книги из ГПНТБ / Лакомб, А. Энергия моря

Ветер и уровень поверхности моря

Прежде чем перейти к рассмотрению эффекта нерав­ номерности давления на морскую поверхность, вызываю­ щего волны, мы хотели бы сделать несколько замечаний относительно некоторых явлений, важных по своим прак­ тическим последствиям. Влекущая сила ветра F способ­ на значительно изменить средний уровень моря незави­ симо от волн.

Мы уже упоминали об этом явлении, когда говорили об определении силы F по наклону, образующемуся под действием этой силы на некотором водном пространстве. Добавим к этому, что наклон i, который в установившем­ ся режиме образует поверхность воды под влиянием вет­

(i в радианах), где F выражается в динах на один квад­

этот эффект еще более усилится за счет уменьшения глубины. Так, при ветре 20 м/сек. сила F равна прибли­ зительно 10 дин/см2. При глубине Я =30 м г достигнет величины 1/300 000, то есть 1 м на 300 км. В таком море, как Северное, размеры которого составляют при­ мерно 500X600 км, колебания среднего уровня под влия­ нием ветра могут составлять несколько метров, что соот­ ветствует катастрофическим колебаниям, называемым storm surges, и л и штормовыми нагонами. В феврале

1953 г., а затем в феврале 1962 г. такие штормовые наго­ ны обрушивались на берега Голландии и на побережье в районе Гамбурга. К счастью, как видно изформулы, определяющей наклон i, ветер одной и той же силы при­ водит к гораздо более значительному повышению уровня

70

при отливе, чем во время прилива. Однако этот чисто «статический» способ оценки Денивеляции с учетом толь­ ко действия ветра явно недостаточен. Дело в том, что, с одной стороны, на мгновенное положение уровня влия­ ют движения воды, вызванные непосредственно ветром, а с другой стороны, само распределение атмосферного давления, определяющее поле ветра, также обусловли­ вает изменения уровня моря. При определенных услови­ ях может случиться, что скорость перемещения метеоро­ логической депрессии будет близка к скорости Y~gH> то есть к скорости длинной «свободной» волны в данном бассейне. В этом случае наблюдается явление резонанса, аналогичное тому, которое вызывает первые колебания в начале образования морского волнения, и амплитуда волны, порожденной метеорологической депрессией, мо­ жет сильно возрасти. Между тем самые глубокие, то есть самые интенсивные депрессии как раз могут переме­ щаться в Северном море со скоростью, близкой к этому критическому значению. Катастрофа в Венеции, которая произошла осенью 1966 г., возможно, явилась частичным следствием нагона в неглубоких районах северной части Адриатического моря (протяженностью около 300 км) под действием штормового юго-восточного ветра.

Упомянутые катастрофы послужили толчком к изуче­ нию подобных штормовых нагонов прежде всего в Анг­ лии, Голландии и Германии. Сначала удалось разрабо­ тать приближенные способы предсказания подъема уров­ ня, а затем профессор Гамбургского университета В. Ганзен предложил методику расчета штормовых наго­ нов с помощью электронных вычислительных машин.

Понятно также, что дующие над водными просторами, ветры, часто резкие и непостоянные, как это бывает в районах с изрезанным рельефом, могут воздействовать на водную поверхность и более сложным образом, стре­ мясь нарушить ее равновесный уровень. Опыт показыва­ ет, что в горных озерах, бухтах или заливах, окружен­ ных берегами с гористым рельефом, часто встречаются

71

колебания, имеющие характерные собственные, или «на­ туральные», периоды этих бассейнов. Швейцарский физик Форель, долгое время изучавший подобные колебания на озере Леман, назвал их сейшами. Сейши наблюдаются в многочисленных заливах, даже довольно открытых, однако мы еще не можем с полной уверенностью указать точную причину этого явления. Несомненно, шквальный ветер, который обрушивается с высот, окружающих за­ лив, и вызывает перепады давления на границе раздела вода — воздух, в большинстве случаев является исходной причиной таких колебаний, особенно в горных районах.

