Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Структура и изменчивость гидрофизических полей в шельфовой зоне моря

ВАК РФ 04.00.22, Геофизика

Автореферат диссертации по теме "Структура и изменчивость гидрофизических полей в шельфовой зоне моря"

МОСКОВСКИЙ ОРДЕНА ЛЕНИНА, ОРДЕНА ОКТЯБРЬСКОЙ РЕВОЛЮЦИИ И ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ им. М. В. ЛОМОНОСОВА

ФИЗИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ

УДК 551.465:551.468.3

На правах рукописи

ШЕЛКОВНИКОВ Николай Константинович

СТРУКТУРА И ИЗМЕНЧИВОСТЬ ГИДРОФИЗИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ В ШЕЛЬФОВОЙ ЗОНЕ МОРЯ

04.00.22 — геофизика

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени доктора физико-математических наук

Москва — 1992

Работа выполнена на кафедре физики моря и вод суши физического факультета Московского государственного университета им. М. В. Ломоносова.

Официальные оппоненты:

доктор физико-математических наук

Парамонов Анатолий Николаевич

доктор географических наук Мамаев Олег Иванович

доктор физико-математических наук

Павлов Вадим Иванович

Ведущая организация: Государственный Океанографический институт.

Защита состоится « ($. » . , . 1992 г. в1>ПЗР часов на заседании Специализированного совета по Геофизике (Д 053.05.81) в МГУ по адресу: 119899, Москва, Ленинские горы, МГУ, физический факультет, ауд. —___

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке физического факультета МГУ.

// , . ОА

Автореферат разослан <с./у. . > . . г 4 . . . 1992 г.

Ученый секретарь Специализированного совета

кандидат физико-математических

В. В. Розанов

y.-.-i

«К, .

Отдел ^иссертащий

0Н11АЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность теми. Освоение континентального шельфа, его энарсеуаче,-моральных п биологических ресурсов, является паяной народнохозяйственной задачей, успешное решение | которой предполагает знание терьюг'шродинагшчеокого ре-аила в ■ , этом регионе. Поэтому исследование структуры пщэтфизичосклх (патай» rix шппмозавпсшшстл и изменчивости пол действием внеишсс протки пркобрат&ет особую актуальность. Проведепзо ■ подобного рода исследований в последнее время является настоятельной необходимостью и в связи с экологическими проблемами.

Актуальность темы диссертации нэ ограничивается es прак-: тпчзоной значимостью. Результаты проведенных исследований имеют большое научное значение, т.к. позволяют более полно понять особенности происходящих процессов, обуслор ^нных спецификой шолвфовой зоны. .*

В теоретическом плане изучение данной проблемы необходимо но только для построения физических п математических моделей циркуляции вод континентального шельфа, но и для уточнения грашгшнх условий, необходимых при построения глобалышх иодвлсй океана. •. • . ; : .

• Доли и задачи исследования. Целы) данной работы является исследование структуры гпдрофизичеоких полвЗ в ввльфозой зоне, ах изменчивости под воздействие поля ветра, внутрон- , шп волн, процесса вовлечения и топографических особенностей два, а такго теоретическое обобщение .натурных и экспаршэн-толышх дадныг о цольо адекзатного описания изучаемых процео-ооз. Пра втом решались следу щиэ ооновныа задачи: ;.

1. йсоладованио воздействия поля ветра на структуру п заманчивость гидрофизических полей в области незомасштабов.

2. Изучение особенностей пространственно-временной структура полей температуры и окорости течения над топогра-фэтеоксил ноодпор'одиостяла иорокого дна.

3. ИоследозЕлпа влияния внутренние йолн на структуру поля окорости гочепия, з тем члолэ гад резники поднятиями морского да;' ' • : \ .'■...'"

4. Лгбораторноо моделирование процесса вовлечения па граница раздела двухслойной падкости.

. 5. Создание спецп&чьного комплекса измерительной аппа-

ратуры, включая лазерный допплеровский измеритель скорости течения, и разработка методики исследования с ее помощью в морских и лабораторных условиях. ;

Научная новизна и достоверность полученных результатов. Результаты натурных и лабораторных измерений, представленные в работе, сформулированные на их основе научные положения и выводы об особенностях пространственно-временной структур« гидрофизических полей в иельфовой зона ыоря и влияние на нее поля ветра, внутренних волн, процесса вовлечения и топографических особенностей дна, получены впервые.

Результаты инструментальных йзмерений, полученные на Каспийском, Черном» Средиз емном морях и в Атлантическом океане, а также в лабораторных условиях» составляющие основу диссертации, по объему и анализируемым совместно процессам яв- . ляются новыми, в значительной мере углубляют и дополняют • представления об основных закономарностях.происходящах яв- . лений. :■•'. ,',,.. ..... V ■• ■•'■". ° ' :. - ^ -

Впервые океанологической практике для измерения скорости течения в морехеих и окемскта условиях был создан-и ' гг^именен лазерный допплеровский измеритель: скорости течения, (ДДИСТ), показавший хз.табяльнуЬ и надёжею работу. Проведен анализ к обоснование основных параметров. ДЩ1СТ, а тшшз-дру- _•■•■ ■ гнх блоков измерительной системы. Большое вшилалио уделено;, определению погрешностей измерений н оценкам .пределоздосто-верностк -даанш, иолучаншкв морских условиях и на лаборй- : торных установках. / "'-■ '

Прзводешша и работе основные характернстшси измерительной системы (чувствительность, и инорцил отдельных хсааалрв,' ' . локальность метода измерения, стабильность и падолшость работы ее узлов) .свиде.тельотвуюг Ъ достоверности полученных данных. ' ''' '. '/'■.

Практическая значимость работы. Основные положения п.выводы работы имейт большое' значение Для расширения и углубле- '■ иш зпашШ о характере воздействия ноля ветра, внутренних волн, процесса вовлечошш итшографачоскнх особенностей Д№ на структуру п изменчивость гидрофизических полей в иельфог .' воЦ зоне моря. .

Нолучешшо данные о закономерностях вертикальной цирку- ■ лящш в квазиодпородноы и стратифицированном мора, о досфэрыа-

цин озэопиого тирмоклпна над топограф.ччеокнмп особенностями морского дна, волновом пзреносо, обусловленном внутренними i волнами, распространяющимися в сторону берега, могут быть ио-пользованы при разработке мероприятий по с!орьбо о загряэненп-вы вод шельфа, при проведении поисковшс и промшлешшх работ, . для нувд гидротехнического и курортного строительства, для ' построения общей теории вод континентального шельфа.

Наторкали, содержакизся в диссертации, используются в ряда опецпальпюс курсов,, читеекцх па физическом факультете МГУ д могут быть вклзчзни в учебнно, прогрш.мн студентов и аспирантов кафедр, споцкалязирующихоя в области геофизики.

