УДК 551.511.31:551.511.32:551.511.63
ИЗМЕРЕНИЯ АТМОСФЕРНОЙ ТУРБУЛЕНТНОСТИ В ПРИБРЕЖНОЙ ЗОНЕ МОРЯ ПРИ СЛАБОМ ВЕТРЕ С ГОРНОГО БЕРЕГА
© 2013 г. Ю. П. Соловьев
Морской гидрофизический институт 99011 Украина, Севастополь, ул. Капитанская, 2 E-mail: yuri_soloviey@mail.ru Поступила в редакцию 21.11.2011 г., после доработки 06.06.2012 г.
Представлены результаты измерений атмосферной турбулентности в слое от 1.5 до 21 м над ур. моря и сопротивления морской поверхности при ветре с горного склона длиной 4 км и средним уклоном 11°. Измерения профилей скорости ветра и ее флуктуации на нескольких уровнях, волнения и основных метеорологических параметров проводились осенью 2005 г. и 2008 г. со стационарной платформы, установленной в Черном море на расстоянии около 1 км от южного берега Крыма. Показано, что при слабом синоптическом ветре в ночное время над морем развивалось струйное течение с максимумом скорости до 5—6 м/с на высоте около 6 м над уровнем моря, индуцированное катаба-тическим ветром на береговом склоне. По приблизительным оценкам горизонтальный масштаб струйного течения может достигать нескольких десятков километров. Для этого течения характерны постоянные по высоте скорость диссипации энергии турбулентности и коэффициент турбулентной вязкости, а также низкочастотные флуктуации скорости, связанные с гравитационными волнами и адвекцией турбулентности с берега. Показано, что нижняя часть пограничного слоя (до высоты 3 м) адаптирована к морской поверхности. Зависимости коэффициента сопротивления от скорости ветра или от возраста волн более устойчивые по сравнению с данными для открытого моря. Однако возраст волн не является универсальным параметром на больших и коротких разгонах.
Ключевые слова: катабатический ветер, профиль скорости ветра, струйное течение, скорость диссипации, коэффициент сопротивления.
DOI: 10.7868/S0002351513030140
1. ВВЕДЕНИЕ
Коэффициент сопротивления морской поверхности, который связывает скорость ветра и турбулентные напряжения на поверхности, относится к одному из основных параметров в моделях климата, переноса примесей, генерации морских течений и ветровых волн. В отличие от суши сопротивление морской поверхности зависит от волнения, т.е. от скорости ветра, разгона и вертикального потока импульса. Анализ экспериментальных данных, полученных на разгонах от 1 до 200 км, показал, что коэффициент сопротивления CD изменяется с возрастом или крутизной волн [1]. Однако "универсальное" соотношение для всех данных получить не удалось из-за большого разброса оценок между разными экспериментами, особенно на коротких разгонах или доминирующей зыби. Обычно измерения над морем проводятся на одной произвольной высоте от 2 до 20 м над средним ур. моря, и все данные измерений скорости трения u* скорости ветра приводятся к стандартной высоте, 10 м при нейтраль-
ной стратификации, используя теорию подобия Монина-Обухова (МО) [2]
2
u
CD10N = _- , (1)
U1
2 10n
где U10N — средняя скорость ветра на высоте 10 м в нейтральных условиях. Согласно теории подобия в соотношении (1) предполагается u* = const, а влияние стратификации учитывается универсальной безразмерной функцией сдвига скорости
фт (z/L) = , (2)
u* dz
где L — масштаб Обухова, к ~ 0.40 — постоянная Кармана. Согласно (2) логарифмический профиль скорости соответствует условию фт(0) = 1.
Стандартная параметризация функции (2) приводится в [3]. Следует отметить, что теория МО предполагает условие горизонтальной однородности атмосферных процессов и подстилаю-
щей поверхности, которое в прибрежных районах при ветре с берега нарушается.
Можно выделить три основных типа геометрической неоднородности поверхности. Первый тип — изменение шероховатости между двумя плоскими поверхностями. Изменение параметра шероховатости между сушей (z0 к 10-1 м) и морем (z0 к 10-4 м) может достигать нескольких порядков. После границы над морем формируется переходной внутренний пограничный слой (ВПС), выше которого сохраняются все характеристики потока над сушей, а нижняя часть потока ускоряется над более гладкой морской поверхностью. Толщина ВПС, определенная по скорости ветра, примерно
равна 1/10 от разгона X, а напряжения т = и*, адаптированные к морской поверхности, изменяются в пределах 10% до высоты Х/200 [4—6]. Экспериментально показано, что в прибрежной зоне моря при ветре с берега функция (2) отличается от стандартной параметризации из-за нарушения баланса между сдвигом скорости и напряжениями [7]. В переходной области нарушаются не только соотношения (1) и (2), но и вытекающие из теории подобия соотношения между напряжениями, турбулентной кинетической энергией (ТКЭ) и скоростью диссипации [4].
Второй тип неоднородности — резкое изменение высоты между поверхностями без изменения шероховатости [8]. После отрыва потока над уступом образуется переходная зона, где все характеристики турбулентности отличаются от равновесного состояния. Например, при высоте берега 30 м над ур. моря масштаб возмущения потока может составлять около 1 км. Кроме того, холмы [9] или участки леса [10] вблизи берега также приводят к заметным возмущениям турбулентного потока, которые могут переноситься в точку измерений.
