Содержание к диссертации
Введение
Глава I. Современные исследования природы внутренних волн и их взашлодеиствия с тонкой структурой гидрофизических полей в океане II
I. Основные механизмы генерации внутренних волн II
2. Тонкая структура гидрофизических полей в океане и ее взаимодействие с полем внутренних волн 18
3. Внутренние волны и турбулентность 25
4, Гидродинамическая неустойчивость внутренних волн 30
5. Исследование динамических характеристик потоков с помощью лазерного допплеровского измерителя скорости (ЛДИС) 35
Глава 2. Измерительные комплексы и методика измерений в натурных и лабораторных условиях 45
I. Комбинированный T-&-V зонд 45
2. Лабораторная установка для изучения распределения скорости во внутренних волнах на модели двух слойной жидкости 48
3. Лабораторный и морской варианты ЛДИС 51
3.1. ЛДИС для лабораторных исследований 51
3.2. Морской ЛДИС "КИТ-2" 54
4. Параметры лабораторного и морского ЛДО 61
5. Влияние характеристик исследуемого потока и внешних условий на параметры допплеровского сигнала ЛДИС 63
5.1. Спектр допплеровского сигнала 63
5.2. Влияние периодических движений ЛДИС на спектр сигнала 65
5.3. Ширина спектра допплеровского сигнала в случае турбулентного потока 68
5.4. Факторы, приводящие к уширению спектра сигнала 70
6. Сравнение параметров ЛДНС "КЙТ-2П и других измерителей скорости морских течений 77
7. Статистическая обработка экспериментальных данных 79
Глава 3. Натурные исследования формирования вертикальной структуры поля короткопериодных внутренних волн в присутствии тонкой структуры гидрофизических полей 82
I. Анализ фоновых условий в районах работ 82
1.1. Шельфовая зона Черного моря 83
1.2. Средиземное море (район банки "Китовая") 93
2. Генерация короткопериодных внутренних волн полем ветра 100
3. Взаимодействие внутренних волн с полем плотноетной стратификации 117
3.1. Тонкая структура поля температуры 117
3.2. Вертикальная структура поля внутренних волн 128
4. Короткопериодные внутренние волны в слоях с инверсией температуры 133
4.1. Вертикальное распределение температуры 133
4.2. Взаимный спектраяьный анализ температурных флуктуации 139
4.3. Спектральный анализ флуктуации скорости течения и ветра 151
Глава 4. Исследование структуры поля скорости в прогрессивной внутренней волне на лабораторной модели двухслойной жидкости . 158
I. Вертикальное распределение скорости течения 158
1.1. Вертикальная циркуляция, порождаемая внутренней волной 158
1.2. Экспериментальная картина распределения характеристик устойчивости во внутренней волне 168
2. Распределение пульсаций горизонтального компонента скорости во внутренней волне 170
3. Теоретическая модель распределения локального числа Ричардсона во внутренней волне 175
4. Взаимодействие внутренних волн и турбулентности 184
Заключение 188
Литература
- Внутренние волны и турбулентность
- Лабораторная установка для изучения распределения скорости во внутренних волнах на модели двух слойной жидкости
- Генерация короткопериодных внутренних волн полем ветра
- Экспериментальная картина распределения характеристик устойчивости во внутренней волне
Введение к работе
Актуальность темы исследования. Цель диссерта ционной работы 5
Научная новизна 7
Практическая ценность 8
Личный вклад автора '. . . 8
Краткое содержание работы 8
Защищаемые положения 9
Внутренние волны и турбулентность
Подробный анализ связанных с разрушением внутренних волн механизмов генерации турбулентности в основной толще океана проведен Левиковым [54]. Основываясь на большом количестве экспериментальных и теоретических исследований, Левиков выделяет 8 основных механизмов. Это разрушение внутренних волн I) на прослойках плотности; 2) при горизонтальных изменениях стратификации; 3) вблизи критических слоев; 4) при отражении от прослоек плотности; 5) в береговой зоне; а также 6) образование зон турбулентности за препятствиями; 7) параметрическая неустойчивость внутренних волн; 8) суперпозиция внутренних волн от многих источников. Правда, проведенное в [54] сравнение указанных механизмов (за исключением последнего) указывает на различную степень их достоверности. Данные натурных измерений безусловно подтверждают существование в океане лишь первого из них [172,174-176] . Формирование зон турбулентности, связанное с волнами за препятствием наблюдается только в атмосфере (морские данные отсутствуют). Разрушение внутренних волн при отражении от прослоек плотности обнаружено в лабораторных экспериментах [l20]. В пользу возможной реализации этого механизма в море говорят пока лишь косвенные данные [5б]. Остальные механизмы, как подчеркивается в [54]являются результатом теоретических рассмотрений, а их подтверждение в натурных условиях - задача дальнейших специальных пшрокомасш-табных исследований.
