ИЗВЕСТИЯ РАН. ФИЗИКА АТМОСФЕРЫ И ОКЕАНА, 2012, том 48, № 2, с. 216-223
УДК 551.463:551.466.3
ВЛИЯНИЕ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОДЫ НА СПЕКТРАЛЬНУЮ ПЛОТНОСТЬ ВЕТРОВЫХ ГРАВИТАЦИОННЫХ ВОЛН И НА ПАРАМЕТР ШЕРОХОВАТОСТИ МОРСКОЙ ПОВЕРХНОСТИ © 2012 г. Р. С. Бортковский
Главная геофизическая обсерватория им. А.И. Воейкова 194021 Санкт-Петербург, ул. Карбышева, 7 E-mail: rsb@main.mgo.rssi.ru Поступила в редакцию 20.07.2010 г., после доработки 31.01.2011 г.
Использованы данные ежечасных измерений волнения гидрометеорологических параметров, производившихся в течение длительного времени автоматически со специальных буев. Буи были установлены в открытых частях Атлантического и Тихого океанов в различных климатических зонах, средняя температура поверхности воды возле буев меняется от 1—3°С до 26—28°С. Кроме данных самих измерений, в таблицах результатов приведены спектральные плотности волнения для широкого диапазона частот. Анализ этих результатов, выполненный для коротковолновой части спектра ветрового волнения, впервые выявил заметную зависимость от температуры воды спектральной плотности ветровых волн в диапазоне частоты 0.30—0.40 Гц, что соответствует длинам волн 9—4 м. Наличие такой зависимости объяснено сильным температурным изменением кинематической вязкости морской воды. Ранее нами было указано на температурную зависимость лишь очень коротких, относящихся к сантиметровому диапазону длин волн, спектральных компонент. Статистическая значимость влияния температуры воды на спектральную плотность волн указанной частоты подтверждена выполненным дисперсионным анализом. Оценены температурные изменения параметра шероховатости морской поверхности, определяемого, в первую очередь, энергией именно коротковолновой части спектра волнения. Основной метод, используемый при дистанционном определении скорости приводного ветра, — альтиметрия. Он позволяет получить запись отклонения морской поверхности от поверхности геоида и вычислить по этой записи спектральную плотность волновых компонент практически любой частоты. Известно, что компоненты волнового спектра в области низких частот всегда находятся под влиянием зыби. Следовательно, энергия этих компонент определяется не только действием ветра, а чисто ветровыми являются лишь компоненты в области частот, превышающих примерно 0.3 Гц. Поэтому, применяя результаты альтиметрии морской поверхности для определения скорости приводного ветра, спектральные плотности волновых компонент именно в этой области частот и следует использовать. Выявленная зависимость спектральной плотности коротких ветровых волн от температуры воды проявляется только в определенном интервале частот, что подтверждает эту рекомендацию.
Ключевые слова: ветровые волны, спектр, температура воды, кинематическая вязкость, альтиметрия, ветровое волнение.
ВВЕДЕНИЕ
Фотограмметрические определения характеристик состояния морской поверхности, проводившихся в различных климатических зонах океанов, показали, что относительное покрытие поверхности барашками и пеной, в основном определяемое скоростью ветра, заметно зависит и от температуры воды [1—4]. Обнаруженный эффект был объяснен заметным изменением кинематической вязкости воды V при температуре, меняющейся в пределах естественного диапазона [5]. Вязкость морской воды соленостью 35%е при температуре 0°С равна 0.01876 г/(см с), при температуре 30°С она составляет 0.00868 г/(см с), т.е.,
уменьшается более, чем вдвое. По сути, приповерхностный слой океана в тропиках и в высоких широтах заполнен существенно различающимися жидкостями.
Было высказано предположение [5], что изменения вязкости должны заметно влиять на структуру коротких гравитационно-капиллярных волн, образующихся на склонах ветровых волн и играющих важную роль в формировании аэродинамической шероховатости морской поверхности. Выполненные оценки подтвердили сильное влияние температуры на затухание волн длиной 1—3 см. Однако влияния температуры на параметры энергонесущих ветровых волн тогда обнару-
ВЛИЯНИЕ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОДЫ НА СПЕКТРАЛЬНУЮ ПЛОТНОСТЬ Таблица 1. Координаты и некоторые характеристики буев КОВС, данные которых были использованы
№ буя Широта, N Долгота, Ж Глубина, м Температура воды, °С Расстояние до берега, мили
41006 29.3 77.4 около 2000 м 22 200
42001 25.9 89.7 3250 28 180
46005 46.1 131.0 2780 14 315
46035 57.1 177.6 3660 3 310
46073 54.9 172.0 4180 2 более 300
51002 17.2 157.8 5000 26 215
Поимечание. На сайте NDBC сведений о глубине нет. Приведенное значение определено по карте.
жить не удалось. При этом использовались результаты измерений параметров приводного слоя атмосферы и волнения, выполняемых автоматическими буями США системы NDBC. Возможно, постоянное присутствие зыби в океане затушевывает более слабые эффекты.