■ Разрлботашша измерительный комплекс п, в частности, , ЛДНСТ, мозет бить внедрен в практику исследований, проводящихся па научно-исследовательских оудах, а такав й лабораторных уоловияз.

ЛпчпыЯ вклад автора. Диссертационная работа я шется результатом обобщения многолетних исследований автора, внпол-пецнше им на кефедро £лзшга ыоря л.вод- суси фезичзокого фа-культей МГУ. R.sy црпнадлевп'т формулировка и. постановка задач комплексного исследования продоссоз, происходящих в шель-фовой зопз коря а з районах, балок. ■

. При разработке проблемы автор обеспечивал научное руко-: водстзо коллективе:.! сотрудников п г=опиргштов. g-азачеокиэ ядеп, разрабатываегшэ а дассзртацш, 'хфанадаегав автору лично. Автор непосредственно участвовал в морских.и лебораторакх исследованиях па всех ейшая, вашчт. о разработка а создания язморв-тольпой аппаратур:!, ортшшзецап п проведения экспедиций, а таказ лаборагбршд: экспериментов'п кончая статистической обработкой получешшх даппцх на БЕИ, ашшасм п теоретической пп-терпрктоцпей рэзульгагов.

L : Апробатпщ тботп п лублтаагощ.

Осноэпга результата диссертация опубликованы более чоа в SO научшя работав л докладнваляог па Могдународяом симпозиума со зссдодЬззнпэ турбудеатноотз я процессов дафйгэил пркке-ceíl в г-орэ (Моокза, 1976), ВоооосзноЯ копфореицпя "ОкЗанстох-язка-78* (Ленинград, 1979), 1У Тихоокеанском международном па. учзем конгрессе (Хабарйвоя, 1979), 1-ой съезде оопэтекня опеа-нологов (Моокзз, 1978),Всэсоезнои озмлкарэ so крупномасштабно : турбуленташ образованиям а истодам язмерення в гядродякаыихэ

о

(Москва, 1982), П Всесоюзном съезде океанологов (Ялта,1982), I Всесоюзном семинаре "Неконтактные методы и средства изыо-раапя океанографических параметров" (Москва, 1983), I Всесоюзной конференции по энергетике океана'(Владивосток,1983), Л Всесоюзном симпозиуме "Механизмы генерации■мелкомасштабной турбулентности в океане" (Калининград, 1985), Ш Воесоюз-иом съезде советских океанологов, (Ленинград, 1387), Всесоюзной конференции "Проблемы стратифицированных течений",(Юр- . , мала, 1988), I Всесоюзном семинара' ''Оптические методы исследования потоков" (Новосибирск, 1989), Ш Всесоюзном симнОзиу--ме "Вихри и турбулентность в океане" (Есдошшград, 1990), Международном совещании "Анизотропия потоков гадашсти в поле внешних сил" (Юрмала,■ 1990),"Всесоюзной конференции "Проблз-ыы стратифицированных точений" (Канев, 1991), а также на семинарах различных научных учреждений, занимающихся исследованиями Мирового океана. .

- Структура и объем 'диссертации." Диссертация, состоит из. введения, пяти глав/ заключения и списка литературы. Объем -диссертации 365. страниц, в ?оы числе 108 риоунков, 6 таблиц. Описок литературы 'содержит з,10 наименований, из них 63. - • ■ иностранных авторов. , ; '

СОДБРШШЕ РАБОТЫ : : ;

Во введении аргументируется актуальность темы диосерта-ция, формулируются дела и задачи исследований^ Основные положения, выносимые на -эащату.' Указывается новизна и даш предложения по Енбдрению и практическому иоподьзованив полученная ' результатов. Дается краткое содерааниа работы.'

. Глава I.. Исследование структуры гидрофазнчеоких полей в ■ шэльфовой 80Н0 моря' •'

В первой главе, состоящей из трех разделов, дается кра*1-кий обзор исследований структуры вод в шельфовой вона моря. Отмечается, что гидрофизические процеоон, происходящие в esffia облаоти, опредадяктся' полем - ветра, праливо-оглавшгли течениями, .внутренними и поверхностными волнами,'' анерционншд двнкд~ ннями, геоморфологией и наклоном дна, Кроме того,-существенным является ширпиа шольфа и его географическое полоаенио.

При теоретичеоком исследовании трудно учесть вое иного-

.i образне npimi» л слягг^рпЗ, действуюрда в этой области моря, j Поэтому при мол«лтфовяш?я торлоищродвдомйческпх процессор долчсгпя р"л ymwrniiii'.b Но и d этом случае построение обиой Tnopim шольйя гч18';стл.т'-п:»г грудрогг!'. Л связи о

' этим, наряд}' с тоорзтяческгаи н.патурнкгш исследованиями яо-^ I обходимо, привлекать лабораторное поделирогаилв. | . Сложность гаклшаэтся еще и в том, что гздродинамичес-'.'кий porari вод в рзалгпшгс районах иалхфп шепт овои особенности, Так, в яриброшой зоне, характеризующейся'малыми глубинами п полным перемешиванием вод, преобладают волновые течения. В средней зоне, включающей область перемешанного и . стратифицированного моря, преобладают- ветровые течения. Во гшсеиой зоне гидрофизические процессы уяв в меньшей степени отличая?оя от районов открытого моря. Боо эти оообзнноотя необходимо учитывать при исследовании структуры вод. ■

Темпоратураоа поле шэльфовой зоны моря в значительной

■ степени зависит от характера протекающих дштаилесцл процессов и отранаэг происходящие в них изменения. Определяющее влияние па ного оказывают тепловой.балано системы море-атмоо-фера, турбулентное перемешивашэ,, перенос*, воды по нормали к берегу, обусловленный огошнкнагоннымн.течениями, внутренние волны, особенно крупнонериодвыё о большой амплитудой, горизонтальная ' адвекция вод, характер уклона и особенности рельефа дна. В частноотя, по сравпвшго с открытки морем изменяется вид кинематического уоловия па дна, из которого оледует возыолшость появления дополнительных двиганий, что может.оказывать влшше-аа характер вертикального распределения тем. пэратуры морокой вода.

Характерной особенностью шэльфовой зоны является пространственная неоднородность поля ветра, обусловленная различием физических свойств вода й супа. Это оказывает влияние на (¡¡юрмпровадяа структуры скорости течения и создает необходимые условия для,генерация внутренних волп напряжением трения вет-'■ ра. ■ •-•'."• ;'

В умеренных ri низких шпротах но шельфах морей я океанов нсблгцаются бризовыэ шзебаши поля ветра, которые могут приводить к веоша зплзтяш.изменениям структуры гидрофизических полей. В вастолцсе врет бризы исследованы достаточно полно, • однако волроо о реакции верхнего; слоя океана на бриз остаотся

■ открытым. ;

Существвняув роль в формировании структуры вод, как отмечалось вше, играет рельеф дна. Особенно замзтдц деформации гидрофизических полей над внешней rper.en.Gii контяпеп-тального шельфа и над подводными банками; Исследование процессов в этих районах коря требует дальнейших усшшИ.

