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

книги из ГПНТБ / Монин А.С. Изменчивость мирового океана

.pdf
Скачиваний:
33
Добавлен:
25.10.2023
Размер:
12.4 Mб
Скачать

При малых t (начальная стадия роста ветровых волн) весь спектр £(k, t) является неравновесным. Его можно рассчитать при помощи линеаризированных

 

 

 

 

 

 

Ра

 

 

уравнении

(3.1.9), заменив правую часть второго из них на

— и

представив

флюктуации атмосферного давления ра

в виде

суммы статистически

стационар­

ных флюктуации р\,

создаваемых турбулентностью в не возмущенном

волнами

приводном слое воздуха, и флюктуации рц, индуцированных

волнами. Простран­

ственные

амплитуды

Фурье

последних

будут

пропорциональны

амплитудам

Фурье dZ(k, t) поля

волн £(х, t), так что их можно записать

в виде

apc2kdZ(k,

t), где а — малое комплексное

число (его мнимую часть мы обозначим

ц). Вы­

разив теперь при помощи вышеуказанных линеаризированных

уравнений dZ(k, t)

через амплитуды Фурье функции р\(\,

t), при G (k) <g^<g

[где 0 (к)—вре-

О

10

20

30

40 с/и»

Рис. 3.1.7. Коэффициент усиления волн М

формулы (3.1.25) как функция от безразмерной

частоты —2— и безразмерного времени -2

(по Филлипсу [4]).

менной масштаб корреляции k-компоненты поля р[ в системе отсчета, движу­ щейся со скоростью u(k) переноса этой компоненты ветром], получим [4]

£(к, 0 = -^2" Я (к, <*)M(t);

 

*<0 = ^ £ * - .

 

(3.1.25)

где Р(к, со)—пространственно-частотный спектр поля pi(x, t), а

со и с опре­

деляются дисперсионным соотношением для глубокой воды. При малых

получается Af(*)=/; это обнаруженная

Филлипсом [41] резонансная

стадия ро­

ста волн [по определению

и (к) спектр

Р (к, со) имеет

максимум

при со = ± к Х

Хи(к), так что реакция

поверхности воды на действие

поля давления рх мак­

симальна, когда преобладающая частота переносимых ветром k-компонент дав­ ления р\ совпадает с частотой свободных волн с тем же волновым вектором; индуцированные волнами флюктуации давления на этой стадии несущественны].

При и,со/>1 рост спектра (3.1.25) со временем становится экспоненциальным;

индуцированные волнами флюктуации давления р2 (по крайней мере,

определяе­

мая параметром ц их часть, синфазная с

наклоном поверхности волн)

здесь

играют существенную роль,

т. е. в системе

ветер—волны включается

обратная

связь. Эта экспоненциальная

стадия роста волн впервые была рассчитана Майл­

сом [42] при решении классической задачи

о гидродинамической

неустойчивости

профиля скорости в потоке

воздуха над свободной поверхностью

воды

(сводя-

70

щейся к проблеме собственных значений для соответствующего уравнения Орра— Зоммерфельда; поток воздуха здесь считался квазиламинарным, но с логарифми­ ческим профилем скорости, типичным для турбулентного течения.

Главной трудностью в этой теории является расчет параметра р.= ~9^2~g"

(где Х2—индуцированное волнами напряжение трения на поверхности воды, а — амплитуда волны £ = a c o s kx), зависящего и от k, и от профиля скорости ветра. Такой расчет излагается Филлипсом [4]; его результаты для коэффициента уси­

ления волн

М как функции

от безразмерной частоты

и безразмерного

gt

в случае k||u(k)

Ь

 

времени —

представлены на рис. 3.1.7. Заметим, однако, что

и*

 

 

 

некоторые новейшие экспериментальные данные, просуммированные Пондом [43], обнаруживают значительно более быстрый рост волн, чем по упомянутым рас­ четам, так что последние, возможно, потребуют пересмотра.