Наиболее же вероятными автор [54] справедливо считает первый и четвертый механизмы, связанные с существованием тонкой структуры океанологических полей, так как тонкая структура, как уже отмечалось выше, является характерным, типичным свойством океанских вод. А происходящие при этом процессы определяются неустойчивостью типа Кельвина-Гельмгольца. При этом предполагается, что проявления второго и третьего механизмов также могут быть связаны с областями тонкой структуры поля плотности.
Вместе с тем, многие авторы[15, 17,64,128,129] считают, что явления разрушения внутренних волн в океане реализуются все-таки относительно редко. Гораздо чаще имеют место неразрушающиеся внутренние волны. Их роль в процессах турбулизации основной толщи океана пока еще до конца не выяснена.
В свою очередь внутренние волны могут подвергаться гасящему воздействию турбулентности. Предположения об этом высказал еще Боуден [118] Петров [81], рассмотрев теоретически эффект взаимодействия внутренних волн и мелкомасштабной поверхностной турбулентности, делает вывод о том, что нелинейный процесс адиабатической перекачки энергии внутренних волн в поверхностную гравитационную турбулентность может существенно влиять на затухание внутренней волны. При этом значения декремента затухания по порядку величины приближаются к значениям, вытекающим из теории турбулентной вязкости.
Интересные эксперименты по взаимодействию внутренних волн и турбулентности провел Филлипс [107]. Он наблюдал гашение внутренних волн турбулентностью, распространявшейся сверху вниз от поверхности к границе раздела слоев жидкости.
Баренблатт [5]объясняет это явление с помощью предполагаемого механизма перекачки энергии внутренних волн в турбулентную энергию взаимодействующего с ними возмущения. В тот момент, когда фронт турбулентного возмущения подходит к границе раздела, возникает турбулентный поток волновой энергии. В результате энергия волн уже не локализуется вблизи поверхности раздела слоев, а распределяется по всему объему жидкости. Это и приводит к эффекту "выглаживания" внутренних волн.
Турбулизация водной среды при наличии волн может обуславливаться не только процессами, связанными с их обрушением или неустойчивостью. Само наличие орбитального движения частиц в волне носит "вихревой" характер и приводит к возникновению турбулентного обмена. Этой точки зрения придерживаются и авторы [33] , прямо подчеркивающие мысль о том, что при наличии волнового переноса орбиты движения частиц во внутренней волне представляют собой незамкнутые вихри, которые, по их мнению, могут осуществлять перемешивание океана по горизонтали.
По-видимому, первым идею о волновом происхождении турбулентной вязкости в верхних слоях океана высказал Джеффрис [138]. Доб-роклонский [34] сделал попытку выразить величину коэффициента турбулентной вязкости через параметры волны.
Лабораторная установка для изучения распределения скорости во внутренних волнах на модели двух слойной жидкости
Для исследования внутренних волн в лабораторных условиях был создан экспериментальный гидростенд, оборудованный соответствующим измерительным комплексом.
Он представлял собой открытый канал прямоугольного сечения с размерами 150 х 150 х 2300 мм, изготовленный из органического стекла. На торцах канала устанавливались откосы,угол наклона которых Л выбирался из условия полного гашения внутренней волны
Двухслойная жидкость создавалась последовательным заполнением канала сначала соленой, затем пресной водой. Для предотвращения перемешивания пресная вода заливалась через диффузоры. Предварительное подкрашивание слоев облегчало визуальный контроль и наблюдение за поведением слоев и границы их раздела. Во всех экспериментах устанавливалась толщина соленого слоя - 4 см, пресного -6 см. Величина солености низшего слоя в разных сериях измерений изменялась от 5$ до 17
Внутренние волны создавались волнопродуктором маятникового и поршневого типа. Амплитуда генерируемой внутренней волны составляла 1,5-2 см, период - 8 с, длина 15-20 см. При возбуждении внутренних волн поверхностное волнение отсутствовало. Регистрация внутренних волн осуществлялась струнным волнографом с последующей записью сигнала самописцем Н-338-6П.
Вертикальные профили температуры и электропроводности измерялись с помощью лабораторного Т-5 зонда, совмещавшего в себе термистор МТ-54 и миниатюрный кондуктометрический датчик.