В заключение обзора делается вывод о решающем вкладе в формирование структуры гедрофизнческзх полой б шельфовоЁ зове иоря поля ветра,внутренних волн, процесса вовлечения, а такке топографических особенностей дна и о нзобходеости комплексного исследования гидрофизпче cimx процессов в bïoë области моря.

Глава П. Измерительный комплекс ц иетода пссдедовадвя гидрофизических полей в шелЕфовой зона коря

Для исследования структура и 'изыеачивосиЕ гидрофизически. полей в шальфовой sono моря, a текго над- «опрграфичеокй-Ш1 особенностям дна иэобходао раоподатйть шзцвашюй из-- • верительной аппаратурой, удовлетворявшей определенный трзЗо-вашхвы по кадежссти и точности ;кзыоро1шй,

G otoü целю га кефедра фцзшш коря к вод суш фивдёо-K¿ro факультета МГУ под, руповодотЕсш" в иопосредственишг. участие!! автора бдя разработав п создан' шызрпхелышй'ком&вко, позволявший проводить изпрорызиса 'вартлкальиое зондгфованке тп.чпературц к слектропро^одностк uopcKOil вода, ьаыерввпв ве-лагашн и, направления. свпр.остй течения па фикоирЬваиввзс горизонтах, а тшах/ скорЬсгй ьзхра.' Для Езыбрзпкя скорости теча-вея в лабораторных и корсда/у^свшгс бил сондоа ДЕИСТ» •'•'.•

Ео .второй главе приведеш осиоешо харакгарпоткЕЛ всех каналов взиарательяого ксшлегсса. .В райдолр .2.1 ошхоаиа íiet-o-, дшш' в агишратура для 'иаиврёнпч ,вврт.юшльвого рсопредеяенш . • темпера тура п электропроводности в иорр . Для пшэрмшя указ as- - . шяс.'волячин в шельфов ой зоне моря, бня создан, яовд, па которой устадавливаллсь датчики, температуры, нлекчропрсЕодносгп с давления. Скорооуь Вогруишшя вввда огфйделаглсь Еадлчшюй груза-развздчкка и 1'яитрол2роаалвоь датчиком -двЬкеат, В качестве, датчика температур! ~&оцмъз(>$ахая пслуврЬводниковяй. терцветор, которкГ: включайся в ода) пз плеч,'. хашркеяьшго' коста■поотояа-иого токе. Сигнал'рАОспглассвйацяг хфоворедешйдышй ваменввко-Teanepaïypu, факовровалад сааюгасцеа. ■Чувогвзмльиос'гь'чамзр!'-тсльвого кокала соотавяавл 0гС5»с, а (¡го пнзрщя .ие ярёвшша

О Л. о.

Изморсмпто глртякгтаюго расироделеппя злогсгролропоппэс-тп ирокопилась гжп.чуггй-'лграадскпа методом. В качество чувствительного ол<."лпт;з 'геиоткювалпсь ллптшювчо атокгродо, которно тиетаяиоь п кзиорителышй мост порок'шного тока.-ЭдектрптоскпП сппрл, подапаемш! с кзксрнтельаой доагеноля моста, усялнгадсо, дсгсктпровалея н фикспро^ачся сакоячсцсгь Иогр«п:1:оотх. опртчо гситп эдоктроиротюдггосп составляла О •КГ'*' с; *•/."., поотодип^л т>рпг."-*п/г - 0,1 с.

Дли ояродзлопшт скорости течения пснсиизоюясл дагпп; xr.ua ритора Сгщо;и1уоп и послодующдм прзсбразоЕаипеч скорости ого г»ргя?ипп п лчпульсп''!! электрический сигнал. Порог трога-цчя торгуется соогшунтл 2 см/с, погрешность изкорспвя -Щь.

Иапргласико тсчопкя определялось с лсмоаьп ферроз силового изморитоля, со стоячего из чувствительного элемента (шщук-ичоялогс» дятчлкп) л приемного устройства, связ.ишюс ме::;ду собой с оль с и ц-тр1' -'1:0 рг/а т оро; -1. В завиойкоогп от мзмзпошш поло-кепше датчика в глгяпгйрм поло Земли язмэшшюь п его выходное шшря-оииэ, которое подавалось на приемное устройство, п аатем, 11осле преобразования, - на индикатор папратления. Прапор позволял определить паправлешо с точноетыэ -3°.

Сродшш скорость ветра измерялась нестандартной индукционной всртуккоЛ тида ротора Савошгуса. Максимальная относи-тодылач зшбка гал^реши скорости ветра состазлгога 5%.

В разделах Я.2, 2.3 приведено оштегтлэ ,'ЩКЗГ, с поиощы» которого иросо»шоь хшерошш скорости точения как в морских, чап и в лабораторных уодовша» При шморониях во времл лабораторных экспериментов использовалсяН а ~/]/е лазер ЛГ-52-1, гпнерпруищпй 15 непрерывном режима одномодовоо лзлучонпо о ДЛИНОЙ волки 0,53 нкм, иощйостьо 18 мВт» Лазерный луч раэдеапвэл-гл, проводагось выраапасанпв пнтеноивпостп лучей, которые затем фокусировались в исодсдусмуа точку потока. Излучение, рассеянное гаафовоодаородаоотямп падкости, проходящими через точку пересечения лучзЯ, усаливалось 5ЭУ. Фототоя па выходо 50У ^геот составллЕауэ да доялерозской частоте , которая ро-

пгхгрпровмась о пемодья анализатора спэхтра или самописца.

Зпачениз регистрируемой доплерозской частоты линейно связано о велзчлноЗ скорости потока в точке пзросечанпя лучэЗ:

X - проекция вектора скорости потока яа перпендикуляр к направлению распределения лучзй.

лежащий в плоскости, образованной пересекающимися лучами;

О - угол между лучами в вакууме; Л0 - длина волны излучения лазера в вакууме. Коэффициент К не зависит от овойств исследуемой среды, а определяется только геометрией устонов- ■ ки и для каждой конкретной схемы ЛДКСТ является постоянной величиной. В нашем случае К = 3,6 кГц.с/с;л. Точность измерения скорости потока составляла 0,2 мм/с.

