Добавил:
Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз: Предмет: Файл:

книги из ГПНТБ / Тареев, Б. А. Динамика бароклинных возмущений в океане

.pdf
Скачиваний:
13
Добавлен:
20.10.2023
Размер:
7.86 Mб
Скачать

Поскольку нормальная к береговой черте компонента ско­ рости должна обращаться в нуль, граничные условия для

(2.9.17): р = 0 при у = 0, р — ограничено при г/->— оо (2.9.18).

Если ехр(—ху)_— х, то вместо (2.9.17) получим

хЦх — 1) ^ Е - + х ( х — 1) -+ [* ,' — a'2x) — k'2(x— \)]p=0.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

(2.9.19)

Здесь а’2= а2х~2, k'2x~ 2,

к' — кх~2.

Граничные

условия для

(2.9.19):

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

р (1) = 0,

р (оо) — ограничено.

 

(2.9.20)

При р = хтф (х),

т = ± V k ’2+ к’ уравнение (2.9.19)

приво­

дится к виду:

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

х(х — 1) ср" +

1) (2т + 1) ф' + (Г — а'2) ф = 0.-

(2.9.21)

Определяя параметры а,

(3, у равенствами

 

 

 

a = m ± V k’2+

а'2,

р = т ± У k’2+ а'2,

 

 

у =

+ 1, = ± V k'2 + х'2 ,

 

(2.9.22)

приводим уравнение (2.9.21) к гипергеометрическому:]

 

 

х ( х — 1)ф" + [а -Ь Р +

1) л: — у)] ф' + <*Рф = 0.

(2.9.23)

Общее решение (2.9.23) в рассматриваемом интервале:

 

 

Ф = хга F (а,

1 + а — у,

1 + а — р; г -1) +

 

 

ч- х~&F (Р,

1-гР — У,

1-гР —а; х~]).

(2.9.24)

Здесь F ^ Л, В , С; — j — гипергеометрический ряд,

1 < | х | <оо.

Из

(2.9.24) получаем:

 

 

 

 

 

 

 

 

р = Clxm~aF ( А,

В, С; — ) + с2хт~Р F (Л', В',

С'; — ).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

(2.9.25)

Но

независимо

от

знака

т,

если в

выражениях 2.9.22 для

а, р выбрать верхние знаки, получим

 

 

 

т а — — V k '2 + а'2 < 0 и т — р = V k'2 + а’2 > 0 ,

поэтому условие ограниченности р (оо) приводит к С2= 0 , и решение для р с учетом использовавшихся выше обозначений:

130

р = се Yk2+a*y F (m + V а'2

k'2 , V a'2+ k'2 m,

 

 

 

1 + 2 V k '2 + a'2 )e*y

(2.9.26)

(при выборе нижних знаков в

(2.9.22) получаем то

же

са­

мое решение (2.9.26)).

 

 

 

Первое граничное условие (2.9.18) с учетом (2.9.26) тре­

бует po(0)=F(A, В, С; 1)=0.

Гипергеометрический

ряд

F{A, В, С; х) при х-Ч расходится, но, как известно,

при ус­

ловии СА

0, которое выполняется (см. 2.9.26), суще­

ствует предел:

 

 

 

 

 

F(A, В, С; 1) =

- ft

 

 

 

 

Г ( С - А ) - Г ( С - В ) '

 

 

Здесь Г ( х ) — гамма-|функция. Поэтому для выполнения

гра­

ничного условия

необходимо, чтобы СА = h или

С—В =

= —п, где п = 0,

1,

2 ... Выбирая положительный знак

для

в (2.9.22) с учетом

(2.9.26), получим:

 

 

V k '2 + а'2 — т — — п\

{т = 1, 2, 3 ...).

(2.9.27)

(Такое же соотношение получим и для отрицательного т.) Из (2.9.27) получаем дисперсионные соотношения

cn = U --------------- ,

---------.

(2.9.28)

a2 -f- 2пх S k 2 + а2 х 2п2

 

Как видно из (2.9.28), характер дисперсии существенно зависит от ширины материкового склона х~1 и отличается от простейшего случая малых относительных изменений глубины, когда дисперсия аналогична дисперсии волн Россби (сэ-/г~2). При и—0 и a2= f 2lgH получим сп— fn.-1(2&+>m)_1. Отсю­ да для первой моды получим:

 

с =

f

.

fk

.