 

 

 

 

 

ЛИТЕРАТУРА

 

 

 

1. Ш у л е й к и н

В. В. Теория

морских волн.— «Труды Морского

гидрофизиче­

 

ского института АН СССР»,

1956, т. 9. 142 с.

 

 

 

2. 3 а х а р о в

В. Е. Устойчивость

периодических

волн конечной амплитуды

 

на поверхности глубокой

жидкости.— «Прикл.

мех. и техн.

физ.»

1968,

 

№ 2, с. 86—94.

 

 

 

 

 

3.

S t o k e s

G. G. On the theory of

oscillatory waves.—„Trans.

Cambr.

Phil.

 

Soc", 1847, vol. 8, p. 441—455.

 

 

 

 

4.

Ф и л л и п с

О. Динамика верхнего слоя океана. Пер. с англ. М., «Мир»,

 

1969. 267 с.

 

 

 

 

 

 

 

5. К а д о м ц е в Б. Б., К а р п м а н В. И. Нелинейные волны.— «Успехи

физи­

 

ческих

наук»,

1971, т. 103, вып. 2, с. 193—211.

 

 

 

6.М с G о 1 d г i с k L. F. Resonant interactions among capillary—gravity waves.— „J. Fluid Mech.", 1965, vol. 21, pt. 2, p. 305—332.

7.

P h i l l i p s О. M. On the dynamics of unsteady waves of finite amplitude.—

 

„J. Fluid Mech.", 1960, vol. 9, pt. 1, p. 193—217.

8.

L o n g u e t - H i g g i n s M. S. Resonant interactions between two trains of

 

gravity waves.—„J. Fluid Mech.", 1962, vol. 12, pt. 2, p. 321—332.

9.L о n g u e t - H i g g i n s M. S., P h i l l i p s О. M. Phase velocity effect of wave interactions.—„J. Fluid Mech.", 1962, vol. 12, pt. 2, p. 333—336.

10.H a s s e l m a n n K. On the non-linear energy transfer in a gravitv wave spec­ trum.—„J. Fluid Mech.", 1962, vol. 12, pt. 3, p. 481—500.

11.H a s s e l m a n n K. On the non-linear energy transfer in a gravity wave spectrum.—„J. Fluid Mech.", 1963, vol. 15, pt. 2, p. 273—281.

12.

B e n n e y D. J . Non-linear gravity wave interactions.—„J. Fluid Mech.", 1962,

 

vol. 14, pt. 4, p. 577—584.

13.

B r e t h e r t o n F . P. Resonant interactions between waves.—„J. Fluid Mech.",

 

1964, vol. 20, pt. 4, p. 457—480.

14.В e n j a m i n Т. В., F e i г J . E . The disintegration of wave trains on deep water.—„J. Fluid Mech.", 1967, vol. 27, pt. 3, p. 417—430.

15. Нелинейная теория распространения волн. Пер. с англ. М., «Мир», 1970, 231 с.

16.L o n g u e t - H i g g i n s М. S. and S m i t h N. D. An experiment on third—or­ der resonant wave interactions.—„J. Fluid Mech.", 1966, vol. 25, pt. 3, p. 417— 435.

17.

M с G о I d r i с к F., P h i l l i p s

О. M., H u a n g N.. H o d g s o n T. Measu­

 

rements of third-order resonant

wave interactions.—„J. Fluid Mech.", 1966,

 

vol. 25, pt. 3, p. 437—456.

 

18.

S t o k e s G. G. Supplement to a

paper on the theory of oscillatory waves.—

 

„Math. and Phys. Pap.", Cambr. Univ. Press, 1880, vol. 1, p. 197—229.

19.

Н е к р а с о в

А. И. О волнах установившегося вида. Ч. 1.— «Изв. Иваново-

 

Вознесенского политехи, ин-та»,

1921, № 3, с. 52—65.

20.

Н е к р а с о в

А. И. О нелинейных интегральных уравнениях. Ч. П.—«Изв.

