книги из ГПНТБ / Процессы переноса в близи поверхности раздела океан - атмосфера
..pdfполучили коэффициент сопротивления (2,24-2,8) • 10-3 при скоро стях ветра 24—29 м/с. По данным Сибула и Джонсона (1956), Си оказывается близким к 0,7 и мало зависит от скорости ветра.
Из сопоставления рис. 2.1 и 2.3 видно, что коэффициенты сопро тивления, полученные в лабораторных и натурных условиях, близки по величине. На основании этого сходства Френсис (1954) первым сделал вывод о том, что основную роль в сопротивлении водной по верхности играет сопротивление формы малых, медленно движу щихся волн. За 5 лет до этого Нейман предположил, что рябь непо средственно связана с сопротивлением поверхности моря. Действи тельно, коэффициент аэродинамического сопротивления на единицу площади одиночной волны высотой h и длиной X, рассматриваемой как твердый элемент шероховатости, движущийся со скоростью с,
пропорционален (и — c)2h/X, т. е. |
чем |
меньше |
фазовая скорость |
волн с и чем больше их крутизна, |
тем |
больше |
их сопротивление. |
Наибольшая крутизна наблюдается у капиллярных и мелких гра витационных волн: она достигает 0,5 по сравнению с 0,1 для круп ных ветровых волн и 0,01 для волн зыби. Известно, что мелкие гра витационные и капиллярные волны присутствуют на поверхности моря при любых скоростях ветра, причем по мере усиления волне ния их вклад увеличивается за счет увеличения волновой поверх ности.
2.2. Поведение зависимости Си («ю) при различных режимах
обтекания водной поверхности
Полученные к настоящему времени результаты определения ко эффициента сопротивления позволяют составить основные пред ставления о режиме обтекания водной поверхности воздушным по током. Выше было показано, что при малых скоростях ветра (до 5 м/с) Си убывает с ростом скорости ветра. Такой вид зависимости
С«(«ю) характерен для режима аэродинамически гладкого обтека
ния. В этом случае поведение Си (и) описывается формулой (2.4). Соответствующая кривая приведена на рис. 2.1. Следует отметить, что точность определения то профильными и нагонными методами при малых скоростях ветра невелика. Тем не менее по эксперимен тальным данным удается оценить константу то в формуле (2.4). Ролль (1965) оценивает т0 = 21. Китайгородский (1970) на основа нии анализа большого количества экспериментальных данных по лучил т 0=Ю. Это значение характерно для гладкого обтекания твердой поверхности (по Никурадзе т0 = 9). По оценкам на основе данных Куниши (1963), Френсиса (1951), Хайди и Плейта (1966), Плейта и Хайди (1967), т0 примерно равно 10 (Преображенский, 1969). Как видно, при малых скоростях ветра поведение Си может быть описано формулой для гладкого обтекания с константой /По= = 7,54-9,0:
61
Рост коэффициента сопротивления при дальнейшем усилении ветра (до 10—15 м/с) в основном связан, как было показано в п. 2.1, с возрастанием эффективной высоты и плотности коротких гравита ционных и капиллярных волн, т. е. с увеличением потока импульса к этим волнам. В таком случае воздушный поток может быть описан как аэродинамически шероховатый, но, в отличие от твердой под стилающей поверхности, где при полностью развитом шероховатом
обтекании Си и Zo — константы для данного типа |
шероховатости, |
эффективная высота неровностей на поверхности |
является функ |
цией скорости ветра и возрастает по мере его усиления. Это в свою очередь вызывает увеличение Си и го.
Для аэродинамически шероховатого потока г0 должно быть про порционально средней квадратичной высоте неровностей на поверх
ности (средней квадратичной высоте волн ]/" /г2), обеспечивающих
основную часть поверхностного напряжения. Для этих волн, как показывает Филлипс (1969), должно выполняться условие с< 5ц*,
где с — фазовая скорость волн. Поскольку |/~ h2 пропорционально о2 /g (Филлипс, 1969), то и z0~ v 2J g или
V'2 |
(2.16) |
z0= m \ - g - . |
Это выражение впервые было получено Чарноком из соображений размерности. Эмпирических оценок константы т 4 опубликовано довольно много, начиная с работ Чарнока (1955), получившего mi = 0,0123, и Хея (1955): mi = 0,08. Оценки тгн производились также Диконом и др. (1956): 0,05, Филлипсом (1969): 0,0112, By (1968): 0,0112, Кузнецовым (1970): 0,003—0,051.
