книги из ГПНТБ / Лакомб, А. Энергия моря
.pdfСогласно теориям Филлипса и Майлза, процесс пере дачи энергии воздуха воде включает, по-видимому, две стадии.
1. В первой стадии флуктуации (колебания) давле ния, сопровождающие турбулентный ветровой поток над поверхностью спокойной воды, вызывают незначи тельные девивеляции (отклонения от невозмущенного положения) этой поверхности. Однако эти денивеляции могут быть усилены механизмом резонанса (Филлипс). Связанные с ветром флуктуации давления, перемещают ся вместе с воздушным потоком с той же скоростью V. Эти флуктуации охватывают широкий спектр частот. Пусть N — одна из этих частот, a T—1/N — соответствую щий период. Возникающие при этом незначительные вынужденные колебания поверхности моря имеют пе риод . Т и при отсутствии ветра распространяются со скоростью c=gT/2n. Резонанс наступает тогда, когда
скорость свободной гравитационной волны с |
с перио |
дом Т оказывается равной скорости F, с которой рас |
|
пространяется флуктуация давления того же |
периода; |
в этом случае амплитуда составляющей движения с пе риодом Т очень быстро растет со временем. Можно ска зать, что одна и та же волна всегда остается под дей ствием той же флуктуации давления, потому что волна и ветровой поток, переносящий флуктуацию давления, движутся с одинаковой скоростью. За счет возникающей таким образом «избирательности» благодаря резонансу растут только волны с периодом Т.
2. Как только морская поверхность оказывается по крытой волнами с периодом Т, наличие этих волн сразу начинает влиять и на движение воздуха над поверх ностью воды: движения воды и воздуха становятся взаимосвязанными. Тогда для объяснения роста волн используют понятие динамической неустойчивости движения воздуха. Схематичный случай возникновения подобной неустойчивости был изучен уже давно (Кель вин и Гельмгольц). Если наложить одна на дпугую дво
90
жидкости различной плотности, совершающие совмест ное движение, однородность которого нарушается на поверхности раздела, то можно показать, что некоторые волны,7 распространяющиеся на этой поверхности, «не устойчивы» и имеют тенденцию к экспоненциальному росту со временем. Нечто подобное происходит и при наличии вязкости, даже если скачок скорости на по верхности раздела, существовавший в описанном выше случае, отсутствует и мы имеем лишь непрерывное изменение этой скорости во вертикали. По Майлзу, пе редача энергии от воздуха воде пропорциональна в этом случае кривизне профиля вертикального распределения скорости ветра в точке, расположенной на высоте, где величина V как раз равна с. Именно здесь находится граница критического слоя. Для очень коротких волп критический слой весьма тонок, кривизна логарифмиче ского профиля распределения скорости ветра чрезвы чайно велика и количество передаваемой энергии зна
чительно. Это количество уменьшается по мере |
того, |
как длины волн и их скорость возрастают. |
|
Хотя высказанные здесь соображения следует |
счи |
тать лишь первой попыткой разобраться в явлении
возникновения волн, |
все же они, |
по-видимому, впервые |
позволяют получить |
некоторые точные представления — |
|
пусть даже в виде |
громоздких |
математических фор |
мул — о |
механизме возникновения волн в природе. |
5. |
П р е д с к а з а н и е в о л н е н и я н а м о р е . Ст а |
т и с т и ч е с к и й а с п е к т . Однако еще до появления этих новейших теорий специалисты занимались различ ными практическими проблемами, касающимися ветро вого волнения и зыби на море. Эти проблемы таковы:
—описание волнения минимальным числом пара метров;
—предсказание волнения (сначала в районе возник новения и затем за его пределами, исходя из метеороло гических условий);
—распространение волнения в направлении берега.