Другие возмущения среднего уровня в прибрежной зоне были обнаружены несколько лет назад на конти­ нентальных шельфах, то есть на «краях» океанов! откуда их название «краевые волны». Впрочем, в изучении этих волн пока достигли немногого: основной вывод, к кото­ рому удалось прийти, заключается в том, что их при­ знали следствием метеорологических депрессий над кон­ тинентальным плато.

Общая циркуляция в атмосфере и в море. Выводы относительно различных видов обмена

Важной особенностью поверхностной океанической циркуляции и циркуляции подповерхностных слоев воды является то, что она возникает в результате трения вет­ ра о морскую поверхность, то есть она образуется за счет механической энергии атмосферы. М-ежду тем послед­ няя — любопытный случай обмена! — имеет своим почти единственным источником тепловую энергию атмосферы, хотя и составляет очень малую ее часть. Атмосфера же в свою очередь получила эту энергию от моря, главным образом в виде скрытого тепла водяного пара. Остаток этой термической энергии, не использованный атмосфер­ ной «тепловой машиной», рассеивается в космическом пространстве в виде теплового излучения.

72

Итак, основные циклы процесса преобразования энер­

в тепловую. Имеются три возможности расхода этой теп­ ловой энергии: а) длинноволновое излучение в космиче­ ское пространство, частично поглощаемое и вновь рас­ сеиваемое во всех направлениях облаками, водяным па­ ром и углекислым газом; б) испарение и передача явного тепла в атмосферу (эта доля имеет в среднем тот же порядок величины, что и предыдущая); в) незначитель­ ная часть энергии питает «тепловую машину» океана, действие которой порождает глубинную океаническую циркуляцию.

2. Сложными путями, часто нерегулярными во време­ ни и в пространстве, скрытая энергия водяного пара

иявное тепло, поступившее в атмосферу из моря, влия­ ют на распределение атмосферного давления в тропосфе­ ре. Небольшая часть свободной энергии превращается «тепловой машиной» атмосферы в механическую. Так возникают ветры. Остальная, гораздо большая часть энергии излучается в космическое пространство. В свою очередь ветры, действуя на морскую поверхность, пере­ дают часть своей энергии морю, вызывая поверхностную

иподповерхностную океаническую циркуляцию. Таким образом, решающая роль океана в климатическом режи­ ме нашей планеты становится ясной.

Определение кинетической энергии общей океаниче­ ской циркуляции — это задача со многими неизвестными. Однако несомненно, что намерение использовать эту энергию представляется напрасной затеей, так как чрез­ вычайно трудно найти такую фиксированную точку, где можно было бы установить постоянно действующий изме­ ритель течения или какое-то подобие «водяного колеса» для использования этой кинетической энергии. Какой бы значительной ни была эта энергия, «улавливать» ее очень сложно и дорого; она слишком рассеянна для того,

73

чтобы ее можно было практически использовать. Впро­ чем, вопрос об этом «улавливании» кинетической энер­ гии (так же как и тепловой) не подвергался тщательно­ му изучению. A priori можно сказать, что это представ­ ляется мало перспективным.

Передача энергии от воздуха воде, связанная с образованием волн

Пожалуй, нет более общеизвестного и, на первый взгляд, банального явления, чем волны, образуемые вет­ ром в луже, озере или в море. С какой легкостью и изя­ ществом порождает природа это явление, и как трудно дается человеку детальное изучение его механизма!