Китайгородский и Волков (1965) получили из статистической обработки большого экспериментального материала значение гп\= = 0,035. В результате обработки экспериментальных данных боль шого числа авторов Лайхтман и Снопков (1970) оценивают кон станту mi в 0,074.
Лабораторные измерения в ряде случаев свидетельствуют о на личии корреляции между го и средней квадратичной высотой волн
\/~ h2 при различных скоростях ветра (Куниши, 1963; Плейт и
Хайди, 1967; By, 1968). Однако в условиях открытого моря воздуш ный поток оказывается под воздействием широкого спектра волн. Разнообразие волновых ситуаций (ветровое волнение, зыбь, сме шанное волнение) приводит к существенному разбросу данных о Си и Zo и, следовательно, вызывает разброс пц. В ряде случаев mi оказывается не постоянной, а зависит от характеристик волне ния (Китайгородский, 1970). Тем не менее применение формулы Чарнока—Эллисона для описания поведения Си и zq в режиме ше
роховатого обтекания дает |
удовлетворительные результаты (на |
|
пример, в схеме Лайхтмана |
(1966), |
описывающей динамический |
режим пограничного слоя над морем). |
_ |
Выяснению характера зависимостей Си (и) или Си(о#) и Zo(y*)
62
в режимах гладкого и шероховатого обтекания посвящены работы Китайгородского и Волкова (1965), Китайгородского (1968, 1969), Монина и Зилитинкевича (1967, 1969), Зилитинкевича (1967, 1970). Зилитинкевичем и Мониным разработана теория подобия для слу чая полностью развитого волнения и взаимной приспособленности полей ветра и волнения. Согласно Китайгородскому (1968), при ближенным критерием полностью развитого волнения может слу жить неравенство
Л//г0> 1 0 2.
Здесь h — средняя высота волн, a ho— эффективная высота неров ностей на поверхности.
Вышеупомянутыми авторами были получены следующие основ ные выводы относительно обтекания нейтрально стратифициро ванным воздушным потоком взволнованной поверхности моря.
Вводя масштаб hg = v2J g для измерения типичных размеров
ветровых волн и используя в качестве характерной скорости ско рость трения о*, составляют число Рейнольдса Reg = hgv j v =
— v%lgv, характеризующее обтекание ветровых волн потоком воз
духа. Для автомодельной области параметр шероховатости |
выра |
жается как |
(2-17) |
z0==hgP0(Reg), |
причем функция Ро зависит только от одного переменного аргу мента Re*. Основываясь на результатах обработки многочисленных натурных и лабораторных измерений С„, проведенной Китайгород ским и Волковым, Зилитинкевич (1970) предложил для функции Ро следующую интерполяционную формулу:
10,1/Re* |
при |
о < Re* ^ |
5 0 , |
(2.18) |
P°(o,048-2,3/Re* |
при |
50<R e*. |
|
(2.19) |
Значения числа Reg в пределах 0< R eg<50 описывают поведение 2о в режиме гладкого обтекания:
Zo=tn0- ^ - .
В режиме шероховатого обтекания Reg>50. В этом случае v2
zb= m \ - g - ’
Формулы (2.17), (2.18), (2.19) хотя и дают удовлетворительные ре зультаты при описании турбулентного режима «среднего» океана, но не описывают всего многообразия волновых ситуаций.
