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

и т. д. Существование таких больших по абсолютной вели­ чине вертикальных скоростей может иметь решающее зна­ чение в формировании упомянутой микронеровности в про­ цессах осадкообразования. Если предположить, что шаро­ образные частицы падают в поле тяжести по закону Стокса, то для скорости их падения получается выражение:

Радиусы илистых частиц, переносимых океанскими тече­ ниями и выпадающих на дно, обычно порядка 10“3— 10~4см,

фиксированного значения, и, наоборот, в других местах, где имеются нисходящие токи, связанные с рассматриваемыми стационарными волнами, процессы осадкообразования мо­ гут быть существенно усилены вертикальной циркуляцией. Более детальные оценки в настоящее время затруднены ввиду крайней недостаточности количества совместных дан­ ных о гранулометрическом составе морских осадков в зави-!

приближений, использованных в настоящей задаче. Если бы мы захотели учесть изменение температуры с глубиной не только в глубинных водах океана, но и в слое главного термоклина, то, разумеется, предположение о независимо­ сти вертикального градиента температуры от глубины пере­ стало бы быть справедливым. Учет реального изменения градиента температуры (и плотности) во всей толще океана, как это сделано в § 3.3 (см. также Тареев, 1963, 1966), при­ водит к существенному усложнению в изменении амплитуд внутренних волн с глубиной и соответствующему усложне­ нию задачи о собственных значениях. Вместе с тем, как уже было указано, ниже слоя главного термоклина, изменение плотности с глубиной очень мало отклоняется от линейного. Поскольку приведенный пример рассчитан для характерной глубины Я = 5 км, почти на порядок большей толщины тер­ моклина, то предположение Щ = const, позволяющее обойти

математические сложности, является удовлетворительным.

160

Линеаризация основных уравнений и граничных условий также является допустимой, коль скоро £/Я<С1. Это тре­ бование также с достаточной точностью выполняется для круга вопросов, которые мы рассматривали. Конечно, если бы рассматривались неровности дна с высотой порядка глубины океана и имеющие значительную горизонтальную протяженность, то следовало4 бы использовать методы ре­ шения нелинейных задач такогорода, разработанных в последние годы в метеорологии. Тогда, чтобы быть после­ довательным, следовало бы, по-видимому, учесть и влия­ ние вращения Земли. Однако для значений параметров, рассматриваемых здесь, линеаризованные уравнения долж­ ны давать достаточно хорошее приближение.

Для численного примера мы выбрали, скорость набе­ гающего течения, равной 10 см/сек, что является весьма большой величиной. В действительности, на больших глу­ бинах, ниже слоя главного термоклина, средняя скорость

ционарных внутренних волн) в 100 раз и уменьшение вер­ тикальных составляющих скоростей в 10 раз. Такая мик­ ронеравномерность с расстоянием, на котором w меняет знак, равным примерно 10—15 м, не окажет существенного влияния на процессы осадкообразования, так как'наличия очень мелких флуктуаций в скоростях падающих частиц будет достаточно, чтобы осадки выпадали практически равномерно.

С другой стороны, наблюдения с помощью поплавков нейтральной плавучести указывают, что, по крайней мере, в некоторых районах океана, на очень больших глубинах существуют сильные течения, для которых оценка 10 см/сек ни в коей мере не является завышенной. На эти же явле­ ния указывают некоторые фотографии морского дна, на которых заметна песчаная рябь, подобная той, которую можно видеть на перекатах быстро текущих рек. Сущест­ вование столь больших скоростей на глубинах, как мы видели, может быть объяснено процессами бароклинной неустойчивости и океанического циклогенеза (гл. II), за­ хватывающими всю толщу океана. Соответственно этому, выбирая невозмущенную скорость горизонтального течения порядка 10 см/сек, мы получаем собственную длину ста­ ционарных внутренних волн, соизмеримую с «длиной вол­ ны» неровностей дна и «длиной волны» периодического изменения мощности осадочных отложений на таких не­ ровностях.

§ 3.5. Эксперименты по измерению колебаний температуры в диапазоне частот внутренних гравитационных волн. Определение параметров измеряющих систем. Описание аппаратуры и методики наблюдений

В ' этом и следующем параграфах бу­ дет дано описание наших экспериментов, методики и не­

кальный характер, не является стандартной и общеприня­ той в океанографических работах, мы дадим сравнительно подробное описание основных параметров и технических характеристик измеряющих комплексов. При изложении материала этих параграфов мы будем следовать в основ­ ном статье (Иванов, Смирнов, Тареев, Филюшкин, 1968).

Экспериментальные исследования колебаний темпера­ туры, проведенные нами в северо-западной части Черного моря в 1966—1967 гг., были посвящены изучению колеба­ ний температуры в диапазоне частот, соответствующих

внутренним гравитационным волнам в слое сезонного тер­ моклина. Поскольку механизм таких колебаний опреде­ ляется, главным образом, вертикальной стратификацией, географический аспект исследований имеет второстепенное значение. Следует заметить, что большое значение внутрен­ них гравитационных волн в формировании энергетического спектра временной изменчивости гидрологических характе­ ристик, было обнаружено сравнительно недавно путем не­ посредственных измерений колебаний температуры малоинерционными приборами (Lafond, 1959; Кокс, 1965; Са­ бинин, 1966).