1. В о л н ы . А н а л и з я в л е н и я . Представим себе легкий бриз над водой. Порывы ветра сменяются перио­ дами затишья. Каждый порыв вызывает появление не­ значительной ряби, ряда морщин, образующих островок волнения, поверхность которого испещрена небольшими, довольно правильными волнами. Расстояние между их гребнями, называемое длиной волны L, невелико, как

и промежуток времени Т (или период), за который два следующих друг за другом гребня проходят определен­ ную фиксированную точку. Фазовая скорость c=L/T, с которой отдельное возмущение распространяется в на­ правлении, перпендикулярном к гребню, для этих ма­ леньких волн незначительна. Они медленно движутся по поверхности воды, медленнее, чем вызвавший их ветер. Порыв ветра обгоняет островок волнения и после этого больше не сообщает ему энергии. Силы рассеяния (вязкость) вскоре приводят к исчезновению этих корот­ копериодных колебаний. Поверхность воды снова ста­ новится зеркальной до следующего порыва ветра.

Однако, если средняя скорость ветра превосходит 1,5—2 м/сек., ветер становится более равномерным. Он способен теперь поднять волны на всей морской поверх­ ности, объединяя таким образом отдельные . островки.

74

волнения. Чем дольше будет продолжаться действие ветра данной силы, тем больше будут расти длина вол­ ны, ее выоота и период. Оказывается, что если скорость ветра превышает 5 м/сек., то выоота волн 2а увеличи­ вается быстрее, чем длина L. В результате крутизна, то есть отношение 2a/L, возрастает. Величина этого отно­ шения, однако, не может превышать предельного зна­ чения — 0,14 (в открытом море),— иначе гребень волны становится неустойчивым. Неустойчивость самых кру­ тых волн обнаруживается в появлении «барашков» на гребне. Эти «барашки» рассеивают избыток энергии, по­ лучаемой от ветра, которую волны с профилем такой формы не способны удержать. Чем больше растет ско­ рость ветра, тем больше становится «барашков» и тем больше пены сдувается ветром в полосы, вытянутые по его направлению. При скорости ветра свыше 15 м/сек. волны быстро вырастают до очень больших размеров. «Барашки» на гребнях все увеличиваются, становясь

равна энергии, рассеянной «барашками», вязкостью и турбулентностью. Это — «полностью развитое волне­ ние». Его свойства зависят в основном от характеристик ветра, и на практике формирование этого явления в це­ лом происходит весьма сложным и изменчивым образом.

Чтобы проанализировать процесс развития морского волнения, мысленно перенесемся сначала в зону дейст­ вия ветров, связанных с метеорологической депрес­ сией,— туда, где господствует так называемое ветровоеволнение, иначе говоря, в область зарождения волнения. Затем .мы оставим эту депрессию, кстати, весьма под­ вижную, и будем рассматривать те волны, которые вы­ ходят за пределы области зарождения, удаляясь от этой, области на все большее расстояние.

В той ограниченной зоне, которую можно окинуть взглядом с корабля, мы видим бегущие волны с более

75

или менее длинными гребнями, расстояние между кото­ рыми (длина волны) и высота которых чрезвычайно изменчивы как в пространстве, так и во времени. На поверхности больших волн вздымаются и растут более мелкие. Так как волны распространяются тем быстрее, чем больше их длина (и период), то короткие волны постоянно опережаются более длинными. И те, и другие распространяются в самых различных направлениях. Следствием этого разнообразия и является кажущийся полный беспорядок. И тут нечему удивляться!

Рис. 17. Схема метеорологической депрессии: ветер и волнение.

В самом деле, представим себе схематическую метео­ рологическую депрессию D (рис. 17), которая охва­ тывает сотни километров (например, 500 км) и направ­ ление ветра в которой связано с направлением изобары в каждой данной точке. Предположим для простоты, что ветер дует вдоль изобары вокруг центра низкого давле­ ния против хода часовой стрелки в северном полуша­ рии. В точке М ветер дует в направлении МТ и порож­ дает здесь волны, которые распространяются в общем

76

тоже в направлении МТ. Но здесь же, то есть в точке М, можно встретить и волны, образовавшиеся ранее в райо­ не точки А — точки касания с одной из изобар прямой линии, проведенной из Ж в направлении МА, то есть волны, распространяющиеся в направлении AM. Кроме того, в районе точки М существуют волны, возникшие