2.3. Зависимость коэффициента сопротивления от характеристик волнения
На основании анализа большого экспериментального материала Китайгородским и Волковым (1965) было показано, что простое перенесение гидродинамической классификации условий обтекания
63
поверхностей различного типа на анализ z0 не приводит к удовлет ворительным результатам. Ими было показано, что одним из опре деляющих параметров при описании динамических процессов, про исходящих в приводном слое, является возраст волн: с/и*, где с — характерная фазовая скорость волны. Учет «эффекта подвижности шероховатостей», т. е. того факта, что более быстрые волны (с^>п*) оказывают меньшее сопротивление воздушному потоку, позволил выразить параметр шероховатости как
(2.20)
где — средняя квадратичная высота волны. Обработка экспери ментальных данных о z0 и Си с помощью (2.20) существенно умень шила разброс данных и позволила получить более четкие зависимо сти Cu{clv*), Zo (с/у*) (Китайгородский, 1968, 1970).
Учтя эффект подвижности волн — шероховатостей на поверхно сти моря и спектральный состав ветрового волнения, Китайгород ский (1968, 1970) определил эффективную высоту неровностей ho в виде ,
(2.21)
о
Здесь Si(cо) — спектральная плотность волнения; с — характерная фазовая скорость гравитационных волн; со — круговая частота.
Форма связи параметра шероховатости Zo с эффективной высо той h0остается традиционной:
(2.22)
где функция Ри пропорциональна (/ioH*/v)-1 при малых 'значениях аргумента и стремится к константе при больших величинах /i0u*/v.
Рассматривая поведение масштаба ho в различных волновых си туациях (характеристикой степени развития волнения при этом
является величина безразмерной дисперсии волнения Oz=Gtglv\, которая может изменяться от 10-2 до 102), Китайгородский (1968)
показал, что для интервала значений cr^cl, который встречается практически только в условиях лабораторных экспериментов, ho пропорционально ст^, для промежуточного интервала (1 100) ho~ csie~Mlv* и в предельном случае полностью развитого волнения
(о£>102) h0~ v 2,i)./g. Оказалось, что для большинства реализуемых
в природе ситуаций величина ог лежит в пределах 1 —102, и пара метр шероховатости описывается следующим выражением:
(2.23)
64
Случай, когда аргумент функции (2.23) значительно меньше единицы, соответствует аэродинамически гладкому режиму обтека ния водной поверхности: 2o~v/y*. Это может происходить как при слабых ветрах на начальных стадиях волнообразования, когда
и v* малы, так и при значительном волнении, когда с/и*3> 1.
arV*
При—^— е-кФ* ? значительно большем единицы, реализуются
условия аэродинамически шероховатого обтекания. Параметр ше
роховатости 2о становится |
пропорциональным |
h0. Когда |
/io= |
= о^е~кс1г имеет место (2.20), |
а когда h0~ v J2g , |
параметр шерохо |
|
ватости также становится пропорциональным v% /g и имеет |
место |
формула Чарнока Zo — miv^/g. Эта ситуация может возникнуть не
только при развитом ветровом волнении, но и при незначительном волнении, когда с/у*<С1, например при исследованиях в аэрогидродинамических лотках. Справедливость выводов Китайгородского подтверждается в работах Колесникова и др. (1966), Маковой (1968). По данным пульсационных измерений Волкова (1969) ока зывается, что коэффициент сопротивления уменьшается от 2,5 при cjv^ = 10 до 1,5 при с/п* = 504-80. Это означает, что при развиваю щемся волнении сопротивление водной поверхности возрастает.