 

Иваново-Вознесенского политехи, ин-та», 1922, № 6, с. 3—19.

71

21.

L e v i - C i v i t a

Т. Determination rigoureuse des onder permanentes d'ampleur

 

finie.—„Math. Ann.", 1925, Bd. 93, Heft 4, p. 264—314.

 

 

 

 

22.

С л е з к и н

H. А. Об установившихся

капиллярных

волнах.— «Уч.

записки

 

МГУ», 1937, вып. 7, с. 71—102:

 

 

 

 

 

 

 

23.

С г а р р е г

G. D. An exact solution for

progressive

capillary

waves

of

arbi­

 

trary amplitude.—„J. Fluid Mech.", 1957, vol. 2, pt. 6, p. 532—540.

 

 

 

24.

G e r s t n e r

F. J. Theorie der Wellen, Abh. d. k. Bohm. Ges. d. Wiss.,

3, 1,

 

1804, перепечатано в Ann. Physik, 1809, 32, p. 412—445.

 

 

 

 

25.

D u b r e i l - J a c o t i n L. Sur la determination rigoureuse des

ondes

perma­

 

nentes periodiques d'ampleur finie.—„J. Math. Pure et Appl.",

1934,

tome 13,

 

No. 3, p. 217—291.

 

 

 

 

 

 

 

26. G о u у о n

R. Sur les houles planes en

profondeur,

infinie.—„Compt.

Rend.

 

Acad. Sci." 1958, tome 247, Nos. 1 (p. 33—35), 2 (p. 180—182),

3 (p. 266—269).

27. M о и с e e в H. H. Теоремы существования

и неединственности

вихревых волн

 

периодического

типа.— «Прикл. матем. и

мех.», 1969, т. 24,

4,

с. 711—

 

714.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

28. С о х С. S., М u n k W. Н. Measurement

of

the roughness of

the

sea

surface

 

from photographs of the sun's glitter.—„J. Optic. Soc. Am.", 1954,

vol. 44,

 

No. 11, p. 838—850.

 

 

 

 

 

 

 

29.С о х C. S., M u n k W. H. Statistics of the sea surface derived from sun glit­ ter.—„J. Marine Res.", 1954, vol. 13, No. 2, p. 198—227.

30. Л о н г e - X и г г и н с М. С. Статистический

анализ случайной движущейся

поверхности. — В сб.: Ветровые

волны. Пер. с англ.

М., Изд-во

иностр.

лит-ры, 1962, с. 125—218.

 

 

 

 

31. Л о н г е - X и г г и н с М. С. Статистическая

геометрия

случайных поверхно­

стей.— В

сб.: Гидродинамическая

неустойчивость. Пер. с англ. М.,

«Мир»,

1964, с.

124—167.

 

 

 

 

32.К i n s m а п В. Wind waves, their generation and propagation on the ocean surface. 1965, N. Y. 676 p.

33. L о n g u e t -H i g g i n s M. S., С a r t w r i g h t D. E., S m i t h N.

D.

Obser-

wations of the directional spectrum of sea waves using the motions

of

a floa­

ting buoy.— In: „Осеап Wave Spectra". Englewood Cliffs, 1963, N. Y., p. I l l —

136.

 

 

34. C o t e L . I , D a v i s I. O., M a r k s W., M c G o u g h

R. J„ M e h r E,, P i e r -

so n

W. J., R о p e k I. F., S t e p h e n s o n G., V e 11 e r R. C. The directional

spectrum of a wind general sea determined by the Stereo Wave Observation

Project.— Meteorol. Pap. New York Univ., Coll. of

Engineers, 1960, vol. 2,

No.

6.

 

35.P h i l l i p s О. M. The equilibrium range in the spectrum of wind-generated waves.—„J. Fluid Mech.", 1958, vol. 4, p. 426—434. (См. перевод в сб. «Ве­

тровые волны», пер. с англ., изд-во иностр. лит-ры, 1962, с. 219—229.)

