется маятниковым периодом, или половиной маятниковых суток,— такое название свя­

58

зано с маятником Фуко, который поворачивается на 180э за данный период.

Таким образом, оказывается, что всякое возмущение среднего движения морской воды приводит к возникно­ вению дополнительного периодического движения с пе­ риодом, равным половине маятниковых суток. Можно довольно легко привести пример такого рода движений. Если обладающая массой материальная точка будет дви­ гаться без трения с постоянной скоростью V по горизон­ тальной плоскости, вращающейся вокруг местной верти­ кали с угловой скоростью tosincp, то она будет описывать на этой плоскости круг, называемый кругом инерции. Радиус Этого круга равен величине F/2cosincp, а время од­ ного оборота равно маятниковому периоду, то есть

2jj/2(Dsin(p.

Это движение может показаться неожиданным тому,, кто но привык учитывать силу Кориолиса. Действитель­ но, в обычных движениях, с которыми мы постоянно сталкиваемся, силой Кориолиса — в противоположность силам, порождающим движения, и диссипативным си­ лам (трение) — можно пренебречь. Иначе обстоит дело в океанографии и метеорологии. Здесь сила Кориолиса играет фундаментальную роль просто потому, что силы,, возбуждающие океанические или воздушные движения, очень слабы, а сила Кориолиса часто имеет тот же поря­

менее непостоянных, неустановившихся движений в оке­ ане часто будут встречаться движения с маятниковым периодом, который зависит от широты точки (рис. 13). Это еще одна возможная периодическая составляющая океанических движении.

59