
книги из ГПНТБ / Монин А.С. Изменчивость мирового океана
.pdfПри 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 —dt7г= 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 |
(р 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 |
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 /г 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