36. К и

т а й г о р о д с к и й

С. А. Физика взаимодействия атмосферы и океана.

Л.,

Гидрометеоиздат,

1970. 281 с.

37.В о л к о в Ю. А. Анализ спектров морского волнения, развивающегося под действием турбулентного ветра.'— «Изв. АН СССР. Физика атм. и океана», 1968, т. 4, № 9, с. 968—987.

38. З а с л а в с к и й М. М., К и т

а й г о р о д с к и й С. А.

О равновесном

интер­

вале в спектре генерируемых

ветром поверхностных

гравитационных

воли.—

«Изв. АН СССР. Физика атм. и океана», 1971, т. 7, № 5, с. 565—575.

 

39.С о х С. S. Measurements of slopes of high-frequency wind waves.—„J. Marine Res.", 1958, vol. 16, No. 3, p. 199—225.

40. P i e r so n W. I., M o s k o v i t z L. A proposed spectral Torm for fully-deve­ loped seas based on the similarity theory of Kitaigorodsky S. A.—„J. Geoph. Res.", 1964, vol. 69, No. 24, p. 5181—5190.

41.P h i l l i p s О. M. On the generation of waves by turbulent wind.—„J. Fluid Mech.", 1957, vol. 2, pt. 5, p. 417—445.

42.M i l e s J. W. On the generation of surface waves by shear flows.—„J. Fluid Mech.", 1957, vol. 3, pt. 2, p. 185—204.

43. P o n d

S.

Air—Sea Interaction.— „Trans. Amer. Geophvs. Un.", 1971, vol. 52,

No. 6,

p.

389—394.

72

3.2. Внутренние волны

Как и волны на поверхности воды, внутренние волны ока­ зываются в океане фактически повсеместным явлением. Иногда же они достигают поистине грандиозных размеров (см. на рис. 3.2.1 пример Боккеля [1], наблюдавшего по колебаниям вертикального профиля солености в Гибралтарском проливе внутреннюю волну на глубине 150 м с амплитудой около 100 м и приблизительно полу­

суточным периодом).

г

12

Of

Рис. 3.2.1. Колебания

солености (%о) в Гибралтарском проливе (35°54,6' с.ш.,

5° 44,4'

з. д.) 16—18 мая 1961 г. (по Боккелю [1]).

В настоящем разделе мы ограничимся рассмотрением только мелкомасштабных (коротких и короткопериодных) внутренних волн, при описании которых можно пренебречь влиянием сфериче­ ской кривизны Земли и ее вращения (силы Кориолиса) и записы­ вать уравнения движения воды в виде

du

Vp

-g + v Ди.

(3.2.1)

dt

 

 

 

Основное отличие от теории волн на поверхности воды будет за­ ключаться в том, что теперь необходимо учитывать неоднородность воды, т. е. изменения ее плотности в пространстве и времени. По­ скольку скорости движения воды в волнах очень малы по сравне­ ниюсо скоростью звука, движение при этом, как известно, можно считать бездивергентным, т. е. можно полагать divu = 0; это

73

условие отфильтровывает из решений уравнений гидродинамики звуковые волны.

Для описания колебаний плотности следует использовать урав-

нение оаланса

энтропии

р — т г = 8 , где

ц—удельная

энтропия и

 

 

at

 

 

е — изменение

энтропии

единицы объема

воды, вызываемое моле­

кулярными эффектами и лучистым теплообменом. Уравнения ба­ ланса энтропии, вообще говоря, недостаточно, так как энтропия морской воды есть функция не только давления и плотности, но еще

и солености s; поэтому надо дополнительно

привлекать уравнение

ds

 

диффузии соли Р~^7~ = е 1 > г д е E i — приток

соли к единице объема

воды, создаваемый молекулярными эффектами. Но если не интере­ соваться очень медленным затуханием волн из-за молекулярных эффектов и тонкой структурой гидродинамических полей в области минимальных масштабов их неоднородностей, где только и сущест­ венны молекулярные эффекты (а оставить эти вопросы для от­ дельного рассмотрения), то движения воды в волнах можно считать изоэнтропическими и изохалинными, т. е. применять к ним уравне-

d T l

л

d s

л

 

