книги из ГПНТБ / Процессы переноса в близи поверхности раздела океан - атмосфера

совпадала с характерными частотами волн на поверхности. Это до­ стигается демпфированием, увеличением длины подвижной части буя и уменьшением запаса плавучести.

1.2. Особенности строения приводного слоя атмосферы

Экспериментальное изучение структуры турбулентности вблизи подвижной жидкой границы раздела началось сравнительно не­ давно— в 1960-х годах. Выполненные за прошедшее десятилетие структурные измерения в приводном слое атмосферы позволили по­ лучить основные представления о строении нижнего слоя воздуха над морем и о его отличиях от строения пограничного слоя над твердой подстилающей поверхностью. Уже первые работы-показали, что структура турбулентного ветра над взволнованной поверхно­ стью моря имеет ряд особенностей, вызванных влиянием колеблю­ щейся границы раздела вода—воздух. Эти особенности проявля­ ются в отклонении структурных и спектральных функций от хорошо описывающих их поведение в инерционной подобласти частот зако­ нов 2/з и ~5/з соответственно. Кроме того, рядом авторов отмечалось, что универсальность констант теории подобия Монина—Обухова 0u/y* и при нейтральной термической стратификации над мо­ рем не выполняется. Был отмечен также ряд особенностей в пове­ дении потока количества движения при изменении состояния по­ верхности моря, в изменении формы профиля ветра и т. д.

В 1963 г. Понд, Стюарт и Бёрлинг опубликовали результаты пульсационных измерений с неподвижной основы в прибрежной зоне. Авторы обратили внимание на существование подъема кривой спектральной плотности в области низких волновых чисел и объяс­ нили его возможным воздействием волнения. В более поздних пу­ бликациях группы ученых, связанной с университетом Британской

функции пульсаций продольной и вертикальной составляющих ско­ рости ветра имели хорошо выраженную гармоническую составляю­ щую. Данные были получены из термоанемометрических измерений с неподвижной основы в прибрежной зоне Черного моря. Такого же вида автокорреляционные функции были приведены в работе Вино­ градовой и Постновой (1965).

Пульсационные измерения Кузнецова и Филиппова (1965) в Ти­ хом океане со свободно плавающего по поверхности поплавка по­ казали, что структурная функция пульсаций скорости ветра возра­ стает с ростом аргумента функции значительно быстрее, чем по закону 2/з. К сожалению, для интерпретации результатов, получен­ ных с такого рода поплавков, когда датчики находятся на некото­ ром заданном расстоянии от физической поверхности, необходимо знать структуру поля ветра.

Макова (1965) на основании проведенных ею структурных изме­ рений в прибрежной зоне Черного моря с неподвижной основы и

10

в открытом море с плавучей вехи сделала вывод о связи спектров турбулентности в приводном слое атмосферы со спектрами поверх­ ностного волнения. В спектрах пульсаций скорости ветра наблюда­ лись максимумы спектральной плотности, соответствующие макси­ мумам в спектрах волнения. Однако приведенные в статье резуль­ таты не позволили судить о степени волнового влияния на структуру ветра, так как точки на спектральной кривой были редки и имели большой разброс.

В статье Бёрлинга и Стюарта (1967) было показано, что макси­ мальные спектральные коэффициенты корреляции между пульса­ циями скорости ветра и ординатами волновой поверхности наблю­ даются в области максимума в спектре волнения. При этом в спект­ рах пульсаций никаких отклонений от закона —5/з не было обнаружено. Измерения проводились с неподвижной основы в 1 км от берега. Выполненные там же пульсационные измерения (Стюарт, 1967; Бёрлинг и Стюарт, 1967; Смит, 1967; Мияке и др., 1970а, 19706) также свидетельствовали о выполнимости закона —5/з- А в статье Понда (1967) было прямо указано, что любые отклоне­ ния от этого закона в спектрах турбулентных пульсаций над мо­ рем вызваны методическими ошибками измерений с плавучих уст­ ройств.

Структурные измерения, выполненные во время экспедиции ГГО в Северную Атлантику в 1965 г., позволили получить сведения о рас­ пределении турбулентных характеристик в слое от поверхности до высоты 5 м. Основой для установки приборов служили плавучие вехи, располагавшиеся приблизительно в 100 м от судна. Пульсации скорости ветра измерялись на высотах 0,7; 1,0; 2,4; 5,0 м от среднего уровня моря. Параллельно с пульсационными выполнялись гради­ ентные наблюдения за ветром и температурой воздуха (Бортковский и др., 1967). Работы проводились при слабых и умеренных

Ти2

поверхности моря, а и — скорость ветра на уровне 5 м) в среднем составлял —0,005. Большая часть наблюдений выполнена в наибо­ лее характерных для океана условиях смешанного волнения, при котором наряду с ветровым волнением наблюдаются более или ме­ нее развитые волны зыби. Высота последних составляла в среднем

1,5 м.