Исходя из предположения, что коротковолновые компоненты спектра гравитационных волн практически не зависят от присутствия зыби и их энергия определяется локальным ветром, ниже рассматриваются результаты определения спектральной плотности волн с частотой 0.15; 0.21; 0.27; 0.33 и 0.39 Гц при низкой, 2—3°С, средней, 14—15°С, и высокой, 26—28°С, температуре поверхности. В основном использовались результаты продолжительных ежечасных измерений волнения на буе № 46073, расположенном в центральной части Берингова моря, на буе № 46005 — северо-восточная часть Тихого океана, умеренная зона, и на буе № 51002, расположенном в тропи-
ческой зоне Тихого океана. Кроме того, привлекались данные измерений и других буев (табл. 1). Указанным выше частотам соответствуют гравитационные волны с длиной 69.3; 35.4; 8.8; 5.9 и 4.2 м, и с фазовой скоростью 10.4; 7.4; 2.4; 1.9 и 1.6 м/с. Волны первых двух градаций, конечно, не относятся к коротким, по частоте и длине они близки к основным энергонесущим компонентам спектра ветрового волнения. В анализ они включены для оценки нижней частотной границы рассматриваемого эффекта.
АНАЛИЗ ДАННЫХ
Построенные по индивидуальным парам значений "скорость ветра—спектральная плотность волн" корреляционные графики показали большой разброс точек (рис. 1). Поэтому было выполнено определение средних значений спектральной плотности для интервалов скорости ветра:
м2/с 0.16
10
15
20 и, м/с
Рис. 1. Корреляция спектральной плотности при частоте 0.33 Гц со скоростью ветра, коэффициент корреляции 0.615. Буй № 4635, температура воды 3°С.
0
5
10 11 U, м/с
Рис. 2. Зависимости спектральной плотности волн при частоте 0.33 Гц от скорости ветра, осредненной на интервалах 1 м/с, при различной температуре воды. Сплошная линия — 26°С, пунктирная — 14°С, штриховая — 3°С. Полосы погрешностей даны в долях среднеквадратичных отклонений.
5.0—5.9; 6.0—6.9; 7.0—7.9 м/с и т.д. Кроме средней спектральной плотности, для каждого интервала определялось и среднеквадратичное отклонение а. Число случаев для каждого интервала скорости ветра п составляло от 100 до 200. Погрешность определения средней спектральной плотности
оценивалась, как обычно, по формуле = а/л/п Полученные таким способом зависимости спектральной плотности от скорости ветра при высокой, средней и низкой температуре воды приведены на рис. 2.
В табл. 2 приведены отношения спектральной плотности волн при высокой температуре воды к спектральной плотности волн той же частоты при низкой температуре и при различной скорости ветра. Влияние температуры значительно сильнее проявляется при большей частоте волн, при частоте 0.15 Гц указанное отношение оказывается
Таблица 2. Средние отношения спектральной плотности волн частоты / при температуре воды 26°С к спектральной плотности волн при температуре 3°С
U, м/с /, Гц
0.15 0.21 0.27 0.33 0.39
5.5 0.67 0.79 1.07 1.46 2.05
6.5 0.77 1.12 1.26 1.96 2.22
7.5 0.85 1.18 1.47 1.96 2.40
8.5 1.12 1.38 1.66 2.13 2.48
9.5 1.09 1.32 1.62 2.33 2.74
10.5 1.13 1.36 1.63 2.00 2.46
меньше единицы если скорость ветра меньше 8 м/с; при частоте 0.21 Гц это отношение не достигает единицы только если скорость ветра меньше 6 м/с. Кроме того, эти отношения возрастают при увеличении скорости ветра примерно до 10 м/с, затем их рост прекращается. Фазовая скорость волн этих частот такова, 10.4 и 7.4 м/с, что соответствующие спектральные компоненты при слабом и даже при свежем ветре будут вести себя как волны зыби. Это значит, что они не будут получать энергию от ветрового потока, а наоборот, будут отдавать ее ветру.
Корреляционные связи спектральной плотности ветровых волн с динамической скоростью оказались значительно более тесными, чем со скоростью ветра (рис. 3). Это объясняется тем, что при определении динамической скорости [6], учитывается влияние стратификации приводного слоя воздуха и стадии развития (возраста) ветрового волнения. В работе [6] в результате анализа натурных экспериментальных данных была получена стохастическая зависимость параметра шероховатости морской поверхности z0 от параметра возраста волнения с* = с0/ щ.. Здесь c0 — фазовая скорость волн, относящихся к спектральному максимуму, щ. — динамическая скорость. Динамическая скорость определяется по скорости ветра и по значению c0 с учетом стратификации природного слоя воздуха. Показано [6], что учет возраста волнения важен при анализе любых процессов на границе раздела океан—атмосфера.
Рисунок 4, построенный по значениям динамической скорости, осредненным на интервалах 0.1 м/с, показывает, что спектральная плотность волн с частотой 0.33 Гц зависит не только от динамической скорости и температуры воды, но и от ряда условий, свойственных местоположению данного буя. Так, спектральная плотность по измерениям на буе № 42001 (Мексиканский зал., Т0 > 28°C) почти во всем диапазоне динамической скорости оказывается меньше, чем по измерениям на буе № 51002 (Тихий океан, Т0 ~ 26°С), и на буе № 41006 (Атлантика, Т0 = 22° С). Заметно различаются между собой спектральные плотности, измеренные на близко соседствующих в Беринговом море буях №№ 46035 и 46073, при практически одинаковой температуре воды — от 1.5 до 3.2°С. Факторов, локально воздействующих на спектральную энергию коротких ветровых волн, может быть несколько, но в качестве основных с
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.