 

 

 

 

 

 

 

 

ния —dt= 0> ~~г~=0,dt

приводящиеся к виду

 

 

 

 

 

 

 

 

^ -

t i

^

r

,

 

 

 

(3.2.2)

 

 

 

 

dt

"u

 

dt

 

 

 

 

 

где c 0 =

[ \ ~ | з / п

sJ

скорость звука. Если

считать ее

заданной

(или известной функцией от р

и р), то уравнения

(3.2.1)

и

(3.2.2)

вместе

с условием

divu = 0 образуют

замкнутую

систему

относи­

тельно функций и, р и р.

 

 

 

z = H(x,

у)

 

 

 

Краевым условием на дне океана

будет обращение

в нуль скорости и

[а если в уравнениях движения

(3.2.1)

не учиты­

ваются

силы

вязкости, то только

нормальной

к поверхности дна

компоненты

скорости, при

плоском дне — вертикальной

компо­

ненты ВУ]. На поверхности океана z = £ (х, у, t),

вообще говоря, дол­

жны выполняться те же кинематическое и динамическое

краевые

условия, что и в случае волн на поверхности воды; тогда

будут уч­

тены и поверхностные и внутренние волны и их возможные взаимо­ действия. Однако при расчете внутренних волн представляется ра­ зумным пренебречь капиллярными эффектами на поверхности оке-

dp

dpa

ана и записывать динамическое краевое условие в виде —гг-

— г г

dt

dt

при z = l (х, у, t).

 

Для изучения свойств внутренних волн часто отфильтровывают поверхност­ ные волны, т. е. пренебрегают колебаниями поверхности океана, предполагая ее совпадающей с плоскостью 2=0 и ставя на ней кинематическое краевое условие !и=0; некоторая искусственность такой постановки задачи приводит к тому, что динамическое краевое условие р=ра при этом, строго говоря, не выполняется. Но колебания поверхности океана, создаваемые внутренними волнами, хотя и

74

малы, все же, по-видимому, не равны нулю: в записях сейсмографов на аркти­ ческом льду обнаруживаются колебания с периодами, свойственными внутренним волнам. Поэтому в более точной теории внутренних волн целесообразно исполь­ зовать хотя бы линеаризированные кинематическое и динамическое краевые условия, имеющие вид

 

w

= ~dT- -§r +

s*>w =

-dr-

<3-2-3)

приближенно

относя их

к

уровню

2=0

(здесь

р0 — квазистационарная часть

плотности).

 

 

 

 

 

 

 

Рассмотрим прежде

всего

свободные

0 = const)

внутренние

волны малой

амплитуды

в океане постоянной глубины Я

(в отсутст­

вие волн находящемся в состоянии покоя), в котором давление р =

= po{z),

плотность

р = р 0 (г)

и

скорость

звука со = с0 (г) зависят

только от глубины, причем

~^~=SPo

и

Ро(0)=р 0 -

Полагая,

что

в присутствии волн

р=р0

 

+ р' и р = ро + р'

(р' и р' создаваемые

волнами малые колебания"), в линейном приближении

получим

 

 

 

_ ^

Р

+

g

« _

Z P

l

+ g

^ .

 

(3.2.4)

 

 

 

 

1 6

 

Ро

 

1 6

Po

 

v

'

Эта

формула называется

приближением

Буссинеска

(заметим,

что в более точной теории, учитывающей нелинейные

взаимодейст­

вия между волнами, оно недостаточно

[2]); второе слагаемое

в ее

правой части есть ускорение сил плавучести

Архимеда.

 

 

Линеаризированные

уравнения

гидродинамики

с

помощью

(3.2.4) приводятся к виду:

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

d l v u = = 0 ;

 

 

 

 

^+g№=cl[^+W^f).