 

 

2k-

 

со =

2k +

х

 

 

 

 

 

 

Се

бы

 

*f

_fg

 

X

(2.9.29)

dk

{2k -j- x)

с

(2k x)

 

 

Следовательно, фазовая и групповая скорости волн (отно­ сительно воды) направлены одинаково (влево, если смотреть в направлении берега). Этот пример наглядно показывает су­ щественное отличие дисперсии рассматриваемых волн от дис­ персии бездивергентных волн Россби, для которых фазовая и групповая скорости имеют противоположное направление. Когда длина волн велика по сравнению с шириной матери­ кового склона |(и~1~100 км), фазовая и групповая скорости

совпадают по величине и равны fxr1. Хотя для каждого кон­ кретного профиля дна характер дисперсии будет меняться,

можно полагать, что рассмотренный пример соответствует типичным реальным условиям на материковом склоне.

9

131

Глава третья

ВНУТРЕННИЕ ГРАВИТАЦИОННЫЕ

 

ВОЛНЫ В НЕПРЕРЫВНО

 

 

СТРАТИФИЦИРОВАННОМ ОКЕАНЕ

 

§ 3.1. Общие замечания. Основные

 

уравнения и некоторые следствия.

 

 

Внутренние волны и инерционные

 

 

колебания

 

 

 

представляют

Внутренние

гравитационные

волны

собой третий вид

бароклинных

возмущений,

рассматриваемых в настоящей

работе. В §

2.1 уже

были

изложены основные принципы отфильтрования и разделения решений, поэтому мы не будем к ним возвращаться, а рас­ смотрим вопросы динамики внутренних волн, выделенных в «чистом виде», основываясь, главным образом, на изуче­ нии характерных и достаточно общих свойств собственных решений.

Свободные вйутренние волны являются по отношению к градиентно-вихревым волнам высокочастотными движениями

и для них всегда выполняется неравенство <o>f

(тогда, как1

мы видели, для градиентно-вихревых

волн о < /). Поэтому

углы наклона к горизонту плоскости траекторий

движения

частиц во внутренних волнах обычно

велики по

сравнению

с наклоном изопикнических поверхностей в среднем движе­ нии, и возбуждение таких волн всегда связано с увеличе­ нием полной потенциальной энергии. Внутренние гравита­ ционные волны «не замечают» наклона изопикнических по­

верхностей, и как видно из качественного рассмотрения, проведенного в § 2.5 (в связи с обсуждением рис. 18), меха­ низм бароклинной неустойчивости не имеет отношения к внутренним волнам и не может служить объяснением воз­ никновения внутренних волн.

Если основное движение является течением с разрывом скорости и плотности (как течение, рассмотренное в § 2.6), то возникающая неустойчивость Гельмгольца в принципе может служить причиной возникновения внутренних волн, рассматриваемых как малые возмущения, наложенные на основное движение. Однако в действительности действие диссипативных факторов приводит к сглаживанию поля

132

гидродинамических элементов в океане, поэтому двуслойная модель § 2.6 является слишком грубой для объяснения ме­ ханизма возникновения внутренних волн с точки зрения неустойчивости Гельмгольца и не имеет практического зна­ чения.

Имеется ряд гидродинамических работ (например, Чер­ кесов, 1967; Войт, 1958; Черкесов, 1962; и др.), в которых рассматривается возникновение внутренних волн на поверх­ ности раздела под действием внешних вынуждающих сил (обычно изменений давления, приложенного к свободной поверхности). Однако большие математические трудности решения таких задач вынуждают ограничиваться рассмот­ рением очень специальных случаев, что сильно затрудняет использование результатов этих работ в океанографии. Во всяком случае, при теоретическом изучении внутренних волн учет непрерывного изменения плотности с глубиной, как правило, оказывается необходимым для объяснения боль­ шей части наблюдаемых экспериментальных фактов. Меха­ низм возбуждения, основанный на резонансном взаимодей­ ствии внутренних волн с низкочастотными компонентами двумерного спектра поверхностного волнения (см., в частно­ сти, Phillips, 1966), представляет значительный интерес, но исходит из чисто качественных соображений и пока может быть оценен только как перспективная гипотеза.