5 Заказ № 154
Г л а в а 3
ТЕОРЕТИЧЕСКИЙ РАСЧЕТ СОПРОТИВЛЕНИЯ МОРСКОЙ ПОВЕРХНОСТИ
Величина полного напряжения Рейнольдса т —р о |, передавае
мого воздушным потоком подстилающей поверхности, определяется взаимодействием этой поверхности со слоем воздуха, непосредст венно примыкающим к ней. Поэтому нижняя часть приземного слоя, где возмущающее влияние поверхности непосредственно ска зывается на характеристиках воздушного потока, уже не является областью автомодельного течения даже в условиях нейтральной стратификации. Действительно, в основной толще приземного слоя при нейтральных условиях вид функций, описывающих профили скорости и (г) и энергии турбулентности b (г), может быть опреде лен из соображений размерности с точностью до констант, так как из параметров 2 и о*, определяющих свойства потока, нельзя со ставить никакую безразмерную комбинацию. Вблизи подстилающей поверхности число параметров, определяющих свойства течения, увеличивается. Из них можно составить целый ряд безразмерных критериев, и тем самым автомодельность нарушается. Для того чтобы решить вопрос о том, какие именно параметры, характери зующие подстилающую поверхность, в основном влияют на воздуш ный поток и каким образом это влияние затухает с высотой, нужно записать систему уравнений движения и баланса турбулентной энергии для примыкающего к подстилающей поверхности слоя воз духа. Такая система была недавно предложена одновременно Лайхтманом (1970) и Менжулиным (1970). Согласно этим работам, при z < h (h — характерная высота неровностей поверхности)
(3.1)
(3.2)
Здесь х (г) — напряжение Рейнольдса; Ки — коэффициент турбу лентного обмена для количества движения; у (z) — коэффициент аэродинамического сопротивления отдельного препятствия, рассчи танный на единицу сечения препятствия, перпендикулярного сред нему направлению воздушного потока; si — параметр размерности
66
L~l, определяющий эффективную площадь препятствий в единице объема. Уравнения (3.1) и (3.2) предназначались для расчетов ди намических свойств воздушного потока в растительном покрове, поэтому параметр Si характеризовал густоту растительности.
Основные идеи, использованные при |
выводе |
(3.1) |
и (3.2), |
||
вкратце сводятся к следующему. |
высотой |
h |
приводит |
||
Наличие на поверхности препятствий |
|||||
к тому, |
что при z < h полное напряжение Рейнольдса |
потока убы |
|||
вает за |
счет преодоления-' силы сопротивления |
формы |
Fconp(z). |
Сила сопротивления формы считается пропорциональной квадрату средней скорости воздушного потока на каждом уровне z<h:
Fсопр= Р7 ( ^ )
врасчете на 1 см2 подстилающей поверхности.
Вуравнении баланса турбулентной энергии при этом появляется
еще один член: — Fconpu (г), который представляет собой допол
нительную генерацию турбулентной энергии из энергии среднего движения, возникающую за счет турбулизации потока при обтека нии препятствия. Возникает вопрос, нельзя ли, основываясь на си стеме уравнений (3.1) и (3.2), описывающей свойства турбулент ного потока в приповерхностном слое, попытаться построить коли чественную полуэмпирическую теорию, объясняющую основные закономерности динамики приводного слоя. Такая теория должна ответить на вопрос о том, как распределяется полное количество движения, передаваемое поверхности моря, между касательным трением Fтр и сопротивлением формы FConp движущихся по по верхности волн-препятствий. Действительно, полную силу рп2
воздействия потока на единицу площади подстилающей поверхно сти (Монин, Яглом, 1965) можно в условиях горизонтальной одно
родности приближенно записать в виде |
интеграла |
по физической |
||||
поверхности |
£ от горизонтальных |
компонентов |
сил |
нормального |
||
давления р |
и поверхностного трения |
ди |
(£ — координата, |
|||
pv |
||||||
нормальная к физической поверхности): |
|
|
|
|
||
|
Р ^!=4~ J(/>«*+ |
иzJ d\ Дсопр |
I Fтр1- |
(3 .3 ) |
||
|
|
|
|
|
|
Индекс £ у производной означает, что она берется на физической поверхности |.
И ^сопр и FTp в турбулентном потоке, обтекающем взволнован ную поверхность моря, разумеется, испытывают сильные флуктуа ции как из-за нерегулярности атмосферных движений, так и из-за нерегулярности поверхности. Как будет видно в дальнейшем, урав нения типа (3.1) и (3.2) дают возможность определить средние значения этих сил и их соотношение в зависимости от свойств
5* |
67 |
поверхностного волнения. Это позволит в дальнейшем выяснить, по чему коэффициент сопротивления, полученный в лабораторных ус ловиях над водной поверхностью, покрытой волнами высотой в один или несколько сантиметров, близок по величине к коэффициенту сопротивления поверхности океана, покрытой волнами метровой высоты.
Разделение полного количества движения на сопротивление формы и касательное трение важно в двух аспектах.