В связи с этим возникает ряд новых научных и мето­ дических вопросов, а также требований, которые должны

датчиков, пространственно-временными интервалами и дли­ ной ряда и т. д.

Хотя изучение высокочастотных колебаний представ­ ляет большой самостоятельный научный и практический интерес, важно заметить, что даже при изучении низкоча­

162

проблема «эйлиазинга», на которую раньше не обраща­ лось должного внимания. Таким образом, изучение высо­ ких частот является необходимым предварительным эта­ пом при изучении вопросов пространственно-временной изменчивости в широком диапазоне частот. Очевидно, это изучение могло быть проведено только с помощью новой измерительной аппаратуры.

В настоящее время имеются (правда, очень немного­ численные) ряды наблюдений за флуктуациями температу­ ры воды в море. Однако эти измерения получены либо в одной точке, либо в лучшем случае на нескольких горизон­ тах на одной вертикали. В цитировавшейся выше (§ 3.1) работе Манка, Гаурвица и Стоммела (1959) опубликовано описание эксперимента и некоторые-, результаты обработки

обширная информация весьма ценна, но, с другой стороны, она все же недостаточна, чтобы описать пространственные масштабы возмущений и, в частности, фазовые скорости, длины, направления распространения волн.

Таким образом, для исследования структуры возмуще­ ний температуры необходима трехмерная система, в узлах

этой системы, не имея начальной информации о простран­ ственных маштабах возмущений, не представляется воз­ можным. Поэтому мы были вынуждены задаться началь­ ным масштабом возмущений. Наблюдаемый средний гра­ диент плотности в слое от 0 до 30 м соответствовал вели­ чине около 1,3-10-7 CGS, соответствующий ему период

Вяйсяля тд-= 2л/N = 600 сек. В связи с этим можно предпо­ ложить (§ 3.1), что возмущения с меньшими периодами не могут нести существенную энергию. Фазовую скорость рас­

лу дискретности будет lU. При этом значении дискретности поглощение фильтром инерционности энергии 10-минутных колебаний будет менее 5%, т. е. пренебрежимо мало. Вклад энергии высокочастотных колебаний в полосу спект­ ра около 10-1 мин-1 составит около 60%. При этой оценке

принимаем равным 500 сек.

Поскольку при наблюдавшейся стратификации эти пе­ риоды близки к минимальному периоду Вяйсяля, энергия таких возмущений, если они даже существуют, крайне мала. Поэтому влияние «эйлиазинга» на спектр волн с пе­ риодами 10 мин. и большими несущественно.

Таким образом, основные параметры системы (инерци­ онность датчиков, интервалы дискретности, горизонтальные расстояния между гирляндами) обеспечивают возможности

термоградиентной системы и в открытом море с дрейфую­ щей вехи Фруда.

Стационарная термоградиентная система состояла из измерительной (подводной) части и регистрирующей аппа­

1,5 мм. Сигнал постоянного тока, амплитуда которого со­ ответствует измеряемой температуре, поступает по магист­ ральному кабелю на береговую регистрирующую аппара­ туру. Береговая аппаратура состоит из самописца ЭПП-09, пульта управления на 18 каналов и механического комму­ татора.

Гирлянды с датчиками были изготовлены по техноло­ гии, отработанной в Атлантическом отделении Института океанологии АН СССР. В качестве датчиков температуры применялись полупроводниковые термометры сопротивления

164

ММТ-1 номиналом 1,5 ком. Все датчики были тарированы с ‘ помощью термостата с точностью 0,1°С. При подключении датчиков к кабелю гирлянды использовалась компенсацион­ ная схема. В этом случае сопротивления участков кабеля, которые включаются в измерительную схему последова­ тельно с датчиком, практически одинаковы для каждого

Стационарная термосистема

датчика, и влияние их можно легко учесть. Кабель ТВК-33

и три общих жилы, которые на пульте управления сходятся в одну общую точку. Общие жилы взяты для того, чтобы в любой момент времени можно было отключить любую из трех гирлянд в случае затекания одного из датчиков.

Термоградиентная система ставилась в море с примене­ нием буйковых якорных установок в комплекте с притопленными буями. Общим элементом такелажного оснащения всех трех гирлянд градиентной системы являются: буй, тросы, сегментные якоря и сам кабель с датчиками. Гир­ лянды были поставлены в вершинах приблизительно равно­ стороннего треугольника со сторонами 50—70 м и удержи­ вались в вертикальном положении с помощью якоря на одном конце троса и притопленного буя на другом конце.

165

Каждая из гирлянд (кабель) закреплена маркой из капро­ нового фала через метр по всей 30-метровой длине троса

(рис. 35).