Измерение температуры производилось с помощью моста постоянного тока МО-62. Точность измерения составляла 0,01С, инерционность 0,1 с. При необходимости для повышения чувствительности использовался усилитель "Топаз-3".
Кондуктометрический датчик представлял собой два платиновых электрода диаметром 0,5 мм, установленные на расстоянии 2 мм. Измерения выполнялись с использованием тензометрического усилителя 8АНЧ-7М. Точность измерения не хуже 10 2 р- . Регистрация показаний T-S зонда производилась самописцами типа КСП-4. Скорость течения измерялась с помощью лазерного допплеров-ского гидрометра.
При анализе результатов лабораторных исследований важным является вопрос сопоставимости моделируемых процессов с происходящими в натурных условиях. Для его решения используются различные критерии подобия. Такие критерии, как известно [57], можно получить при рассмотрешш уравнешш, описывающих эти процессы, взятых в безразмерной форме.
Исходя из этого проведем обезразмеривание и анализ одного из основных уравнений теории внутренних волн - уравнеїшя баланса импульса (без учета силы Кориолиса) [бЗ] где К - единичный вертикальный вектор. Переход к безразмерным величинам: (звездочкой отмечены некоторые характерные значения параметров) приводит к уравнению баланса импульса в следующей форме
Домножая первое и второе уравнение на -=72 и ггра 3) где Sk - число Струхаля, Ей - число Эйлера, fr - число Фруда. Таким образом, дальнейшее сравнение сводится к сопоставлению оценок значений Sh;Eu;Fr для лабораторной модели и моря.
В качестве характерных значений параметров будем использовать длину, высоту, период, фазовую скорость, скорость вертикального движения частиц в волне.
Оценки, проведенные с использованием приведенных выше в данном параграфе численных значений указанных параметров (для лабораторной модели), показывают, что подобие по горизонтальным движениям распространяется в данном случае на внутренние волны с периодами от десятков минут до нескольких часов и крутизной 10 х 10 , распространяющихся по относительно неглубокому (несколько десятков метров) термоклину. Подобие же по вертикальным движениям может выполняться для несколько более крутых внутренних волн ( -J icr 10 ) с периодами порядка десятков минут. Такие параметры могут иметь место при распространении корот-копериодных внутренних волн в районе шельфа, а также при прохожу дении локальных топографических особенностей дна (типа банок) [18].
Генерация короткопериодных внутренних волн полем ветра
Измерения в Средиземном море проводияись в ходе XI рейса НЯС "Академик Петровский" в марте 1981 г. в районе б."Китовая", расположенной к востоку от о.Сардиния в Тирренском море. Центр банки имеет координаты 410б с.ш., 1043 в.д., наименьшая глу -бина составляет 31 м. Здесь были проведены 4 станции поминутных измерений вертикального распределения температуры (Ш 11-14), а также 6 станций измерений скорости течения с помощью описанного в главе 2 морского ЛДЭДС "КИТ-2". Во время проведения поминутных измерений кроме вертикальных профилей температуры регистрировались модули скорости течения на горизонте 20 м и скорости ветра на высоте 10 м над поверхностью моря.
Общий гидрофизический фон, на котором проводились станции 11-14, существенно отличался от фона в случае черноморских станций 1-Ю, описанного в предыдущем разделе. Особенности его определялись следующими факторами: во-первых, эти измерения проводились не в шельфовой зоне, а в открытом море, вдали от берегов, во-вторых - станции проводились в весенний период, когда отсутствовал резкий сезонный термоклин. Кроме того, дополнительный интерес вызывает наличие выраженного инверсионного поведения температуры с глубиной.
Вертикальные профили температуры и дисперсии флуктуации температуры, осреднеиные за время проведения станций 11-14 приведены на рис.17. На всех профилях отчетливо проявляется инверсионный ход температуры. При этом обращает на себя внимание значительная изменчивость положения слоя инверсии температуры, его границ и толщины. Такая изменчивость наблюдается очень отчетливо не только при сопоставлении средних вертикальных профилей температуры, но и (еще более ярко) при рассмотрении временной после довательности вертикальных профилей температуры (по данным отдельных зондирований). Примеры таких последовательностей показаны на рис.18. Интервалы времени между последовательными зондированиями составляют от 5 до 10 минут (для различных станций). Как видно из приведенных данных, существенным образом за время проведения станций меняются не только глубины инверсионных слоев, но и их количество и интенсивность, а также сам характер температурных профилей.