Во-первых, это нужно при исследовании свойств приповерхно стного слоя океана. Сила касательного трения о морскую поверх ность, умноженная на скорость поверхностного течения, представ
ляет собой количество энергии, непосредственно |
передаваемой |
от ветра дрейфовому течению; произведение силы |
сопротивления |
формы на скорость перемещения волн по поверхности есть энергия, расходуемая на поддержание и развитие волновых колебаний. Свойства приповерхностного слоя океана связаны как с самими значениями этих энергий, так и с их соотношением.
Во-вторых, нахождение соотношения сил касательного трения и сопротивления формы необходимо для решения задачи о тепло- и влагообмене с морской поверхностью, так как тепло- и влагообмен связан только с передачей касательного импульса. Этот вопрос подробно разобран в главе 6.
Прежде чем решать задачу о возмущениях, которые вносят пре пятствия в приповерхностный слой, рассмотрим вкратце свойства слоя, примыкающего к гладкой поверхности. Автомодельность дол жна нарушаться при приближении к любой стенке. Если стенка гладкая, то к числу определяющих течение параметров добавляется характерный масштаб вязкого подслоя и свойства потока стано вятся функциями от безразмерного аргумента zv%/v. Если стенка покрыта неровностями высотой h, то нарушение автомодельности и динамические свойства приповерхностного слоя должны быть свя заны как с отношением масштабов z//z, так и с отношением zv^/v и с аэродинамическими характеристиками препятствий.
3.1. Приповерхностный слой у гладкой стенки
Благодаря многочисленным экспериментальным исследованиям свойств турбулентного потока в условиях гладкого обтекания в ла бораторных условиях средние поля скорости и (z), энергии турбу лентности b (г) и напряжения Рейнольдса т (г) вблизи гладкой стенки довольно хорошо известны.
Эти измерения охватывали как расположенный непосредственно у стенки вязкобуферный слой (zy*/v<40), так и примыкающую к нему сверху область автомодельного потока. Именно по резуль татам этих измерений были рассчитаны значения ряда основных универсальных констант для автомодельного турбулентного при земного слоя, таких, как постоянная Кармана к и константа Сi, вхо дящая в уравнение баланса турбулентной энергии (3.2).
68
Измерение функций u(z), b (z) и т (г) |
внутри |
так называемого |
||
вязкобуферного слоя, где молекулярная |
вязкость, |
доминирующая |
||
у самой стенки, постепенно |
заменяется |
турбулентной, |
позволило |
|
выяснить, как ведут себя |
коэффициент |
турбулентной |
вязкости |
Ки (z) и характерный масштаб турбулентности I (z ) в области, где играет роль вязкий масштаб v/u*, а также оценить компоненты энергетического баланса вязкобуферного слоя.
В первых трех графах табл. 3.1 приведены значения безразмер ных функций u(z)/v%, %{z)!pv\ и b(z)/v| по данным Лауфера, взя
тым из монографии Ротта (1967). Нормировка здесь произведена на постоянное значение динамической скорости и* автомодельного слоя. В следующих графах приведены вычисленные по этим данным
значения функций аг , турбулентной вязкости Ku (z) и харак-
терного масштаба турбулентных флуктуаций /(г). Коэффициент
турбулентного |
обмена Ки вычисляется как |
отношение t {z)\J |
а характерный |
масштаб турбулентности I |
определялся через Ки |
и b (г) в предположении, что в приповерхностном слое выполняется связь Ки (-г) = С'^1 У Ь, где Ci = 0,046.