 

 

 

 

 

(3.2.5)

Их

надлежит

решать

 

при

однородных краевых

условиях:

др'

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

dt

-srgpaw = Q при 2 = 0 идо= 0 при 2 = Я. Колебания поверхности

океана будут описываться

значениями £ =

— при 2 = 0.

dv

Согласно уравнениям,

вертикальная проекция вихря

скорости

ди

 

 

 

 

-щ- не меняется со временем; для волн ее следует

положить

равной нулю, так что горизонтальные движения в волнах оказыва­ ются безвихревыми (но это не означает, что внутренние волны по­ тенциальны!). Далее мы будем рассматривать только случай, когда стратификация океана всюду гидростатически устойчива, так что частота Вайсала—Брента N вещественна и положительна, и будем пользоваться потенциальной плотностью рп , определяемой из

75

d In р п ;V2

 

 

 

соотношения — д Г ~ " = c

условием р п = Ро при z = 0.

Используя

Рп, введем энергетический интеграл

 

н

„2 +

v2 4.W2 f jf2_ I P' c;/

 

 

Pndz. (3.2.6)

С помощью уравнений (3.2.5) можно убедиться, что осредненная

по горизонтали величина Е не меняется со временем [при упрощен­ ном краевом условии w = 0 при z = 0 первое слагаемое в (3.2.6) ис­ чезает].

Из (3.2.5) легко выводятся следующие уравнение и краевые ус­ ловия для вертикальной скорости:

- 5 - ( * - + ^ 4 г - ) + ^ * . « - а

 

-g^+g^w^O

при z = 0 ; ча=0 при г=Н.

(3.2.7)

Таким образом,

частота Вайсала—Брента оказывается

единст­

венной характеристикой стратификации океана, определяющей по­

ведение внутренних

волн.

Отметим, что в литературе

 

(например,

в книгах Филлипса

[3] и Краусса

[4]) приводятся

несколько

иные

формы этого уравнения, возникающие при неаккуратном

использо­

вании уравнения

неразрывности.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

В случае плоскогодна

(Я = const) уравнения

(3.2.5)

имеют эле­

ментарные решения в виде плоских

волн,

зависящих

от горизон­

тальных координат х, у

и времени t по закону ei^hxx+hyy-a>t),

 

ампли­

туды которых суть функции от глубины z,

связанные

 

соотноше­

ниями:

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

j.

iw0

_

 

iki

dw

_

 

ik2

dw

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

W-

dz

'

"

k-

dz

 

 

 

 

 

г'иро

dw

_

,

ioipo

/ dw

 

/^CqN2

 

W ,

 

(3.2.8)

 

 

K2

dz

' ?

k

2 c 2

у

o z

 

g U i 2

 

 

причем

возможные

частоты со и соответствующие

им

амплитуды

w (г) должны определяться из уравнений:

 

 

 

 

 

 

 

 

 

d2w 1 N2

dw ,

N2

— ш2

, т

 

г,

 

 

 

 

 

 

 

- 3 - 5

g

i

о)

9

-k2w—0;

 

 

 

 

 

 

dz2

 

dz

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

^--^-+gk?-w=0

 

при 2 = 0 ;

w=0

 

при г = Я .

(3.2.9)

Заметим, что внутренние

волны

 

оказываются

 

вихревыми:

при

выборе оси х по направлению

распространения

волны для ампли-

 

 

 

 

 

ди

 

dw

 

 

 

 

 

 

 

 

туды

вихря

скорости

 

г—

получается

выражение

76

oz

ох

• k2w ) . обр ащающееся в нуль на поверхности океана, но,

I

т dz-

вообще говоря, отличное от нуля на глубинах.