Врезультате анализа данных структурных измерений совместно

сданными о волнении было показано, что вблизи поверхности моря существуют вынужденные волновыми колебаниями добавочные воз­ мущения в поле скорости ветра (Преображенский, 1968). Эти воз­ мущения проявляются в спектрах пульсаций в виде характерного максимума, повторяющего форму спектра волнения и приходяще­

11

скорости, полученные в наиболее характерных для океана условиях смешанного волнения. Здесь же приведен спектр волнения, в кото­ ром отчетливо проявляются два максимума, соответствующие вол­ нам зыби с периодом Т, близким к 8 с, и ветровому волнению (Т = = 4,4 с). Аналогичные максимумы наблюдаются и на кривых спек­ тральной плотности пульсаций скорости ветра. При этом вне ча­ стотной области проявления волновых возмущений спектры подчи­ няются закону —5/3. Такой же характер имеют спектры пульсаций вертикального компонента скорости ветра.

В автокорреляционных и структурных функциях индуцирован­ ные волнами возмущения проявляются в наличии гармонической составляющей, совпадающей по периоду с соответствующей функ­ цией волнения (рис. 1.1 б). Однако при измерениях с плавучих уст­ ройств практически невозможно избежать погрешностей, вызванных вертикальными перемещениями самой основы, несущей приборы, особенно при наличии длиннопериодных волн. Полученные в таких условиях результаты могут вызывать сомнение, так как добавочная составляющая в пульсациях скорости может возникать и в резуль­ тате колебаний датчика.

Для проверки и уточнения полученных результатов были пред­ приняты экспериментальные исследования структуры ветра на не­ подвижной основе (жестко установленные на грунт конструкции). Результаты, полученные с неподвижной основы, полностью подтвер­ дили существование индуцированных волнами колебаний (Преоб­ раженский, 1968). При этом было установлено, что вынужденные колебания скорости ветра затухают по мере удаления от поверхно­ сти, что сопровождается отфильтровыванием более высокочастот­ ных компонентов. На некотором расстоянии от поверхности эти ко­ лебания затухают и не оказывают влияние на структуру воздушного потока. Иллюстрацией этого явления могут служить рис. 1.2 а и 1.2 6, где представлены автокорреляционные и спектральные функ­ ции, полученные из измерений на неподвижной основе. Как видно из рис. 1.2, на верхних уровнях измерений, где индуцированный вол­ нами компонент скорости затухает, вид спектральной и корреляци­ онной функций такой же, как и в приземном слое над твердой по­ верхностью. Измерения проводились на Куйбышевском водохрани­ лище и в Балтийском море (прибрежная зона) при ветровом волнении и нейтральной термической стратификации приводного слоя воздуха (ri= ±0,001) (Преображенский, 1968; Андреев и др., 1969; Преображенский, 1971а, 19716; Бортковский и Преображен­ ский, 1970).

Исследование поведения плавучих устройств на волне, проведен­ ное Ариель и Бортковским (1969) применительно к вехам, исполь­ зуемым в ГГО, позволило оценить погрешности измерений и пока­ зать, что наблюдающиеся особенности формы спектра отражают реально существующие процессы. Поэтому при дальнейшем анализе данные, полученные с плавучей и неподвижной основ, рассматрива­ лись совместно.

13

R(U )

Рис. 1.2. Типичные спектральные и автокорреляционные функции при петровом полпенни (неподвижное основание).

Волков (1969, 1970) получил подтверждение существования ин­ дуцированных волнами колебаний скорости вблизи поверхности моря из анализа пульсационных измерений в Средиземноморской экспедиции ИФА и ИОАН в 1965 г. Измерения проводились с пла­ вучей вехи на высоте 2 м от среднего уровня моря. В полученных Волковым спектрах пульсаций продольной и вертикальной состав­ ляющих скорости ветра на этом уровне отчетливо проявлялись мак­ симумы спектральной плотности, обусловленные влиянием волне­ ния. Им было также отмечено, что и в пульсациях температуры воз­ духа проявляется волновое влияние.