|
|
|
|
|
|
|
|
Таблица 3.1 |
ZV* |
Ц(г) |
т(г) |
Ь(г) |
da |
ч |
|
lv* |
^ 0,1гг/* j2 |
V |
о* |
рц2 |
*2 |
dz |
v2 |
V |
V |
|
* |
* |
|
* |
|
||||
5 |
5,0 |
0,10 |
1,2 |
0,80 |
0,125 |
0,246 |
0,25 |
|
10 |
8,0 |
0,45 |
3,5 |
0,50 |
0,90 |
1,04 |
1 |
|
15 |
11,0 |
0,70 |
4,3 |
0,31 |
|
2,26 |
2,3 |
2,25 |
20 |
12,0 |
0,78 |
4,75 |
0,20 |
3,90 |
3,9 |
4 |
|
25 |
13,0 |
0,84 |
4,7 |
0,14 |
6,1 |
6,1 |
6,25 |
|
30 |
13,6 |
0,88 |
4,67 |
0,100 |
8,8 |
8,8 |
9 |
|
40 |
14,2 |
0,92 |
4,55 |
0,0625 |
14,7 |
14,9 |
16 |
|
50 |
14,8 |
0,94 |
4,4 |
0,050 |
18,8 |
19,4 |
25 |
|
60 |
15,0 |
0,96 |
4,3 |
0,042 |
23 |
24 |
36 |
В последней графе таблицы приведены значения функции (0,1zv^/v)2 для иллюстрации того, что вблизи стенки, когда вязкий масштаб сравним с расстоянием до нее, характерный масштаб тур булентности неплохо описывается зависимостью
^_ |
у |
/ 0.1ZV* |
|
(3.4) |
||
|
« * |
\ |
V |
|
|
|
|
|
|
|
|||
При значениях гу*/\’> 40 |
характерный |
масштаб I с хорошей |
||||
точностью равен xz; отношение |
|
|
равно 4,3 (откуда и |
полу |
||
чается значение константы Ci = 0,046), а |
профиль скорости |
u(z) |
||||
описывается логарифмическим законом |
|
|
|
|||
и (г) ____ |
1 |
, . . . |
|
zv* |
|
(3.5) |
|
|
In т0- |
|
|
69
Для константы х наилучшим значением является, по-видимому, 0,40. Что касается второй постоянной логарифмического профиля /п0, то различные эксперименты дают для нее значения от 7,4 до 9. В дальнейшем мы будем считать х = 0,40 и т0 = 7,5, базируясь на анализе экспериментальных данных, проведенном Мониным и Яг-
ломом (1965).
Профиль и (г) у самой поверхности, где доминирует молекуляр ная вязкость, описывается линейной функцией
<3-6>
при значениях zu*/v<5.
В промежуточной области — при значениях параметра zv^/v от 5 до 40, где и молекулярная вязкость, и турбулентная вязкость играют одинаковую роль, происходит переход функции и (г) от ли нейного закона изменения (3.6) к логарифмическому (3.5). Имеется очень большое число эмпирических аппроксимационных формул, описывающих функцию и (г) в промежуточной области, т. е. в ин тервале 5 < z v jv < 3 0 . Одной из наиболее удачных и в то же время удобных для расчета аппроксимаций (Левич, 1959) является сле дующая формула:
^ - = 1 0 a r c t g ( - ^ ) + 1,2. |
(3.7) |
Полный коэффициент вязкости в слое zv%/v< 30 считается равным сумме коэффициентов молекулярной и турбулентной вяз кости. Его можно аппроксимировать выражением (Левич, 1959)
K ( Z ) = K U (Z ) + V = v [l - f ( - ^ ^ ) 2 ] . |
(3.7a) |
Как видно из табл. 3.1, эта формула хорошо описывает коэф фициент турбулентной вязкости во всем вязкобуферном слое, за ис ключением области значений zw*/v<5. Однако последнее практи чески не имеет значения, так как при zv#/v< 5 преобладает моле кулярная вязкость и К (г) ~ v.
Рассмотрим теперь энергетический баланс вязкобуферного слоя, примыкающего к гладкой стенке. При этом выберем в качестве его верхней границы уровень z = 40v/n#. Выше этого уровня примыкаю
щий к гладкой поверхности слой уже |
становится |
автомодельным. |
||
Суть энергетического |
баланса автомодельного |
слоя |
заключа |
|
ется в том, что уменьшение потока энергии среднего |
движения |
|||
ти (z), передаваемого от |
слоя к слою |
сверху вниз, происходит |
||
|
|
du |
|
только за счет генерации турбулентной энергии т —— , а последняя
в свою очередь уравновешивается диссипацией ет в тепло в каждом слое:
т du __р 62
(3.8)
Т ~~dz~~~ 1 Ки
70