Для измерения скорости течения в морских условиях был создан морокой вариант ДДИСТ. Измерительная лазерная система размещалась в герметичном контеидеро, который, во время работы опускался на заданный горизонт. Питание забортной части аппаратуры и передача полезного сигнала осуществлялась'через кабель. Регистрация скорости течения проводилась с помощью приборов, распологензшх на борту судна. В рабочем режиме .ЛДИСТ излучение лазера, разделенное на два луча, выводилось через шшшшштор контейнера в исследуемую среду. Лучи лазера пересекались на расстоянии ~ I м от прибора. Рассеянное в области пересечения лучей излучение проникало через тот ке иллюминатор в контейнер, где происходило формирование полученного сигнала, регистрация, которого осуществлялась на борту судна.

В морском варианте ЛДИСТ использовался Не - /Уе дазор ЛГ-79 мощностью 17 мВт, работающий в непрерывном однокодовоы режиме на длине волны 0,63 шш. Точность измерения составляла 5% от величины, определяемой скорости течения.

Испытания, доводка ДДИСТ и рабочие измерения проводились на Черном море, с Атлантическом окбане и в Средиземном ыоре. Опыт работы о ДЕИСТ в морских условиях показал эффективность применения его длй измерения, скорости течения.

Глава Ш. ЕэршкодьЕап отруктура вод зедьф&воИ годы мора

Нормирование и изменчивость вертикальной структуры вод в шельфовои зоне моря происходи? в результате теплового и да-наыичеокого взаимодействия вел осферы и океана. При этом особенно важную роль играет иоле ветра, который приводит к развитию дрейфоьых а градиентных течений.

В данной главе исследуются особенности структуры и изменчивости гидрефазичаских полей в шельфовой зоне боспршшв-нох'с моря в области ыёзомасштабинх движений.

С этой целью е течение ряда лег проводились комплексные

измерения г'оти-фр К-тпкпзского и Крымского побережья Черного морц, Осишлше дпшчю получены не Кавказском полигоне, который харзитермустся равномерным изменением глубшш. Из— мерегот протес]1 и n i i с: г - ь сфодисй чаотг T^m.itx', что было обусловлено iieo'JyojfT'vncT'bn исследования структур1.) отратифициро- ■ ванного моря л тшгсеш«' аффектов, ссазонагс с прибреягшм мелководьем л ¡wwii границей одтиюптапьвого шельфа.

Во время (.'логооуточиих станций проводилось непрерывное вертикальное зондировать. температуру и электропроводности горской води от поверхности дпа о получасовым интервалом, G такой :.".е дискретностью г с. фиксировании: горизонтах через кая-дно 2 м глубш'ц измерялась скорость течения и его направление. Одновременно проводились измерения величины и направления скорости ветра, температуры воздуха и агмосфорного давления. Перподичес1ш измерялось поверхностное волнение.

Исслодовашш проводились в области малоизрезадного берега, где изыепенио рельефа доа в направлении, перпендикулярном к берегу, во много раз превышали вариации во вдольбереговом направлешш.

Кройэ того, били проведали исоледовшшл на шельфа Каспийского моря, во время которых проводились измерения скорости точения и температуры воды на различных горизонтах от поверхности до дна, а также величина и направление скорости ветра.

В разделе 3.1 приведем результаты измерений в шельфовoíi зоне Черного моря, дающие представление о фоновых условиях. В частности, рассматриваются данные (осредненные по каждой станции) о вертикальном распределении температуры а её дисперсии, ' профиля плотности морокой воды, числа Вяйсяля-Брента и числа Ричардсона.

На всех отааппях вертикальные профили температуры характеризовались наличием верхнего квазиоднпродного слоя, сезонного термоклша о резким увеличением вертикального градиента температуры п придонного слоя, в котором градиент Тг был незначительным. ' •

Вертикальное распрэделенпе плстноотп морокой води до гл^бш 'V 50 м определялось, в основном, характером изменсаяя температура.

Неучет изменения о глубиной солеяоста приводил к сшибке, ,'ие'превыаапцей'10^.' ■•..'.••

В раздело 3*2 ирпиадошг дашшо и реедвк гю;.р;;;>г,шис!С-~ kid: волей ее. изменение коля ветра, ¿налпз здокзуеяйЗ скорости вотри иг. многссуточпщг. сташел'с: покааапа vro а сблустк iresoMsempüOoB имели ис-сто брнзовпе колёбски:- ие;;я ветра.£аук-туицяи брасовою пол»'« астра в насаияцио вродя доста-

точно полно, однако ьопроо о решцп та(Г'С-|'лл:чзс1шх нолей нь воздействие бриза остается отлрачпм. В сача л с атиа tíuw; проведены кисгруыиитзл&низ к тоодапгчсскяс вселив и ваш:я воздействия брнза на ьерш.гш-иую струм ¿-ру иола скорости течения в тсхлгерйтури сорокой воды и, в часглссга, на сегошшй

Взе:алаый коррслянсошай; аналое ионьзг*, что рагуляряи:,-: лсреса-роШгш ¿pzsrourc ноля ветра «ссизетствокилн в:хепегс»? з: яела; еш.:: ьиркиеи грапшуг сезонного тсра.лупгаз ¡ которио Нрс;:с-Х0дкди с bCttSüjyflvJJi;.*.« JÍ2 3-S ЧС.С . nr!;OGi:rC.:;LIiO гетра. При поите с берега. v.c. обичии в дочке* врвзх сухо;:, се-* зоапий тегкяклки поддаслса, а дшл, ких'Д" >;р:сОлада,д взгер is сторо;:у ¿ериа, прэпсходоис cío о«5ШШ!:е. iipt* ото:.; амплитуде cuctpniiS ьсрхвкИ грсашщ сегехшого тс-родггиа, ио дшш:^-rap-.'ciii'íOi.'Kora ааа-аааа, составлю, ;л, к озгсуготвзе бриза i.(v;yíía;¡:í:; тор:га:лача с п^Ю'Япа: iieputy ;.:.; по лаоладагось.

3! течааке бркзеиеге никл в попехчеи'ойтноы слое поря

дпт;- течение, ;iara-a::a;:ea í: Серег,у. В пра-~ с,-;;с ^ап-а.^аисг ка:.тегеатхапг:' тан.:, лапраг^глшпп т: протчшелагигхуа счч-рог; . '"огллрл.'.ал.е ааорсатц точе-

прог.^гс;:;"!'" ап;;; на с-а час. схаипкгсгьно пе-

pecipeían. аетра, гааа^таё дрейрюта точения, со1л:а1,згс;его о наяраа^еяпл: спореат; петра, етааоылся гозаогля:;.: я условия;: гулкою г.зрл, гд^ гл-ячя:о ояли Kop;.e¿-;ca ¡..; ла па {гг-и'шшы о Tpoima.íc

Для пщро^слтчоаллз; плпй?- ив пордс-

дачоокос воздействие i:s?pa в раздела а,2 рассмотрена теорзт«« чеокая модель на щяпере орше. Ис::одгше уравионгл гвдроди-нагггкк шгхсгрьривыилсь ь пределах Eipioicro квагноднородного слоя, слоя скачка i: нрздоЕКого слоя, что позволило получить урагнецЕЯ, ue гавшещ:« он ЕорилалшШ координаты. Цра рассмотрено: ведячи Küno.ibacs¡:.iacL гшетеза к5запвраш1его"торао-ккш5 , i,с. погокгшп &шульс£ s твцла t сезошом торгдоклппе пренебрегалЕ. Ветер, ^оделиругакШ бриз, аадавался в виде сц~ нусовд&шнас колебании « ydisarauoil г, сторону поря.