Общая теория спектра собственных частот и вертикальной структуры малых колебаний в океане обсуждается в главе 4 (раз­

дел 4.1). Отметим, что благодаря наличию

интеграла энергии

£ =

= const все частоты со вещественны. Спектр

частот со и форма

соб­

ственных функций w(z) зависят от вида функции N (z). Для океана типичны малые значения N (г) в верхнем перемешанном слое (его толщину обозначим h) и ниже пикноклина (толщину которого обо­ значим б) и максимум N (z) в слое скачка плотности'в пикноклнне,

так что качественно правильную

картину даст трехслойная модель,

в которой частота N равна нулю

вне пикноклина и постоянна в нем.

В этой модели в океане бесконечной глубины всюду непрерывные собственные функции w(z) с непрерывной производной при 2 = = h+ 6 имеют вид

., . 0)2c h fa gk s h kz

0 < z < A ,

 

 

 

0)2 ch kh— gksh kh '

w (h)

 

 

 

 

 

(г-h) / cos Z (Л + 8 — z) + ft(l-

w (ft) e

 

/cos lb +

 

k ^1 •

 

 

 

w (z)=

 

 

 

 

 

•w (h) e

I

 

yV2

\

 

I cos /8 + k

 

1

H——2gk

 

sin lb

_ _ ) 5 ! п / ( Л + 8 _ г )

Л'2

2gk sin lb

- А ( г - Л - о )

где I — вертикальное волновое число, связанное ношением

Г- , \ - i

(3.2.10) частотой со соот-

(3.2.11)

dw

 

 

Условие непрерывности ~dz при z = h, во-первых, при

az=gk

удовлетворяется для любых N и k

[при этом w (z) =до ( 0 ) е - й г для

всех г, т. е. имеются поверхностные

волны, не искажаемые

страти­

фикацией океана] и, во-вторых, при co2 #g& оно дает для определе­

ния возможных вертикальных волновых чисел I [или в силу

(3.2.11)

частот со] внутренних волн уравнение

 

 

tgffi-/(0; /(О -

 

(l

4 о

cth kh)

(3.2.12)

 

JL

+-^-)(c\hkh J^-)

 

ft2

\

2gk ) \

2gk }

корней

-имеющее счетное множество вещественных

положительных

77

U<li<

»-oo, получающихся на пересечениях тангенсоиды

у =

= tg /6

с алгебраической кривой

y = f{l)

и при больших

номерах

приближающихся сверху к точкам

1п=~^~;

отвечающие

этим

кор­

ням частоты удовлетворяют неравенствам /V>coo>coi>.. .-vO, а со­ ответствующие моды wn (2) при не слишком малых номерах имеют в пикноклине по п узлов (т. е. глубин, где w меняет знак).

Можно убедиться, что низшая мода /о обладает следующими свойствами:

 

 

k <

 

 

 

при

th kh

 

i + s + 4 - м

 

1

 

 

 

 

 

- 9 5 -

k h

> max

 

* (

1 _ Е ) * л '

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

s 2

E

h

 

 

 

 

^ ,

^

О

 

 

1 + E —r- kk

 

. . . .

1

8

 

 

 

 

я

Зтс

при —

 

A

.

 

th kh .

 

 

 

 

^ < /

0 < -

1 Г

h

( 1 - е ) kh

* — - > — — . ,

 

 

 

 

 

 

 

 

 

s2

 

 

 

 

 

 

 

, .

 

к

 

1

8

^

thAA. . 1

8

Г,

,

7=2

i - l

 

 

 

к<-%г

 

п р и — — „ . — - > — — [ i + 4 g ( . +

W ) I

;

 

 

 

т < ' » < 1 " р " " 4 1 ( 1

+ 1 д а ) Г '

^ - 1 3 >

 

 

/V25

 

Др

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

где

e=

— «

т г -

—половина

относительного

перепада

плотности в

пикио-

клине, т. е. малая величина порядка 10~3.

 

 

 

 

 

 

 

Первое

из

этих

неравенств

для k

может

быть

удовлетворено

лишь

при б <

 

е2

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

<

е ft, т. е. при очень

тонком

пикноклине

(«почти двуслойная»

модель стра-

 

 

 

 

 

 

 

 

 

е2

1

 

 

 

 

 

 

 

тпфикации океана), и при k< у , т. е. для не слишком коротких волн..