В связи с таким положением экспериментальное изуче­ ние внутренних волн приобретает очень важное значение и необходимо для определения наиболее интересных направ­ лений развития теории. Поэтому после изложения теорети­ ческих вопросов мы опишем постановку и некоторые резуль­ таты специальных экспериментов по изучению внутренних волн, проведенных под руководством автора. Проведение таких экспериментов в области относительно высоких частот потребовало создания новой методики наблюдений и обра­ ботки и, что самое важное, новой аппаратуры. В качестве индикатора внутренних волн была использована наиболее просто измеримая величина —температура.

* Так как наблюдающееся в океанах и морях поле внут­ ренних волн обычно отличается большой степенью нерегу­ лярности в связи с разнообразным характером источников возбуждения и сложными интерференционными явлениями, при анализе данных эксперимента трудно отличить поле собственно внутренних волн от поля турбулентности в соот­ ветствующем диапазоне частот. Однако с теоретической точки зрения различие между этими явлениями может быть проведено достаточно четко, так как энергия чисто турбу­ лентных движений определяется кинетической энергией турбулентных вихрей и переносится со скоростью движения частиц воды, а энергия внутренних волн переносится с груп­

133

повой скоростью волн. Поэтому внутренние волны должны играть важную роль в общем энергетическом балансе океана. Кроме того, неустойчивость внутренних волн, рас­ сматриваемых как основное движение, может приводить к возникновению турбулентности в области более высоких частот. Следует, однако, признать, что такие задачи слиш­ ком сложны и пока не доступны теоретическому анализу!

По-видимому,

влияние

неровностей дна и берегов

игра­

ет существенную

роль в

возникновении внутренних

волн,

поэтому один из последующих параграфов будет посвящен возникновению установившихся внутренних волн при обте­ кании неровностей дна стратифицированным течением.

Изложение материала этой главы, основанное главным

образом на работах автора (-Тареев, 1963, 19656, 1965в, 19666, 1967а; Иванов, Смирнов, Тареев, Филюшкин, 1968),

рассматривает внутренние гравитационные волны как один из важнейших типов движений, возможных в стратифици­ рованном океане и, конечно, не охватывает всего круга вопросов, связанных с внутренними волнами. Тем не менее мы надеемся, что при изложении некоторых общих вопросов теории (дисперсионные свойства, изменение амплитуды с глубиной) на примере конкретных задач нам удалось до­

биться большей физической ясности, чем это было сделано до сих пор. Список теоретических и экспериментальных работ, касающихся этой быстро развивающейся области океанографии, далеко не'является исчерпывающим. Следует отметить, что в связи с возрастающим интересом к неста­ ционарным движениям в океане и некоторыми" прикладными задачами (прежде всего задачами гидроакустики) экспери­

ментальное и теоретическое исследования внутренних бароклинных волн привлекает в последние годы пристальное внимание океанографов. Экспериментальные работы состоят в основном в получении достаточно длинных рядов наблю­ дений и последующем статистическом анализе этих рядов. Чрезвычайное разнообразие волновых и турбулентных дви­ жений, возможных в бароклинной среде, существенно за­ трудняет физическую интерпретацию данных наблюдений.* Другая трудность состоит в том, что во многих случаях энергию высокочастотной части спектра внутренних волн нельзя считать малой, и, следовательно, если измерения имеют дискретный характер, интервалы между измерениями должны быть достаточно малы даже в том случае, если нас интересуют колебания в области относительно низких частот. Это обстоятельство предъявляет довольно жесткие требова­

ния к конструкции измерительной аппаратуры и инерцион­ ности датчиков. Кроме того, при наблюдениях с помощью автономной аппаратуры с ограниченным запасом питания требования к получению максимальной длины ряда наблю­

134

дений и минимального интервала между наблюдениями, очевидно, взаимно противоречивы и могут быть приближен­ но удовлетворены только в результате некоторого компро­ мисса. (Эти вопросы будут подробнее изложены при обсуж­ дении наших экспериментов.)