Исследование характера колебаний сезонного термоклина в поле бриза сводилось к задаче исследования соответствующих колебаний полных потоков на шельфе. В результате рассмотрения задачи показано, что под действием бриза сезонный термоклин совершает колебания, запаздывающие относительно ветра ла~"4 часа. Особенностью получоппого решения являются наличие резонанса колебаний полных потоков в верхнем переметанном слое и колебаний верхней границы сезонного термоклина. Резонанс имеет место на ойроте 30°, где выполняется равенство параметра Корислиса и угловой скорости вращения Земли, и проявляется в виде возрастания амплитуд колебаний полных потоков в перемешанном слое и глубины залегания сезонного термоклина.

Спектральный анализ флуктуации скорости ветра показал, что наряду о бризовнми колебаниями имели место изменения о периодом 1,5-5 час. Исследование воздействия короткопериод-ных колебаний напряжения трения ветра на поле .температуры воды и скорости течения рассмотрено в 3.4.

Для выявления овязи мевду флунтуациями поля скорости ветра и изменениями вертикальной термической структуры был проведен взаимный опектрплышй анализ флуктуаций напряжения трения ветра Та я смещений слоя скачка. Показано, что в области частот и/? 0,2 - 0,3 цикл/чао значения когерентности превышали уровень значимости или были близка к нему. На частотах, соответствующих максимумам Та , значения когерентности соотавляли 0,66-0,75, что подтверздает возможность возбуждения колебаний олоя окачка полем ветра. Анализ данных показывает, что флуктуации напрягеаия трения ветра возбуждали в слое скачка первую моду. В. низшей моде распределение вертикальной скорости имеет ыакоиыум в терыоклине, область тормоклдна сннфазпй перемещается вверх ш вниз как одно целое. Во время проведения наших измерений сезонный термоклин был резким, что создавало условие для концентрации энергии в пизиой мода и приводило к его колебаниям как одного целого.

Взаимный спектральный анализ колебаний скорости течения на различных горпзоптсх показал наличие высокого уровня когерентности (0,7-0,8) я полозательной разности только в верхнем перемешанном слое. Нияа слоя скачка колебания скорости течения о периодами Та но наблодалиоь. Это свидетельствует о том, что из поверхностного слоя вниз распространялся поток импульса, обусловленный напряжением трения Еетра, но ниже

скачка плотности он на проникал, что вызвапо резки« уменьае-нибм турбулентного обмена в сезонном термокликэ.

Таким образом, в результате спектрального и взаимного спектрального анализа флуктуаций напряжения трения ветра, положения слоя скачка, температура и скорости точения, показано, . что существенный вклад в изменчивость вертикальной структуры вод шельфовой зоны моря вносят колебания поля ветра.

В разделе 3.5 приведены данные о суточном ходе температуры в поверхностном слое вдльфовой зоны моря. ■.

Анализ данных натурных измерений показал, что в шельфовой зоне, как и в открытом море, в результате периодических изменений проникающего в воду потока лучистой анергии и основных составляющих теплообмена океана о атмосферой, в поверхностном слое имеют место колебания температуры с суточным периодом. алеете о тем, в шельфовой зоне имеются свои, особенности. Так, суммарный теплообмен достигает минимального значения в дневные чаоы (14-16 час, время местное), максимальная отдача тепла в атмосферу происходит в 04-06 чао. Интересно отметить, что в открытом море (Пивоваров A.A. 1979) максимум суммарного теплообмена наблвдаетоя в 18-22 час, а минимум - в 06.00 - 10.G0 час. Такое различие можно объяснить бр^зевыыи колебаниями поля Багра. В дневное время обычно наблаздаатоа морской бриз, т.е. вхашиМ ватер с иоря, который препятствует испарению с водной поверхности. В ночное врьыя сухой ветзр направлен о берега, что а ьызывааг увеличение интенсивности испарения ßu • Кроме того, вследствие сравнительно большой разности температур воздуха и вода в дневное .время, турбулентный теплообмен 0Т илеет значительную величину (поток тепла направлен из атмосферы в море). Разность температур воды и воздуха достигает 2-й0, в то вреш как в оакры-хои нора обычное ее значение - Такое поведение потоков Qu а Вт , обусловленное особенности ре^&ш шельфовой гоны моря, и вызьг-вает аномальный но сравнению с сткрытш морен суточный ход суммарною теплообмена.

Б разделе 3.6 приведены основные характеристики мелкомасштабной турбулентности, измеренные в иальфовой scue коря при огокно-нш.оаных течение. Исследования проводились в летнее время, когда имел мзато устойчивый сезонный термошшн, о не-подвшгдой платформы, расположенной на еельфй Каспийского коря. Глубина в месте измерения составляла 37 м. Измерения пульсаций

скорости течения проводились с помощью термогидрометра о выносной 8-мзтровой консоли, с наветренной стороны. Анализ полученных данных показал, что вертикально? распределение коэффициента турбулзптной вязкости л масштаба турбулентности харак-торизоволоо7. наличием максимума в области дреОДового. течения, вблизи ко гр"шш потока лзблвдалооь угап.поние отш: величин.

Дисслодогяшгя пространственно'! структуры мелкомасштабной турбулентности в прцдошюм квазкоднородном слое иельфовой воин Черного корт била проведена синхронная регистрация пульсаций температуры в четырех пространств ешю-разпосешшх точках. Измерения проводились в 1,5-мотровом придонном слоз с по-моцьтз специально созданной системы, позволявшей устанавливать датчики вдоль тр?х взайяшперлэщцшуляргшх направлениях, одно га которых совпадало с направлением течения, и сохранять эту ориентацию при постановке прибора на дно с углом наклона до ^30° (раздел 3.7). Одновременно о помощью термометра сопротивления проводилось вертикальное непрерывное зондирование температура от поверхности до дна. Скорость течения измерялась на фиксированных горизонтах. Показано, что турбулентные температурные неоднородности в придонном олоа шельфовой зоны моря представляют собой объеыныэ образования, вытянутые вдоль потока. Скорость перемещения этих неоднородностей совпадает со скоростью течения.