Наконец, если берег имеет уклон, то над ним развивается локальный ветер, направленный в ночное время в сторону моря. Как показал Прандтль [11], при охлаждении воздуха над склоном развивается гравитационное струйное течение под действием силы плавучести
b = g^(Z) sin а, (3)
0о (z)
где g — ускорение силы тяжести, ДО — дефицит потенциальной виртуальной температуры вблизи склона относительно температуры О0 окружающего неподвижного воздуха, а — угол наклона поверхности относительно горизонта.
Течение вниз по склону, или катабатический ветер, часто наблюдается над ледниками, в горных долинах и даже в оврагах при уклоне поверхности около 1° и ДО « 4°—5° [12—14] и может проявиться над поверхностью моря вблизи берегов с горным рельефом при слабом синоптическом
Рис. 1. Топография прибрежного района с указанием высоты над ур. моря, горизонтального масштаба и положения платформы.
ветре [15]. Над сушей горные районы могут оказывать сильное влияние на региональный климат на равнинах на расстоянии до 70 км [16].
Таким образом, структура пограничного слоя над морем при ветре с берега зависит от многих факторов, включая топографию прибрежного района, расстояние от берега, скорость ветра, стратификацию и крупномасштабные процессы в атмосфере. Основная цель данной работы состоит в определении оценок Л1т и Св1т на коротких разгонах при слабом ветре (до 6 м/с) с берега по данным измерений волнения, профиля скорости и ее флуктуации на нескольких уровнях над поверхностью моря. Анализ данных измерений при сильном ветре выходит за рамки этой статьи.
2. УСЛОВИЯ ИЗМЕРЕНИЙ И ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ ДАННЫЕ
2.1. Район измерений
Измерения проводились со стационарной платформы, расположенной в прибрежной зоне Черного моря на глубине около 30 м. Топография прибрежного района суши и положение платформы показаны на рис. 1. Горное плато высотой около 1000 м расположено вдоль береговой линии. После резкого уменьшения высоты приблизительно на 200 м длина склона составляет 4 км со средним уклоном 11.5°. Высота берега составляет 10—15 м над ур. моря. В нижней части рельеф образует не-
большую долину шириной 1—2 км и глубиной около 100 м. Доминирующее направление ветра — с севера, вдоль максимального уклона, при разгоне 700 м. Для ветра под углом к берегу (20°—40°) разгон составлял около 1 км и 2—4 км для ветра вдоль берега (40°—60°). Поверхность склона неоднородная, покрыта кустарником или лесом, отдельными строениями и скалами высотой до 10— 15 м. Измерения над склоном не проводились. По известным оценкам параметр шероховатости должен быть более 0.5 м, а высота смещения воздушного потока около 10 м [17] или 20—25 м над ур. моря, учитывая высоту берега. Все указанные выше типы неоднородности поверхности могут оказать влияние на структуру пограничного слоя над морем в этом районе.
2.2. Датчики
Измерения профилей средней скорости ветра и ее флуктуации проводились малоинерционными чашечными анемометрами (ЧА), которые были установлены на вертикальной мачте на 5—7 уровнях от 1 до 8 м над ур. моря. Дополнительный ЧА был установлен на углу платформы на высоте 20.8 м. Погрешность измерений и путь синхронизации ЧА определены по результатам испытаний в аэродинамической трубе и соответственно равны 2% и 0.3 м.
Платформу можно условно представить в виде пластины с горизонтальными размерами 20 х 20 м и толщиной около 3 м, установленную на опорах диаметром 0.4 м на высоте около 12 м над ур. моря. Для уменьшения искажений мачта была отнесена от платформы на балке длиной 9 м и ориентирована в сторону преобладающих направлений ветра. По результатам измерений на одном уровне около мачты были определены относительные ошибки между анемометрами, которые равны ±2% для средней скорости и ±5% для дисперсии флуктуации при скорости ветра в диапазоне 2—12 м/с. Измерения волнения проводились синхронно с измерениями скорости ветра с помощью струнного резистивного волнографа, установленного на мачте. Типичная длина реализаций составляла 30—60 мин с частотой опроса 5 или 10 Гц.
Для оценки стратификации атмосферы проводились ежечасные измерения температуры и влажности воздуха на высоте 12 м и температуры воды на поверхности. В 2008 г. для этой цели использовалась метеостанция МК-15, в которую входили акустический анемометр, датчики температуры воды и воздуха, влажности и атмосферного давления. Метеостанция была установлена на высоте 4 м над ур. моря на расстоянии около 5 м от мачты. Более детальную информацию об анемометрах и методике измерений можно найти в [18, 19].
2.3. Данные измерений
В сентябре—октябре 2005 и 2008 гг. устойчивый береговой ветер со скоростью до 5—6 м/с наблюдался только в вечернее и ночное время. Типичный пример изменения метеорологических параметров представлен на рис. 2. Слабый южный ветер в дневное время сменился после 18 часов устойчивым северным ветром (рис. 2а). Атмосферное давление (не показа
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.