Можно предполагать, что эти инверсии обусловлены наличием теплого подповерхностного течения. Рассмотрение графиков изменения направления и модуля скорости течения с глубиной (рис.19) действительно показывает, что на глубинах с инверсионным ходом температуры имело место такое течение, отличающееся по величине и направлению от течений на других горизонтах. Особенно сильно это проявляется на примере станции 14 (рис.19г), где угол между направлениями течений на глубинах 20-30 м и на глубинах 50-80 м достигает 120.
Такая картина является характерной для динамических процессов в Тирренском море в зимний период. Согласно [2?] в это время года в Тирренском море наблюдается общее циклоническое движение вод с формированием нескольких циклонических и антициклонических круговоротов. Причем, наиболее устойчивый и интенсивный из антициклонических круговоротов располагается у восточного побережья о.Сардиния (район б."Китовая").
Кроме того, в промежуточных слоях моря также имеются интенсивные локальные круговороты (как циклонические, так и антициклонические). В результате перенос поверхностных и промежуточных вод в Тирренском море осуществляется довольно сложным образом, особенно в зонах соприкосновения этих круговоротов [27].
По-видимому, течение, наблюдавшееся нами на полигоне в районе б."Китовая обязано своим происхождением именно такому круговороту.
Отсутствие данных о солености водных масс, переносимых этим течением, не позволяет сделать окончательного вывода о неустойчивости создаваемой им плотностной стратификации.
Ветровой режим во время проведения станций 11-14 определялся циклонами, проходившими из центральной Атлантики на восток над северной частью Западной Европы, и характеризовался слабым (до 5-7 м/с) юго-восточными. Волнение моря не превышало 2-3 баллов.
Вопрос о генерации внутренних волн полем ветра, как подробно обсуждалось в I главы I, рассматривался рядом авторов. Но эти исследования проводились главным образом в мезомасштабном диапазоне. Наши измерения, осуществлявшиеся с дискретностью I мин. и имевшие продолжительность до 10 часов, позволили охватить более короткопериодный диапазон (от 2 мин. до I часа).
При рассмотрении этого вопроса будем основываться на анализе графиков спектральной плотности флуктуации температуры, скорости течения и напряжения трения ветра, полученных в результате статистической обработки (см. 7 главы 2) соответствующих временных рядов данных натурных измерений.
Для определения степени достоверности этих графиков особенно в области высоких частот наряду с обязательным вычислением доверительных интервалов были проведены оценки уровня шумов с использованием методики, изложенной в [37]. Оказалось, что значение уровня шума для всех вычисленных функций спектральной плотности не превышало, и анализируемые графики функций спектральной плотности лежат выше этого уровня во всем использующемся "спектральном диапазоне.
В качестве примера будем использовать данные по станциям из различных серий, проводившихся в разные годы.
На рис. 20 приведены графики спектральной плотности флуктуации напряжения трения ветра и скорости течения на фиксированных горизонтах для станций 5, 6, 7 Видно, что на представленных спектрах имеют место выраженные максимумы, выходящие за пределы SOfo доверительного интервала. Эти максимумы соответствуют периодам -II мин., 7 мин., -4 3,5 мин. и прослеживается на графиках спектральной плотности как напряжения трения ветра, так и скорости течения. Вертикальная структура этих колебаний достаточно сложна, и подробное рассмотрение этой структуры, а также всей совокупности причин, ее формирующих, не входит в задачи настоящего раздела. Для нас в данном случае существенно, что имеют место колебания, источником которых могут являться флуктуации напряжения трения ветра.
Действительно, рассмотрение графиков когерентности и сдвига фаз колебаний скорости течения на последовательных горизонтах показывает, что например, на станции 5 колебания с периодом 6 мин. присутствовали на всех горизонтах, где производились измерения, характеризовались высоким уровнем когерентности и распространялись сверху вниз (см.рис.22). Аналогичная картина для колебаний с периодом 3,5 мин. наблюдалась на станции б (рис.226).
Экспериментальная картина распределения характеристик устойчивости во внутренней волне
Но их структура отличалась от предыдущего случая. На рис. 316 приведено распределение по вертикали величины когерентности и сдвига фаз для колебаний на данной частоте, вычисленных относительно горизонта 26 м. Из этих графиков следует, что колебания во всей толще термоклина отстают по фазе от колебаний на горизонте 26 м, распространяясь от него вверх и вниз. Горизонт 26 м можно рассматривать как некую мембрану. Возникшие здесь каким-либо образом колебания излучаются затем в выше и ниже лежащие слои.