вточке В, которые распространяются в направлении ВМ. Этим трем типам волн необходимо различное вре­ мя, чтобы достигнуть точки М: на них действовали раз­ ные ветры в течение разного периода времени. Поэтому

вточке М они имеют различные длины (периоды), вы­ соты и направления распространения. Лучи, определяю­ щие направление распространения этих волн, сходятся

левее точки М, а правее этой точки они расходятся. Веер таких лучей, проходящих через точку М, охваты­ вает большой сектор, равный углу между крайними каса­ тельными МТ и ВМ, проведенными из точки М к изоба­ рам депрессии. Вот почему ветровое волнение, зареги­ стрированное в точке М, имеет такой сложный вид.

Если применить те же рассуждения к точке N, более удаленной от зоны депрессии, то волны, выходящие из зоны зарождения, связанной с депрессией D (независи­ мо от волн, которые могут быть возбуждены местным ветром, никак не связанным с D), образуют гораздо бо­ лее узкий веер направлений распространения, опреде­ ляемый углом CNB. Чем больше точка N удалена от депрессии, тем уже сектор, образованный направления­ ми распространения волн, проходящих через эту точку. Волнение в точках М и N по своему характеру очень

равных взаимно перпендикулярных «цилиндрических» волн. (Представление о таких волнах дает гофрирован­ ная поверхность, образующие которой перпендикулярны направлению движения волн.) Если рассматривать

77

уровень воды вдоль гребня первой такой волны, распро­ страняющейся в направлении ВМ, то фактическая высо­ та уровня будет зависеть еще и от второй волны, дви­ жущейся в направлении МТ, а именно: уровень будет максимальным там, где в данный момент находится гребень второй волны, и минимальным — в месте ее

Рис. 18. «Трехмерные» волны с корот­ кими гребнями, возникающие в ре­ зультате наложения двух плоских волн одинаковой высоты (2 м) и различной длины, одна из которых распространя­ ется на восток, а другая — на север.

подошвы. Такое наложение волн друг на друга придает суммарному возмущению вид волн с короткими гребня­ ми (рис. 18). Напротив, если рассматривать аналогич­ ный случай наложения двух волн в точке N, где направ­ ления распространения двух волновых систем образуют

78

гораздо меньший угол- (20°), то в этом случае гребни

депрессией D, является в этой точке почти совершенно цилиндрическим.

Однако в процесс образования и развития морского волнения вмешиваются и другие явления, которые при­ водят к «фильтрации» волн. Длинные волны (с большим периодом), движутся быстрее, чем короткие, и вслед­ ствие дисперсии первые опережают вторые. Это подоб­ но разделению световых лучей различной длины волны в призме, которое происходит из-за того, что скорость этих лучей в стекле зависит от длины волны. Итак, с течением времени волны различных длин стремятся разделиться, рассортироваться в зависимости от своей длины. В данной точке, достаточно удаленной от зоны зарождения, в определенный момент практически суще­ ствуют волны только одной длины, так как более длин­ ные уже прошли, а самые короткие еще не появились. Кроме того, короткие волны (или волны небольшого периода) «затухают» за счет вязкости гораздо быстрее, чем длинные, вследствие чего происходит «селективное» затухание волн коротких периодов.

Результатом этой тройной сортировки (расхождение направлений, дисперсия, относительное затухание волн короткого периода) является то, что на очень большом расстоянии от подвижной депрессии практически суще­ ствует довольно равномерное, правильное волнение. Амплитуда этих волн изменяется во времени относи­ тельно медленно, а их период постоянно уменьшается из-за более позднего подхода волн с коротким периодом. В предельном случае мы имеем цилиндрическое волне­ ние с одним периодом и одним направлением распро­ странения. Это — зыбь, профиль которой близок к сину­ соидальному:

79