91
Взволнованная поверхность моря слишком сложна, чтобы ее можно было описать с помощью только трех параметров: направления распространения, высоты вол ны и периода (откуда выводят длину волны и скорость по формулам, приведенным выше). Однако опыт моря ков, привыкших наблюдать море, меряться с ним сила ми и делать конкретные вычисления, пришел на по мощь нерешительности ученых, занимающихся описа нием волнения на море. Действительно, моряк может определить доминирующее направление волн при ветро вом волнении, хотя и очень приблизительно. Он может также оценить высоту волн, определяемую особой шка лой. Такая шкала, однако, дает среднюю высоту не волн вробще, а только наиболее отчетливо сформировав шихся волн, то есть она показывает величину, относя щуюся к той «характерной волне», которая, по мнению моряков, наилучшим образом отражает характер волне ния на море. Для получения характерной высоты волны при данном волнении американцы Свердруп и Манк в соответствии с рекомендациями опытных моряков предложили определять среднюю высоту одной трети наиболее высоких волн. Таким образом, из 30 наблю давшихся волн, высоты которых были зафиксированы, выбирают одну треть, то есть 10 самых больших волн. Среднее арифметическое их высот и будет характерной высотой. Аналогичную операцию производят с периода ми. Так в конце концов получают характерную волну, определяемую тремя параметрами: направлением рас пространения, высотой и периодом. Параметры эти вследствие указанного способа их определения имеют уже статистический смысл.
Приближенная оценка членов уравнения энергетиче1 ского баланса волны и учет некоторых соотношений, подсказанных наблюдениями, позволяли применять на практике и полуэмпирические методы для предсказания волнения на море. В период первой мировой войны та кие работы велись французами в Марокко, а затем, осо
92
бенно во время второй мировой войны, подобные иссле дования проводились англичанами и американцами. Опытные специалисты получили возможность предска зывать, зная метеорологические условия, характерное волнение и зыбь в данной точке. Такие прогнозы играли большую роль во время войны, особенно при планиро
вании крупных |
морских и десантных операций. Затем |
от предсказания |
волнения в открытом море перешли |
к его предсказанию вблизи берега. Ниже мы скажем несколько слов о принципах этой последней стадии прогноза.
Со времени второй мировой войны стало возможным при помощи различных методов непрерывно регистри ровать волнение на море и, следовательно, появилось больше возможностей для изучения структуры этого волнения. Эти исследования показывают со всей очевид ностью, что сведение всего волнения к характерным волнам представляет собой лишь грубое приближение к действительности. Однако благодаря недавним иссле дованиям и анализу многочисленных данных наблюде ний сейчас представляется возможным — и довольно часто, если волнение имеет узкий частотный спектр,— устанавливать связь между характерной высотой зареги стрированных волн, их среднеквадратичной амплитудой (пропорциональной квадратному корню из их энер гии), их средней амплитудой, средней амплитудой 10 максимальных волн и т. д. Более того, путем простого подсчета волн, амплитуда которых превышает некото рое определенное значение, можно определить харак терную, среднюю, среднеквадратичную амплитуды.
Удалось также установить связь спектра частот с различными ветровыми условиями. Длительные иссле дования, проведенные в США, позволили определить распределение высот волн по различным периодам, ины ми словами,— амплитудный и энергетический спектры ветрового волнения. Была предложена следующая про стая формула, связывающая период Ттлх, соответству
93
ющий максимуму энергии в спектре, со скоростью ветра: Тmax =0,405У, где Т — в секундах, а У — в узлах.
Итак, зная спектр энергии в области возникновения ветрового волнения и используя законы распростране ния волн различных периодов на глубокой воде, можно определить диапазон периодов волн в районе, для кото
рого составляется |
прогноз, а также |
энергию |
этих волн |
|||
и, следовательно, предсказать статистические |
парамет |
|||||
ры этого волнения, по крайней мере для районов глубо |
||||||
кой воды. Это большой прогресс по сравнению с прогно |
||||||
зом только характерной волны. |
|
|
|
|||
6. |
В ы х о д |
в о л н |
з ы б и |
на |
м е л к о в о д ь е . Раз |
|
личные методы прогноза волнения дают нам, по край |
||||||
ней мере в первом приближении, характеристики зыби |
||||||
или ее составляющих в открытом море. Но эти характе |
||||||
ристики |
изменяются, |
когда |
зыбь |
распространяется |
||
в районах, где глубина Н меньше половины длины ло-' |
||||||
кальной волны L, так как ее скорость, в общем, пред |
||||||
ставляет |
собой функцию |
отношения |
H/L. |
|
Трансформация волн в прибрежных водах была осно вательно изучена во время второй мировой войны в связи с подготовкой морских и десантных операций. Лишь одна характеристика зыби остается постоянной — ее период, во всяком случае тогда, когда дно не имеет резких перепадов, представляя собой пологий равномер ный склон. При постоянном периоде выполняется соот ношение 7,= i/c = £ o /c01, и поэтому относительные значе ния скоростей и длин волн остаются без изменения, то есть c/ca=LILB. Теоретические формулы дают значения этих отношений для любых глубин.