Колебания с периодом 6,6 мин. прослеживаются на глубинах 20-25 м. При этом из графика зависимости разности фаз от глубины (рис. Зів) ВИДНО, ЧТО весь этот слой колеблется практически синфазно, а в выше лежащих слоях (20-21 м) сдвиг фаз резко из-меняется с глубиной как по величине, так и по знаку.
Отметим, что все эти колебания локализованы в центральной части термоклина, характеризующейся большими значениями градиента температуры, малыми величинами числа Кокса и параметра У) .
Подобная же картина наблюдается и в случае станции 7 (графики спектральной плотности см. на рис. 23(6)). Здесь также можно наблюдать эффекты, связанные с вертикальной переслоеннос-тью среды. Так, колебания с периодом 7,7 мин. локализуются в слоях 18-20 м (слои, характеризующиеся локальным минимумом в распределении числа Кокса (см.рис.29(в) ) и не прослеживаются на выше и ниже лежащих горизонтах.
Интересно поведение колебаний с периодом 4,4 мин. Эти колебания присутствуют на горизонтах 12-14 м и 18-22 м, а на горизонте 16 м они отсутствуют. При этом данный горизонт характеризуется локальным минимумом в распределении параметра fe) (см. рис. 29 (в) ). Разность фаз (рис. 24 (б) указывает на то, что слой 12-14 м колеблется синфазно, структура же колебаний в слое 18-22 м сложнее, и указать преимущественное направление распространения колебаний трудно. Главным же здесь является сам факт наличия переслоенноети в вертикальной структуре поля внутренних волн, непосредственно связанной с вертикальной структурой поля температуры.
Появление внутренних волн с таким периодом (4,4 мин.) шжет, по-видимому, объясняться действием механизма, описанного в [76], связанного с нелинейными взаимодействиями короткопериодных внутренних волн. В пользу этого предположения может свидетельствовать величина отношения yW I /il) , характеризующая степень нелинейности [37,77], лежащая на данных глубинах в пределах 0,3-1,0. Причем она достигает единицы именно в тех слоях, где максимумы на кривых спектральной плотности флуктуации температуры, соответствующие периодам 4,4 мин., отсутствуют. Заметим, что и значение периода локальной частоты Вяйсяля-Брента для этих слоев превышает величину периода рассматриваемой внутренней волны.
Наиболее сложная структура температурных профилей наблюдалась на станциях 11-14 в Средиземном море. Анализ поля короткопериодных внутренних волн в таких сложных условиях представляет особый интерес.
Предварительный анализ вертикального распределения температуры и скорости течения на станциях 11-14 проведенный в I настоящей главы, показал наличие нестационарных слоев с инверсионным ходом температуры и резкими различиями в поле скорости. Последнее особенно ярко проявлялось на станции 14 (см.рис.18г), когда угол между направлениями течений на глубинах 20-30 м и на глубинах 50-80 м достигал -120.
Высокая степень переслоенности и временной изменчивости, наблюдавшаяся на этих станциях, естественно, должна была бы сказаться и на структуре поля короткопериодных внутренних волн.
Действительно, рассмотрение временного хода изотерм показывает сложную картину поля внутренних волн в присутствии нестационарных инверсионных слоев, Интересна некоторая цикличность в характере поведения слоя температурной инверсии, проявившася в ходе этой станции.
В течение первых 40 минут происходило постепенное заглубление развитого инверсионного слоя, сопровождавшееся в последней его стадии значительным расширением (от 35 м до 50 м) и последующим; "охлопыванием". Сразу вслед за этим в верхних слоях воды формируется новый инверсионный слой, который по мере своего развития снова проходит через стадии опускания, расширения и "охлопывания". И затем, вновЕгпроисходит зарождение инверсионного слоя в районе 30 метровой глубины. К сожалению, станция захватила полностью только один полный цикл такого развития, а в ходе других станций подобный процесс зафиксирован не был. В то же время, постоянное изменение глубины залегания и мощности инверсионных слоев являются характерным для всех станций, проведенных в районе б."Китовой".
Для рассмотрения структуры поля внутренних волн обратимся к анализу спектральных характеристик флуктуацийтемпературы на примере станции II (рис.32). Анализ положения максимумов на кривых спектральной плотности свидетельствует о сложной структуре поля температурных флуктуации, его сильной перемежаемости и изменчивости. Причем совместное рассмотрение характера изменения графиков спектральной плотности с глубиной и соответствующего среднего вертикального профиля температуры (рис.17) обнаруживает их тесную взаимосвязь.