Глава 1У. Циркуляция вод и ее влияние на структуру поля температуры в шельфовой зоне моря и в районах банок Прибрежная циркуляция вод, вызванная действием поля .ват-« ра, имеет свои особенности, обусловленный наличием берега и малых глубин. Для исследования этих особенностей в разделе 4.1 рассмотрена квазпотациоиарная задача определения гидрофизических характеристик в-шельфовой зоне моря при наличии сгонно-на-гонного ветра. При решении задачи в исходных уравнениях гидродинамики учитывался вертикальный турбулентный обмен теплом и импульсом, отратпфакмшя, трение о дно и наклон поверхности моря, обусловленный'огонами и нагонами вод. Влияние силы Корис-лйса не учитывалось. Считалось, что всэ величины, характерпзув-аие задачу, по зависят от вдольбереговой координаты. Течение в непосредственной близи от берега, гдэ может иметь место искривление береговой черты п сильное влияние горизонтального обмена колячзстбом движения, не рассматривалось.

.В результате рассмотрения задачи-били получены выражения

для определения скорости точения, толщина верхнего квазиоднородного слоя и рельеф свободной поверхности в шельфовой зоне моря,

В разделе 4.2 анализируются данные, получешша на прост- • раяствешшх разрезах, проведенных одновременно с июгосуточ7 ними станциями, Во время разрезов, перпендикулярных береговой черте, через кавдыз 100-200 м проводилось непрерывное измерение температуры от поверхности до дна, измерялась скорость течения, на фиксированных горизонтах и скорость- ветра. При нагонных ветрах было выделено три участка шельфовой зоны моря,в пределах которых характер вертикального, распределения температуры и скорости течения был подобен:

1. Прибрекная полоса квазиоднсродного моря, ограниченная зоной обрушения поверхностных волн п областью замыкания вертикальной циркуляции.

2. Зона квазиоднородного моря.

3. Зона стратифицированного моря, включающая область с четко выраженным сезонным термоклииом, вплоть до материкового склона.

На первом участке преобладаем вдольбереговоо течение, которое увеличивается по мере удаления от берега. На второй участке имеет место установившаяся нагонная циркуляция, характерная для мелкшс однородных водоемов. Вертикальная температурная стратификация здесь незначительна, температура воды- постепенно уменьшается от поверхности до дна.

На третьем участке вертикальная циркуляция осуществляется послойно. Одна яче&щ циркуляции наблодается в ВКС, а другая -в нихелакащем слое. В верхнем перемешанном слое дрейфовое н компенсационное противотечение форлируотся над сезонным теруо-клином.

Для объяснения наблвдавиегооя вертикального распределения скорости течения, рассмотрена упрощенная модель циркуляции вод в прибрежной зоне колкого двухслойного моря. Считалось, что по-лсаенво термоплана совпадает с границей раздела двух слоев, плотность воды п коэффициенты вертикального турбулентного обмена в которых постоянны и полный перенос аидкости в пврпендаку- • лярном к берогу направлениь отсутствуем.

В данной модели снла Кориодиса и горизонтальный турбулентный обмен количеством движения не учитывались. Пршиашлооь, ^о циркуляция формируется под действием поля ветра в направленна.

перпендикулярном берегу, где происходит постепенное уменьшение глубины, так что на некотором расстоянии глубина моря и толыг-на верхнего квазиоднородного слоя совпадают.

Сопоставление результатов теоретического расчета с даает-ми измерений показало, что рассмотренная модель правильно* аФь-яс1шэт основные особенности вертикального распределения скорости течение в прибрежной зоне стратифицированного мсрв,

,В разделах 4.3 и 4.4 исследуется влияние течения» Еа« формирование термической структуры вод шельфовой зоны моря. Отмечается, что при ветровом нагоне в прибрежной зоне имеет место замыкание вертикальной циркуляции, при этом наблкщается резко*»-заглубление изотерм. Ширина этой области составляет^ 200 м. С увеличением нагонного ветра эта зона перемещается в сторону берега и наоборот, при уменьшении ветра зона конвергенции удаляется от берега. -Получена-эмпирическая зависимость положения зоны 'конвергенции от скорости нагонного ветра.

На базе натурных данных показано, что при сильном вдоль-бореговоы течении характер изменения изотерм в перпендикулярном к берегу направлении качественно совпадает' о их поведением в случае нагонного ветра. Такая аналогия возможна за счет нагона при относительном увеличении влияния силы Кориолиса.

В разделе 4.5 рассматривается структура гидрофизических полей над топографическими особенностями дна в шельфовой зоне моря и над подводными банками. Анализируются данные морских измерений и проводится сопоставление их с результатами теоретических исследований..

Измерения, проведенные в XI рейсе НИО "Академик Петров-окий" в районах балок, показали, что подводные препятствия оказывают существенное влияние на структуру поля скорости течения и температуры воды.'

С точки зрения теории безразлично, расположена ли банка на гаельфо (имеется в виду достаточно протяженный и пологий с:ельф, для которого выполняется условиях L<г< L ) или в глубоком море. В этом случае основным ограничением является малость числа Кпбеля-Россби S-^L^Z , которое не зависит от глубшш (обозначения приведены шгхэ).

По ¡сосан о, что над банкой Ангар (Атлантический океан) изменение глубины залегания верхней границы сезонного термоклика достигает-^ 60 и относительно невозмуценного положения. То есть над банкой существуй? своеобразный купол холодной воды.

Скорость течения над вершиной банки также имеот.некоторые особенности: в БКС направление ее не изменяется, а в сезонном термоклине она испытывает отклонения по мере продвижения над банкой; вне банки движения трассеров происходят по траекториям, близким к эллипсоидальным.

Непосредственно над вершинами банок, расположенных в Атлантическом океана (с ярко выраженным термоклииом) и в Средиземном море (при слабо выраженном сезонном тормоклине в зимний период), наблюдались обособленные области с малыми поверхностными скоростями. Особшно ярко это проявилось над банкой "Китовая" (Средиземное море), где,по существу, находилась застойная область.

Наличие обособленных зон качественно моздо объяснить том, что при обтекании доотаточио высокого подводного препятствия стационарным потоком над последним возникает область аамгснутых линий, причем в однородной гшдкости эта область шоот форму столба, занимающего всю толщу жидкости от вэршшш препятствия до свободной поверхности (Козлов, 1983).

Возможность формирования захваченной аятицшуюнической завихренности над подводным препятствием во вращающейся • жидкости и подъем шпшоклина исследовалось нами во вращающемся цилиндрическом резервуара,_ по дну которого перемещалось препятствие. В случае заполнения резервуара однородной жидкостью всегда образовывалась столбообразная область, простирающаяся от препятствия до поверхности жидкости. Эксперименты, цровздэа-ные в двухслойной жидкости, показали, что имеат.мсото подъем шпшоклина, величина подъема которого зависит от относительной толщины верхнего слоя и перепада плотности в пикнокляне.