Система открытого моря состояла из вехи Фруда, дат­ чиков, закрепленных на ней, магистрального кабеля, соеди­ няющего веху с кораблем, и регистрирующей аппаратуры,

В рабочем положении веха притапливается на 9,5 м и удер­ живается вертикально грузодемпферным устройством, кото­ рое крепится тросом длиной 50—80 м к нижнему ее концу. На вехе устанавливалась группа датчиков, позволявшая одновременно вести регистрацию ветрового волнения, про­ филя скорости ветра в приводном слое и флуктуаций тем­ пературы воды в деятельном слое моря. Для термических наблюдений использовалась одна термогирлянда из 10 дат­ чиков конструкции, уже описанной выше. Датчики распола­ гались через 2 м, кроме крайних, которые отстояли от бли­ жайших на 4 м, т. е. можно было регистрировать колебания температуры на 10 горизонтах в слое толщиной 22 м. Тер­

Датчики крепились на мачте, установленной на вехе Фруда. В эксперименте впервые использовались фотометрические анемометры, разработанные А. П. Кестнером в Институте океанологии. Поскольку запись велась на многоточечный потенциометр в дискретном виде, то на каждый датчик был поставлен 100-секундный осреднитель.

Ветровое волнение измерялось струнным волнографом (Волков, Карпович, Кестнер, 1967) с записью данных на одноточечный потенциометр ЭПП-09, в котором «0» отсчета был выведен на середину шкалы.

Веха Фруда ставилась с малого корабля (водоизмеще­ ние 100 т) и находилась от судна на расстоянии 80 м с на­ ветренного борта. Поэтому можно считать, что наблюдения проводились в условиях, исключающих влияние корабля. Опыт работы с вехой показал, что при волнении высотой до 3 м перемещения системы по вертикали составляют ме­ нее 3% от высоты волны, т. е. в условиях наших работ, когда волна не превышала 1,5 м, вертикальными перемеще­

166

ниями системы можно пренебречь. Однако трудно исклю­ чить горизонтальные перемещения за счет дрейфа судна, и поэтому при анализе наблюдений необходимо учитывать

•это обстоятельство. В нашем случае дрейф составлял 0,2— 0,3 м/сек.

§ 3.6. Данные экспериментов и обсуждение результатов

Стационарная термоградиентная систе­ ма работала в течение 35 суток. Температура регистрирова­ лась непрерывно за исключением небольших промежутков времени, в которые производилась смена ленты и проверка калибрации.

Т

Рис. 36. Характерные примеры колебаний температуры, имеющие вид волновых пакетов

Предварительный анализ данных измерений указывает на довольно широкий спектр временных масштабов колеба­ ний температуры воды. Хорошо заметны колебания с харак­

часов. Такие низкочастотные флуктуации температуры обыч­ но наблюдаются одновременно на всех горизонтах на трех гирляндах без заметного сдвига по фазе.

На фоне низкочастотных изменений температуры наблю­ даются колебания с периодами 5—10 минут. Характер этих колебаний существенно изменяется во времени. На лентах обнаруживаются участки (1—5 часов), где амплитуда коле­

167

баний значительно больше, чем за пределами этих участков (рис. 36). Такие участки мы в дальнейшем для краткости

будем называть «волновыми пакетами».

Полученные временные ряды были подвергнуты выбо­ рочно статистической обработке на ЭВМ. Поскольку техни­ ка такой обработки в настоящее время получила широкое распространение в океанографии, мы не будем на ней оста­

осреднения по времени, то величины Пн (т) = < лй{t)xx (t—т )> ,

первого и второго временных рядов и взаимную корреляци­

этом Мак-Доналд, 1964).

На рис. 37 приведены энергетические спектры колебаний температуры, характеризующие распределения энергии по частотам в волновом пакете. Для построения спектров были выбраны участки синхронных реализаций (на второй и третьей гирляндах), охватывающие по продолжительности

168

время прохождения волнового пакета (5 часов). Информа­ ция была получена по датчикам температуры, расположен­ ным на глубине 15 м от поверхности моря, вблизи горизонта слоя скачка температуры.

Колебания температуры с периодом, большим полутора часов, подавлены высокочастотным косинус-фильтром. Как

когерентность. Она оказалась для всех частот рассматривае­ мого интервала ниже 0,33. В этом смысле наш результат аналогичен данным, описанным Ч. Коксом (1959). Кокс вы­ двигает следующие причины, объясняющие малую когерент­

ность в колебаниях высоких частот. Внутренние волны мо­ гут приходить с разных направлений, поэтому в результате интерференции будет изменяться разность фаз между гир­ ляндами.

Фазовая скорость внутренних волн эпизодически изме­ няется в связи с изменением плотностной структуры воды, переменных течений и за счет эффектов конечной амплитуды волн.

Наконец, снижение когерентности может иметь место за счет нерегулярных флуктуаций, обусловленных турбулент­ ностью.

169