Гидродинамическое изучение внутренних волн, начатое Лявом и Лэмбом (1947), было продолжено применительно к океанографии в известных работах Фьельстада. Достаточ­ но полное представление о направлениях теоретических исследований можно получить из сборника «Внутренние волны» (1964), где также приведена библиография работ, опубликованных на русском языке. Конспективное описание последних исследований дано в обзоре (Белоусов, Монин, Тареев, • 1968). Значительная часть книги «Гидродинамика океана и атмосферы» (Эккарт, 1963) посвящена лучевой трактовке динамики внутренних волн. Среди немногочислен­ ных работ по математическим аспектам теории внутренних волн в непрерывно стратифицированной жидкости укажем работы (Тер-Крикоров, 1962, 1965), где доказан ряд общих теорем и исследованы методом малого параметра некото­ рые нелинейные эффекты. В подавляющем большинстве работ рассматриваются лишь установившиеся волновые дви­ жения, так как задача Коши для случая непрерывной стра­ тификации слишком сложна.

В связи с этим при рассмотрении теоретических задач динамики внутренних волн не удается достигнуть той сте­ пени общности и математической глубины, которая харак­

терна для классической теории поверхностных волн (см., на­ пример, Сретенский, 1936). Поэтому можно сказать, что

общей теории внутренних волн не существует, и решение частных задач, соответствующих тому или иному характер­ ному распределению плотности по глубине, сохраняет свое значение. Некоторые задачи такого рода будут рассмотрены ниже наряду с более общими вопросами дискуссионного характера, как, например, вопрос о возникновении внутрен­ них волн приливного периода в открытом океане. Уравне­

ния движения

линеаризированы.

Хотя внутренние баро-

клинные

волны

представляют собой существенно

вихревое

явление,

роль диссипативных факторов достаточно

очевид­

на и

не

имеет

принципиального

значения.

Поэтому жид­

кость

предполагается невязкой, а движение

изопикническим

(точнее изэнтропическим). Параметр Кориолиса будет при­ нят не зависящим от широты, чтобы отфильтровать движе­ ния типа волн Россби.

Поскольку горизонтальные изменения плотности в океане на расстоянии, сравнимом с длиной внутренних волн, обыч­ но малы, плотность в невозмущенном состоянии можно считать зависящей только от глубины. Тогда, если в невоз-

135

мущенном

состоянии движение отсутствует,

имеет место

уравнение

гидростатики:

 

 

 

Фо

е Ро = °-

(3.1.1)

 

дг

Линеаризируя уравнения невозмущенного состояния второго порядка, получим

ut fv =

1

--------г р*.

 

 

Ро

Щ+ fu —

1

Ру-

 

 

Ро

wt

gp

1

= ---------Рг,

 

Po

Ро

гидродинамики .относительно (3.1.1) с точностью до малых

(3.1.2)

их + Vy+ Wz = 0,

Р< + - -iBsdz -w = 0.

Здесь как

обычно и,

и — компоненты скорости по

гори­

зонтальным

осям х, у\

w — компонента

скорости

вдоль

оси г,

направленной вертикально вверх; t — время; f — пара­

метр

Кориолиса;

g — ускорение силы тяжести; р — возму­

щение

давления;

po = po(z)— потенциальная

плотность

в не­

возмущенном

состоянии;

р — возмущение

плотности.

Ниж­

ние индексы указывают на дифференцирование по соответ­

ствующей переменной.

Жидкость

считается неоднородной,

но несжимаемой, т. е.

изменениями плотности, связанными

с изменениями давления в волне,

пренебрегается. Рассмат­

ривается только устойчивая стратификация, т. е. dpo/dz^.0. Из системы (3.1.2) удобно исключить все неизвестные, кро­ ме вертикальной компоненты скорости w, для которой наи­

более естественно

могут быть

сформулированы

граничные

условия. В результате такого

исключения

получаем

урав­

нение

 

 

 

 

 

 

 

A wtt +

N2Д2 w -f /2 wzz

 

 

JL

Фо

,

 

 

 

 

 

Po

dz

 

А =

д2

д2

А2

дх2

л .

 

(3.1.3)

 

дх2

ду1

 

ду2

 

Здесь N — частота Вяйсяля—Брента; А, А2 — трехмер­ ный и двумерный операторы Лапласа.