Знаку равенства в первом

условии (3.2.13) для отвечает

еще «нулевая мода»

/=0 [которой соответствует

линейное убывание w(z)e

2 s

с глубиной в пикно­

клине], возможная лишь при одном специальном значении k; знаку же нера­

венства

в этом условии

отвечает

некоторый

интервал не

слишком больших k,

 

 

 

 

-

->

1

при которых существует также одна «мнимая

мода» l — il,

у которой К

(&+

+ 66)

2 ^ е ihkA ) 2'

Частота

ш, соответствующая «мнимой моде», больше

частот всех вещественных мод с тем же k, но все же меньше N.

Для волн, длинных по сравнению

с толщиной пикноклина (т. е.

при Аб<с1), функцию f (/) в (3.2.12)

можно

приближенно

заменить

1+cthAA

,

,„ А

 

 

на

до, так что и щ1Ь будет малым, и для низшей моды

 

/ о

 

 

 

 

 

можно

положить t g / о б » / 0 б .

Тогда

(3.2.12)

примет вид

( / 0 б ) 2 ~

78

(1 + cthkh), и для квадрата соответствующей частоты со2 ~

кг

~N2—y получится [3]

Поскольку /0 б мало, то малы и изменения w по глубине пикноклина, т. е. в низшей моде длинной волны он колеблется как целое. Тогда в уравнении (3.2.9) в пикноклине можно пренебречь вторым слагаемым, и градиент продольной скорости в волне будет иметь

ди

i dhsa

2

 

coo — Nz

 

вид ~Qz=1~k"~dz^'~ik

с о 2 w ( / l ) -

Полагая w {h)=—ио0£/,

(£ь—амплитуда колебаний пикноклнна), получаем число Ричард­ сона в низшей моде в пикноклине [3]:

 

Щ = Л *

у

* , ^

- - % • ) - *

k-***.

 

(3.2.15)

Наконец,

при помощи

(3.2.8)

и первой

формулы

(3.2.10)

для

значения продольной скорости на поверхности

океана получается

щи

 

 

 

 

л

 

 

 

shkh '

И м а к с и м а л ь

н а я

конвергенция

us

будет

иметь

место

над узлами волны в пикноклине — там иногда

наблюдаются пер­

пендикулярные направлению распространения волны полосы пены (описанные, например, Лафондом [5]).

Если 18^$>е, что выполняется для старших мод, а часто и для

низшей

моды, то формулу (3.2.11)

можно

приближенно

записать

 

k

 

 

 

 

 

 

в виде

a~±N—•_

= ±Ncos9,

где 8 — угол

между трехмер-

ным волновым вектором x={ki,

кг,

I), т. е, направлением

распро­

странения волны, и горизонтальной

плоскостью.

Таким

образом,

волны с частотами, близкими к N, распространяются почти горизон­

тально,, а при очень

малых ^ -

(старшие

моды)

—почти

верти­

кально

(т. е. разные

слои воды

периодически, с большими перио­

дами, смещаются по горизонтали относительно друг друга). Эта за­

висимость

направления

распространения

волн от их частот есть

проявление

дисперсии

волн. Их

фазовая

скорость с =

~

~

^2_^/г

всегда меньше

N

L

I г

2п

длина

волны,

а

2я \

— = —

I L = —

;

т=-——

 

 

к

т

\

к

 

 

 

 

 

 

N I

и уменьшается

с ростом

номера

моды (например, при

т ~ 1 0 мин

волны километровых

длин распространяются

со скоростями

не бо-

 

 

 

 

 

 

 

 

 

да

 

 

 

лее метров в секунду), а групповая

скорость —— перпендикулярна

 

 

 

 

 

 

 

 

 

ох

 

 

 

х и по величине в tg 0 раз больше с.

79

Соседние файлы в папке книги из ГПНТБ