Изучение изменения амплитуды и крутизны зыби по мере ее распространения — иеоколькб более сложная задача. Представим себе прямолинейный гребень волны,
1 Индекс «О» относится к характеристикам в откры том море (на глубокой воде). (Прим. ред.).
94
подходящий к изобатам под косым углом. Часть гребня, находящаяся на меньших глубинах, будет двигаться медленнее, чем другая часть, поскольку с уменьшается вместе с Я. Гребень волны будет изгибаться, или пре ломляться, как говорят по аналогии с оптикой, где под преломлением подразумевают изменение ориентации поверхности оптической волны, а изменение скорости света не рассматривается. В случае морской волны ана логом поверхности волны является гребень, а аналогом луча ортогональ к гребню, которую называют иногда волновым лучом. Но если гребень изгибается, то и ортогонали волны, параллельные в открытом море в слу чае цилиндрической волны, также будут изгибаться. Энергия, в открытом море приходящаяся на единичный отрезок гребня длиной k, после рефракции будет при ходиться на отрезок гребня I, который в случае расхож дения ортогоналей будет больше, чем io, а в случае их конвергенции — меньше, чем /-о. Степень расхождения либо конвергенции определяется формой дна и перио дом волны, от которого в свою очередь зависит L и, сле довательно, HjL.
Если теперь допустить, что дно в рассматриваемой зоне имеет настолько малый уклон, что энергия волны практически не отражается в открытое море, то энер гия и 01о/2, переносимая в открытом море единич ным отрезком гребня длиной k, будет сосредоточена на длине 1\ а так как эта энергия не может увеличиться или уменьшиться на пути от !о к i, то отсюда необхо димо следует: gpa% (J0l0—gpa2Ul. Величины во и Я0=с/2
прогнозируются для открытого моря, величина I опре деляется из формы пути следования гребня по морской поверхности (рис 21). Для этого используется локаль ное значение с (как функции Я и Г) волны и состав ляется «план волнения». Величина U зависит от с, ко торая известна, и от глубины, также известной. Следо вательно, мы можем получить отношение а/а0, то есть относительную амплитуду волны в любой точке. Анало-
95
гичные рассуждения, также основанные на условии по стоянства переносимой энергии, можно провести и об изменении крутизны волн. Если известна предельная
(критическая) величина крутизны, то |
можно опреде |
|
лить глубину, на которой произойдет |
опрокидывание |
|
волн, а также оценить высоту прибоя. |
|
|
Таким образом, исходя из метеорологических |
усло |
|
вий, можно предсказать волнение в |
открытом |
море |
Гребни волн S
Рис. 21. Рефракция волн.
и затем эволюцию его характеристик в прибрежных водах вплоть до образования прибоя (при условии до статочно ровного дна, встречающегося обычно вблизи песчаных пляжей).
Волны могут отражаться от крутых препятствий правильной формы, причем от одного и того же препят ствия длинные волны отражаются значительно сильнее, чем короткие. Длинные волны (например, приливные) отражаются от любого берега. Нормальное полное отра жение порождает перед препятствием стоячую волну, в которой отсутствует общий перенос энергии. Наконец,
96
как и свет, волна также может подвергаться еще и ди
фракции. |
|
|
|
|
7. |
И с п о л ь з о в а н и е |
э н е р г и и |
в о л н . |
Волны, |
часто |
приходящие издалека и |
теряющие в |
пути |
часть |
энергии, все же приносят к берегам, о которые они раз биваются, значительную энергию, накопленную на боль шом расстоянии. На каждый метр побережья волна с периодом 10 сек. и с высотой (двойной амплитудой), равной 2 м, расходует среднюю мощность порядка 50 л. с. Эта мощность значительна, и проблема ее исполь зования с давних пор интересовала человека. Со време ни второй мировой войны было проведено очень тща тельное изучение производительности прибрежных уста новок, в частности «диэдров», принцип действия которых основан на увеличении амплитуды волны.