На тесную связь флуктуаций скорости ветра и волновых колеба­ ний поверхности указывают опубликованные Бышевым и Кузнецо­ вым (1969) результаты взаимного анализа 45-часовой записи пуль­ саций продольного компонента скорости ветра и ординат волнения. Измерения проводились с плавучей вехи (г = 305 см) и свободно плавающего по поверхности грибовидного буя (г равно 64 и 250см). Полученные значения когерентности между пульсациями скорости

ций продольного компонента скорости ветра на пяти уровнях с пла­ вучей вехи (Атлантический океан). Эти данные свидетельствовали о существенном влиянии волнения на строение всего приводного слоя. В частности, спектральные коэффициенты корреляции между пульсациями скорости ветра и ординатами волновых перемещений в области частот, соответствующих ширине спектра морского вол­ нения, достигают 0,4—0,9, причем фазовый сдвиг близок к 180° или несколько меньше.

Сходные результаты были получены Навроцким и Филюшкиным (1969), Анисимовой и Сперанской (1970), Кононковой и др. (1972) и др.

Взаимный статистический анализ данных о характеристиках поля ветра и волнения вообще позволяет получить более полную ин­ формацию о степени влияния волновых перемещений на структуру ветра. Известно, что спектральный коэффициент корреляции

S . (<о) Coh (ш)= ____ цСv '___

V S u <“ > S C <“ >

достигает единицы в диапазоне частот, где зависимости амплитуд компонентов ряда Фурье от частоты для обеих реализаций подобны. Здесь Sui((o) — взаимный амплитудный спектр,

S„c (ш)=-1/ Q2(ш )+Со2 (ш),

a Q(co) и Со (со) — синус-спектр (квадратурный спектр) и коспектр соответственно. Если на некоторой частоте компоненты ряда Фурье полностью не связаны (некогерентны) друг с другом, то СоЬ(ю) = 0 . Функция же фазового сдвига

<?(*>)

6(u))=arctg со(<о)"

15

характеризует сдвиг фаз когерентных компонентов Фурье в обеих реализациях по частоте.

Поэтому полученные Бёрлингом и Стюартом (1967), Бышевым и Кузнецовым (1969), Ефимовым и Сизовым (1969), Навроцким и Филюшкиным (1970), Анисимовой и Сперанской (1970) и другими авторами высокие значения коэффициента спектральной корреля­ ции между пульсациями скорости ветра и колебаниями водной по­ верхности указывают на наличие в поле ветра колебаний, подобных волновым перемещениям. На рис. 1.3 показаны типичные взаимные амплитудные спектры ветер—волнение, полученные из синхронных

Рис. 1.3. Типичные взаимные спектральные функции на трех высотах над поверхностью моря.

1) 2=53 см, 2) 2=104 см, 3) г=246 см.

измерений пульсаций скорости ветра и волнения с плавучей вехи в Северной Атлантике (Преображенский, 1972). В числителе дроби около всплесков спектральной плотности даны значения Coh(co), в знаменателе —0(со) на частоте соответствующего пика. Измере­ ния проводились при смешанном волнении, поэтому на всех уровнях хорошо заметен максимум в области частот со = 0,6-^0,9, соответст­ вующий волнам зыби (Т= 7-И0 с). Убывание Coh(co) на этих ча­ стотах не замечается, так как измерения проводились вблизи по­ верхности, в слое наиболее развитых возмущений, вызванных волне­ нием. Спектральный коэффициент корреляции в этой области частот высок и на всех уровнях близок к 0,6—0,9. На частотах со = 1,4ч-2,4 (ветровые волны, Т = 2,6н-4,5 с) заметен менее отчетливо выражен­ ный максимум, слабеющий с высотой; Coh(co) в этой спектральной области в среднем составляют 0,7—0,5. Фазовые сдвиги между флуктуациями скорости и смещениями водной поверхности близки к 180° или несколько меньше. Это говорит о том, что колебания про­ дольной составляющей пульсаций скорости ветра, близкие по ча-

16

стоте к волновым колебаниям на поверхности, находятся в противо­ фазе или запаздывают по отношению к последним.

Следует заметить, что вне спектральной области, охваченной волновыми движениями, т. е. на частотах выше и ниже частот мор­ ского волнения, ординаты взаимных спектров и значения Coh((o) пренебрежимо малы.

Такие же результаты были получены из синхронных измерений пульсаций скорости ветра и волнения с установленной на грунт

Рис. 1.4. Типичные взаимные корреляционные функции ветер — волнение для двух уровней — 50 см (а) и 200 см (б).