При выводе уравнения (3.1.3) было использовано так называемое приближение Буссинеска, т. е. пренебрегалось изменениями p0(z) в уравнениях движений по горизонталь­

136

ным осям. Это

приближение для океана

всегда справед­

ливо1.

формулировке

граничных

условий.

Если

Перейдем к

2 = —# = const — дно, то, очевидно,

 

 

 

 

 

о» (— //) = 0

 

 

 

(3.1.4)

Если глубина бесконечна, то

со(2 = оо,

х,

у,

t) =0.

Ниже

будет показано,

что если N достаточно быстро

стремится к

нулю на бесконечности, то при конечной длине волны всегда существуют решения, обращающиеся в нуль на бесконеч­ ности.

Поскольку рассматриваются бароклинные движения, и интеграла Бернулли не существует, то граничное условие на свободной поверхности должно быть получено непосред­

ственно из

уравнений

движения (3.1.2)

и из

условия

dpldt = 0 при

z=l{x, у,

0, где р = р0 + р,

£=£(к,

у, t)

отклонение свободной поверхности от невозмущенного поло­

жения

2 = 0. Линеаризируя это условие с учетом (3.1.1), по­

лучим

 

 

 

 

 

 

dp

__ _др_ .

dp0

dp

— gPoW’

 

dt

dt

dz

dt

или, исключая давление с помощью уравнений

движения (3.1.2),

(wtta+ f 2w)z g Д2и) = 0 при z = £

=^0.

(3.1.5)

Система (3.1.2) и уравнение (3.1.3) инвариантны относи­ тельно сдвигов по горизонтальным осям координат и оси времени, и, следовательно, для w (и других зависимых переменных) всегда существуют решения, имеющие вид плоских волн,

ш = ср ( г ) е Нк^ +куу- ш ) .

( 3 . 1 . 6 )

Здесь ф(г) — амплитудный множитель; к» — круговая

часто­

та. Любое решение может быть получено путем

интегриро­

вания (или суммирования

в случае

дискретного

спектра)

элементарных

волн

вида

(3.1.6)

в

пространстве

волновых

1 Интересно

отметить,

что

если не

использовать приближение

Бус-

синеска и во всех уравнениях

считать р0

существенно

зависящей

от г,

то вместо уравнения

(3.1.3) получим:

 

 

 

 

 

 

 

 

Д wtt + IV2 Д 2 w+ / 2 wzz

-------wztt 0 .

 

 

( 3 . 1 . 3 )

 

 

 

 

 

 

Я

 

 

 

 

Если имеется свободная поверхность, то

 

при обычном

граничном

усло­

вии (3.1.8) при

//= оо и f2<co2 одним

из

решений

этого

уравнения

будут обычные потенциальные волны, для которых справедливо

извест­

ное дисперсионное

соотношение <в2=gk,

не

зависящее

от

плотностной

неоднородности жидкости.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

137

чисел (kx, ky). Подставляя (3.1.6) в (3.1.3), (3.1.4) и (3.1.5),

получим:

 

0,1 (д т ~ * !) ф _ / ! Л5Г +

4’л'!'г = 0

(3 IJ)

 

при Z — 0;

ф ~ >

----у = 0;

у (—

Н) — 0.

(3.1.8)

Тильда над k в

(3.1.8)

означает,

что если мы положим

k = 0,

то придем к теории длинных волн,

соответствующих

гидростатическому

приближению в третьем уравнении ис­

ходной

системы

(3.1.2). Поскольку уравнения системы

(3.1.2)

инвариантны относительно вращений вокруг

верти­

кальной оси 2 в (3.1.7), (3.1.8), во все последующие соот­ ношения kx и kv будут входить в виде симметричной комби-

нации k2 = kx +ky. Уравнения (3.1.7), (3.1.8) немедленно приводят к одному важному следствию, касающемуся коле­

баний

с инерционной

частотой /.

Полагая со-*-/,

вместо

(3.1.7)

получим

 

 

 

 

 

( N * - f 2)k2Ф =

0.