Результаты были разочаровывающими. Действитель но, стоимость сооружений, необходимых для «захвата» и использования энергии, очень высока, содержание их также обходится дорого, потому что они — по самому своему предназначению — должны выдерживать натиск волн. Наконец, к. п. д. этих установок в значительной степени зависит от их положения относительно уровня моря, так что наличие даже небольших приливов и от ливов весьма уменьшает их эффективность. Итоги по добных исследований обсуждались на IV Днях гидрав лики, посвященных проблеме «Энергия моря», и опуб ликованы Французским гидротехническим обществом.
Заключение
Представляет интерес сравнение различных движе ний, вызываемых барическими депрессиями и ветрами, с точки зрения их периодичности. К таким движениям относятся дрейфовые течения, зыбь и волнение, различ ного рода колебания уровня моря. Подобное сравнение показывает, что такая апериодическая система, как ве тер, способна вызвать на поверхности воды — помимо
7 А . Л а к о м б |
97 |
волн очень короткого периода, обычных волн и зыби —- сложные явления в прибрежных водах, о которых мы говорили выше, краевые волны, сейши, штормовые наго ны и, наконец, течения. Как все это непохоже на про стую линейную систему, которая на действия силы опре деленного периода отвечала бы колебанием того же периода; как сильно эта пленка, представляющая собой поверхность раздела воздух — море, может нарушить линейность системы! В ответ на происходящие в атмо сфере процессы эта поверхность может порождать коле бания с периодам^ определяемыми ею самой, а также геометрическими формами бассейна, в частности его дна. Подобно коже барабана, она совершает колебательные движения с различными частотами, но как сложно их определить!
ГЛАВА IV
ПРИЛИВЫ. ИХ ЭНЕРГИЯ
Источником энергии волн и течений является энергия атмосферы. Она образу ется в результате термического эффекта солнечных лу
чей, но морю она передается почти исключительно дейст вием воздушных течений, которые порождает «тепловая машина» атмосферы главным образом за счет скрытого тепла водяного пара, образующегося над океаном. На против, источником энергии приливов является непо средственное воздействие на частицы морской воды со стороны гравитационных сил ближайших к Земле небес ных тел.
98
Сильно ли изменился бы характер приливов при от сутствии атмосферы? Есть основания усомниться в -этом, несмотря на многочисленные противоположные точки зрения. Как писал Р. Жибра: «Энергия приливов, вероят но, является единственным видом энергии, кроме ядерной, которая никак не связана с тепловой энергией Солнца».
Общие сведения
В нашу задачу не входит описание происхождения и характеристика приливообразующей силы; эти вопро сы рассматривались в другой работе. Напомним только, что приливообразующие силы имеют ту же природу, что и сила тяжести, и составляют примерно десятимиллион-' ную ее часть; в каждый определенный момент эти силы оказывают воздействие на все частицы воды, находящие ся на одной вертикали в океане. Практически все эти частицы испытывают одинаковое воздействие ввиду не значительности максимальной глубины океана по сравне нию с радиусом Земли. Морская поверхность не играет особой роли в этом явлении. В 1687 г. Ньютон вывел фор
мулу Для силы, |
вызывающей приливы и связанной |
с действием двух |
достаточно крупных небесных тел — |
Луны и Солнца. Эта сила получила математическое выра жение раньше, чем другие внешние силы, действующие на море; кроме того, она является единственной, кото рую можно строго определить. Сочетание движения двух «возмущающих» небесных тел и суточного вращения земного шара вокруг своей полярной оси обусловливает наличие в этой силе: группы составляющих, называемых полусуточными, с периодом, близким к половине звезд ных суток (12 час. для Солнца, 12 час. 25 мин. для Лу ны); группы. суточных составляющих с периодом, близ ким к 24 час., и, наконец, долгопериодных составляющих.
Значения этих периодов определяются движением не бесных тел. Благодаря исследованиям Лапласа известно,
99