1- Ru l Ш)1вюо^ , 2 - R w^ ( Д О Л •

мачты в прибрежной зоне Балтийского моря. На рис. 1.4 приведены типичные взаимные корреляционные функции пульсаций продоль­ ной Ruz(At) и вертикальной Rwz(At) составляющих скорости ветра с ординатами волновой поверхности:

Здесь и' (t), до' (t), £ (t) — мгновенные значения пульсаций и откло­ нений ординат взволнованной поверхности моря от среднего зна­ чения; А*— аргумент корреляционной функции.

Все результаты получены для условий ветрового волнения при слабых и умеренных ветрах (1—11 м/с). Измерения проводились на высотах 0,5—1,0 и 2 м, отсчитываемых от среднего уровня моря. Как правило, полученные Rui(At) и Rtoi(Aty "по фор-ме- близки-

к синусоиде с периодом, близким к периоду волнения. При этом пульсации продольной составляющей скорости ветра в среднем на­ ходятся в противофазе с волновыми колебаниями (отрицательные значения коэффициентов корреляции при Аг==0), а вертикальная составляющая оказывается сдвинутой относительно продольной примерно на л/2. Значения коэффициентов взаимной корреляции

в воздушном потоке над прогрессивными искусственными волнами появляются индуцированные компоненты скорости. При этом про­ дольный и' компонент оказывается в противофазе, а вертикальный компонент w' — сдвинутым на л/2 относительно соответствующей фазовой точки волны. Подобные же колебания проявляются и в реа­ лизациях мгновенных значений произведений u'w'.

Из рассмотрения экспериментальных данных о структуре поля ветра в приводном слое видно, что в нижних слоях атмосферы над морем существует слой воздуха, где турбулентный воздушный поток оказывается под определяющим влиянием волновых движений на поверхности. Выше этого «волнового» подслоя движения воздуха не отличаются от турбулентных колебаний над твердой подстилаю­ щей поверхностью: спектры турбулентных пульсаций описываются

18

законом —5/з в инерционной области частот, значения безразмерных дисперсий близки к величинам, характерным для приземного слоя атмосферы в нейтральных условиях.

Внутри «волнового» подслоя наблюдается сложная система дви­ жений частиц воздуха. Здесь наряду с турбулентными случайными пульсациями разных масштабов наблюдаются индуцированные вол­ новыми колебаниями возмущения в поле ветра. Эти возмущения су­ ществуют в спектральной области, соответствующей частотам вол­ новых колебаний. По мере удаления от поверхности индуцирован­ ные колебания затухают под действием сил вязкости и выше некоторого уровня не оказывают влияния на структуру воздушного потока. Затухание сопровождается отфильтровыванием более вы­ сокочастотных компонентов.

Наличие в воздушном потоке колебаний скорости ветра и темпе­ ратуры, тесно связанных с волновыми движениями на поверхности моря, обусловливает особенности поведения таких характеристик интенсивности турбулентности, как безразмерные дисперсии ои/и%, aw/v* и ov/v*. Так, по данным измерений в морских условиях оы/и* и спс/ц* при нейтральной термической стратификации не остаются постоянными, а меняются в широких пределах (приблизительно от 2 и 1 до 12 и 5 соответственно) в зависимости от скорости ветра, степени волнения и высоты над поверхностью моря (Зубковский и Кравченко, 1967; Преображенский, 1968, 1971а, 19716; Волков, 1969, 1970). Значения дисперсий продольного и вертикального компонен­ тов пульсаций скорости ветра убывают с высотой (Ефимов и Сизов, 1969; Анисимова и Сперанская, 1970). Величины безразмерных дис­ персий по мере удаления от поверхности стремятся к значениям au/y*=2,3, ow/v# = 1, характерным для приземного слоя атмосферы (Преображенский, 1971а, 19716). Волкову (1969) удалось по изме­ рениям на уровне 2 м найти зависимость ou/u*, ou-/v% и аг/7’* от па­ раметра, характеризующего «возраст» волн с/п*, где с — фазовая скорость волн. При увеличении с/у*, т. е. при переходе ветровых волн в волны зыби, значения безразмерных дисперсий растут. При значениях c/i^clO , соответствующих условиям развивающегося волнения, ou/v# и aw/v* стремятся к 2,3 и 0,8 соответственно.

Все эти факты объясняются появлением дополнительных спект­ ральных компонентов пульсаций на частотах морского волнения. Это должно изменять значения дисперсий в соответствии с равен­

О

А поскольку степень развитости индуцированных волнами колеба­ ний на некоторой заданной высоте от среднего уровня моря зависит от -параметров волнения и расстояния от поверхности, то и вклад этих колебаний в значения дисперсий пульсаций определяется ста­