 

(3.1.9)

Так как в океане, как правило,

 

то в (3.1.9) либо

k2 — 0,

либо <р=0. Поскольку ищется

нетривиальное

реше­

ние, то k2= 0, а ф=ф(г)

— произвольная функция. Но тогда

из (3.1.6) и уравнения

неразрывности

системы (3.1.2) сле­

дует, что ду/дг=0, т. е. Ф — const. С учетом граничных усло­

вий (3.1.8) фн=0. Таким

же путем

получим,

что динамиче­

ское

давление р = 0.

Горизонтальные

компоненты скорости,

легко

определяемые

в

этом случае

из

(3.1.2), равны

и = и' (z)e~ift\

 

 

 

 

 

 

 

и = — iu' (z)

 

-£(»+—-)

 

 

 

= и’ (z) e

V

2

где и’ (z)

произвольная функция 2. Следовательно, инерционные коле­ бания с частотой f представляют .собой чисто горизонталь­ ное бездивергентное движение без градиентов давления, никак не связанное со стратификацией и архимедовыми си­ лами. («Длина волны» таких колебаний равна бесконечности

(k — О), определяемая формальным путем

фазовая скорость

cg= d(S)jdk также

бесконечно велика, однако групповая ско­

рость cg = da/dk,

очевидно, равна нулю, т.

е. никакого пере­

носа энергии на инерционной частоте не происходит (этот вопрос подробнее рассмотрен ниже). Движение частицы жидкости в инерционных колебаниях можно интерпретиро­ вать как движение по инерции (без трения) материальной

точки на вращающейся плоскости. Все частицы движутся в одной фазе по инерционным кругам, радиус которых опре­

138

деляется начальной скоростью (движение происходит по ча­ совой стрелке в северном полушарии). Инерционные коле­ бания обычно возбуждаются в ограниченных областях океана, и на границе этих областей могут быть существен­ ными горизонтальные напряжения сдвига. В этом случае за пределами области инерционных колебаний движение будет

затухать на характерном расстоянии D ~ Y A J f , где Ае— коэффициент горизонтального турбулентного трения. В ра­

боте

(Ямпольский,

1961) эта величина интерпретирована

как

«длина волны

инерционных внутренних волн», однако

из сказанного выше следует, что инерционным колебаниям не может быть приписана определенная длина волны, а ве­ личина-' D является просто горизонтальным аналогом глу­ бины трения в смысле Зкмана. В связи с этим можно заме­ тить, что довольно распространенный термин «инерционные внутренние волны» едва ли можно признать удовлетвори­ тельным, так как, являясь предельным случаем внутренних волн, инерционные колебания не будут внутренними волна­ ми в строгом смысле слова. В частности, они не связаны ни с архимедовыми силами стратификации, характеризуемыми параметром N, ни с волновым переносом энергии. Выводы автора справедливы только для случая, когда изменения параметра Кориолиса с широтой не учитываются. Вблизи предельных широт этот эффект важен.

Таким образом, хотя инерционные 'колебания всегда мо­ гут быть отмечены с помощью измерителей течений, в от­ крытом океане нет оснований ожидать заметных колебаний температуры, солености и плотности на инерционной часто­ те, так как колебания этих характеристик связаны главным образом с вертикальными движениями. Положение, однако, изменится, если наблюдения проводятся вблизи берегового склона, на шельфе, т. е. в тех районах, где глубина заметно

меняется

в

пределах толщины термоклина. В этом

случае

за счет

кинематического

условия на

дне

w = u(dH/dx) +

v(dH/dy)

с необходимостью возникнут вертикальные движе­

ния,

и если

и и v колеблются с инерционной

частотой,

то,

как

следует

из последнего

уравнения

(3.1.2), на

этой

же

частоте будут наблюдаться колебания плотности (или тем­ пературы). По-видимому, такие колебания температуры с инерционной частотой, описанные в работе (Haurwitz, Stommel, Munk, 1959) !, были отмечены на береговом скло­ не одного из Бермудских островов. Удачным для наблюде­ ний обстоятельством следует считать то, что один из термо­

метров

находился на дне

на

глубине 50 м (глубина

сезон-

1 Работа

Гаурвитца,

Стоммела,

Манка

(1959), а также

работы

Краусса

В.

(1959)

и

Раттри

М.

(1956)

опубликованы в

сборнике

«Внутренние волны».

М.,

«Мир»,

1964.

 

 

 

139

Соседние файлы в папке книги из ГПНТБ