С целью обобщения натурных данных была рассмотрена задача об обтекании уединенного подводыого препятствия стационарным бессдвиговым западным потоком идеальной явдкости на f-> - плоо-кооти для модели двуслойного океана со стратифицированным ниа-ниы слоем.

В результате расомотрешш задачи для случая ооеоемметрич-ного препятствия было получено уравнение для олродалешш шп~ литуды смещения пикноклина:

&(.о) - (Ли VcCf * ShC|zp , ch(&-W)

Отсода видно, что смещение пикноклина прямо пропорционально высоте подводного препятствия h0 , оно зависит от относи-

тельной толщины верхнего к нижнего _А2= ф- слоев,

уменьшается о увеличением перепада плотности в пикноклипо -^г ~

и оно меньше, чем в модели с однородным нижним слоем. Здесь У - скорость невозмутимого потока, - характерные горизонтальные размеры шельфа и препятствия,В"А/ - частота Брента-Вяйселя в нижнем слое, я. = Я>у- °

параметр Кориолиса, б^-^^/^у), >

Для исследования зависимости формы поверхности границы раздела от стратификации нижнего слоя был проведен ряд численных экспериментов для препятствия косинусоидальной формы. Параметры Л /, , ^ и "¿х были зафиксированы, а в изменялось от О до 0,72, что соответствовало изменению частоты Брента-Вяйсяля в никнем слое от 0 до Было показа-

но, что увеличение стратификации нижнего слоя, помимо уменьшения- амплитуды возмущения пикноклина, приводит к расширении области, подвергнутой возмущению.

Сопоставление величины и формы смещения пикноклина над препятствием "гауссовой" формы и "сплюснутой" полусферы, измеренных в лабораторных условиях, с расчетными данными, показало удовлетворительное совпадение.

С целью выяснения особенностей горизонтальной циркуляции поверхностных ход над топографическими особенностями дна в раздела 4.6 проведено теоретическое исследование влияния низкочастотных внутренних волн, при учете составляющих угловой скорости вращения Земли, на структуру поверхностных точений для модели океана, в котором слой скачка разделяет однородный и стратифицированный слои. Показано, что внутренние волны полусуточного периода вызывают еллиптическио движения на поверхности океана, амплитуда которых связана с амплитудой внутренней йолич, а соотношение полуосей составляет Я/я. ( п - частота внутренней еолнн, я - параметр Кориолиса). Получению результаты свидетельствуют о тон, что для достаточно дл?ш-швс волн подобные эллиптические движения на поверхности оке®- ' гз могут быть весьма значительными, особенно над топографическими особенностями дна. Подученные данные свидетельствуют о возмояпооти определения параметров внутренних пот по структура поверхностных течений.

В разделе 4.7 рассматривается трансформация внутренних волн над подводными препятствиями (Ш). Исследование этого вопроса проводилось как в морских, так и лабораторных условиях,

В последнем случае измерения осуществлялись в прямоугольном канале, заполненным двуслойной жидкостью. Длинная внутренняя волна, генерируемая чоляопродуктором, распространялась над подводным "хребтом", перпендикулярным направлении ее распространения. Измерение горизонтальных компонент скорости волнового движения частиц в пресном и соленом сдоях на различных расстояниях от препятствия и над ним проводилось с помощью даСТ. В результате был обнаружен ярко выраженный максимум в низшем слое, который ~ в 2,4 раза превышая это значение в невозмущенной волне. Максимальное значение и2(Х) было несколько смещено за вершину препятствия.

Общим для Ы^Х) и является наличие максимумов

приблизительно одинаковой величины, расположенных на одинаковом удалении от переднего края препятствия при значениях КХ -- 1,7 и обусловленных взаимодействием частично отраженной от препятствия волны о прогрессивной волной. .

Показано, что над ПП косинусоидального профиля имеет мое-, то трансформация внутренней волны, обусловленная появлением второй гармоники. Энергия более высокочастотных гармоник в пределах инструментальной точности спектральных оценок была близка к нулю. Генерация второй гармоники происходят над вершиной ПП, где имеет место небольшая дисперсия в фазовая скорость второй гармоники меньше первой. За Ш фазовые охорооти обоих гармоник увеличиваются, увеличивается в их разность, что обусловлено ростом диопероии.

Анализ данных показал, что зависимость нормированной на свое максимальное значение долг второй гармоники от безразмерной координаты Х/А по оси канала имеет ыакоимум при$я0,4. В этой области процесс перекачки анергии из ооновной гармоники во вторую достегает макоимума. (Значение X » о соответствует вершине препятствия).

При дальнейшем распространения внутренней волны относительный вклад второй гармоники в общую энергию водны уменьшается. С другой стороны, относительная величина анергии второй гармоники достигает макоимального значения при касании пикно-клином вершины прегштотвия.

Глава У. Исследование процесса вовлечения

В этой главе рассматривается процесс вовлечения, на верхней границе сезонного термоклина в шельфовой зоне моря, а также на

- IS -

границе раздела д~удсдс?л;ся ллцц-сетп п лсссрахоршс;: условия::, глилачеиле, "'.о. процесс лереыеплпзаиля через границу раздал:;1 яготвостп,шее? мосте в случае турбулентного характера точешй' глдлап слое",! с ргппой ияотпссрыэ. Кс-пчиикои процесса вовлечл-ала яв.тасгсл гуроулситлость. перолдаелал рааллчллмп мелаклзМа-х мл, с iсм ллело siiyrpeiaiian гдлли^ллд.еиллл; лелламл. Стмечаед-!::•!. что вовлечении слгаалгллсд ллляала ал огрултуру л :гз. знч"~ ;-::суъ гл;:р-)!>!пкческях лолол n горл, я ч^стчостл, ела jjpnzow?-4 к грозил ссеиллегс термек.лид; л ллеллел-лла; кросдоик, к мзде-леллп уолглли верхнего пвлзледлслпдлоге слоя, к де лэрлепик пс~-лт ллстлсслд л скорое?;: тичипя п.'Дулз:; грллштк раздела.

Изучалае волдеделпл гл~ллл'Слсл золе морл лаллогсл паллдл" не талых для векамаппл ирололадддлх адаса зроцизеок, по л для ллллдюлля г,огшшзна вер!гилал1л:ого обкива чореа сезстшй терчо-Х'-ч л ел.ап с градиентамл плоткусг-я,

лсаладзллплз везлечелил е иереккх уелолдлх салзанс с рл-д-л- лалдасалЛ; лосгалу де'лллдлл дспакл; ллелласлсго меделлро" ааала алело явления в ладорйл'орлмд: угловла:. В результате гипс: акспарлдон'гов получен рад идтсроеалд л плчлл:: даашк о заделала; я^алах ироцесея аеалочзпия,. Одладо, до ип^тоян'.его вра» г:;лл j:с; 1" дедде" леиесп; о меддллаче лдлллп з ал ледоччллал: лурлулеладлагп, доддерлл:глглдл ала: подсел.

Г; рал-адад 5.1; 5,2 льлддл раеедодраа;; еуалоглугллие ладо-.л; Д:Л глеладалапля "рза,оа(л> леллилаалл. лрллллалл лелулешло лг'л делала еб уладдчаллл лсл:пл:ш ларлгаг" шзззкоднороднего

' л na:;i;ara" аеде !:арл лрд алаул'" ллл, огопде- лгголлчл ла дл-

. Ллл саглсдаллл алах-а Лаала л-апал' га7"тал дал л лл о хааа:"'э-

:ллл;ааал ал лаамоллл лгртллгл;ла;; агаллалалл ллл еларосли

1 а;Л':с!лл с е'мл'чага а:"]>—

¡/'с;пстеглграл' ул/аллл^ала с.д.аа л л. .а.арССи; л ¡ajaao'i л ала.;

<;аллл. ДЛД7 liciдралаладч"' лазл :лллл!ла лллалл;л;;лпч' праЛа • л" ллелее-:' Tciuiiiis, прл адед п ¡л'-еелаол лет"алллне образуется л-удадгда. еде. ^оргтруотся дспзддлта плдд!. еддзроднпл слой, '¡аллчад атодп алел со временем увеллчлч-егел, а взрттсальЕгд лгедлед? температуры уменкпетсп до подпело его печазновепгч.

Р.асеметре!!Угг> елктч дают осповелде отстать, что заглуйле-рг.с сезонного термокдкза прехсходпг за счет процесса вевлече-Чи1 бег.ео азотной ггядкостя в БКО. что подтверждается в сна.^!--г. с:' дозмелнчх нричпд нпЗлцяаскэгоел процесса.

Ддат дальнейшего лсаледолакдя зтого вопрааа Сала раесг.лгг-

рено уравнение баланса энергии, описывающее процесс вовлечения. Анализ отдельных членов уравнения с учетом данных пзкорэ-ний показал, что преобладающее влияние на вовлечение имеет процесс гонорации турбулентности над слоем скачка за счет сдвига скорости.

Более детальное исследование процесса вовлечения в морских условиях встречает значительные технические трудности, поэтому представляется важным проведение лабораторных экспериментов, направленных на выяснение механизма рассматриваемого явления.

В раздело 5.3, посвященном исследованию процесса вовлечения в лабораторных условиях, оссбоо внимание уделяется методике проведения экспериментов. Измерения проводились в специально созданном аэрогидрокапало с размерами 710 х 60 х 37,5 см? Перед началом эксперимента канал заполнялся соленой водой (7,5 -20© до глубины 15 см, затем прослой - до общей глубины 26 см. Высота воздушного туннеля составляла 11,5 см.

Во время эксперимента проводились измерения вертикальных профилей скорости ветра в воздушном туннеле, поверхностного волнения, вертикальных профилей скорости течения и солености, .' а такке пульсаций солености вблизи границы раздела жидкостей. Кроме того, проводилась кино-фотосъемка верхнего перемзшанно- • го слоя и границы раздела.'

Ветер, создаваемый в воздушны, туннеле, являлся единственным источником энергии, поступавшей в двухслойную вддкость. Под действием ветра в верхнем слое развивались дрейфовое и градиентное течения. Нижний (соленый) слой -оставался практически неподвижным. Средний наклон поверхности раздела жидкостей, возникающий при ветрвом.нагоне, составлял 0,02.

Разделы 5.4, 5.5 посвящены исследование вертикальной структуры потока в верхнем перемешанном слое двухслойной жидкости. Показано, что верхний слой модно разделить на три области: поверхностную, в которой окорость течения резко уменьшается; переходную - где происходит взаимодействие двух вотречных потоков (дрейфового и градиентного), и область компенсационного противотечения, расположенную в зоне относительных глубия, превышающих 0,45. .

Отмечается, что по мере развития вертикальной циркуляции над моделью берегового откоса в области нагона происходит • уменьшение т.олщины пикноклина и обострение ого верхней границы.

В прогивополонной части канала наблюдается увеличение толщины пшшонтина и размытость его границы, а таккз подъем ядра градиентного течения вдоль границы раздела. Это свидетельствует о наличии вертикальной скорости, которая в процессе формирования точения увеличивается и приводит к усилении выноса осо-лоизняой жидкости в область дрейфового течения.

В разделах 5.6, 5.7 исследуется зависимость скоро-ти вовлечения от устойчивости пограничного слоя. Приводится оценка до.'Л! снергии взтра, идущей на процесс вовлечения, которая составляет 0,2 - 0,3$.

Скорость вовлечения определялась по профилям условной плотности и по данным фотосъемки. Ее величина оставалась постоянной во время какого эксперимента и изменялась от 0,29 та/ч ас при устойчивой стратификации до 4,17 см/час при слабой устойчивости. •

Зависимость безразмерной скорости вовлечения от числа Рпчардоона обычно вкраяаэтся степенной функцией Е~!<{\1 о • В нашем случао значения показателя степени составили ГЪ я 1,1, а коэффициента К = 0,11 + 0,45.

Согласно данным (Гарнкч и др. 1978)' при диффузии турбулентности из верхнего'взволнованного слоя скорость вовлечения пропорциональна потоковому числу Ричардсона в степени - 3/2, а в случае ее генерации в слоях со сдвигом скорости - в степе-пи - I.

Поскольку в наших вксперимэптах показатель степени П. блике к -I, то есть основания считать, что турбулентность, влияющая па прс-цесо вовлечения, генерировалась, в основном, за счет сдвиговой неустойчивости.

Б рае-деле 5.8 рассмотрена физическая модель процесса вовлечения Еа границе раздала двухслойной авдкосгп. Отмечается, 'по была обнаружена "взрывая" неустойчивость на границе раз-дола в виде "протуберанцев". При атом наблвдался выброс соленой води в верхний слой. Для объяснения появления "протуберанцев" была привлечена теория ЭЯнштейяа-Ли, разработанная для условий твердой границы. В нашем случае число Ричардсона прэ-иллдз :фЛ';;чоскоо значопиз и для различных экспериментов оно бшш з пределах от 2 до 3. В этих условиях над скачкем плотности (как над квазшйсткой границей) форлцрует-ся вязкий подсохи, скорость течения в котором возрастает линейно. Со временем подслой увеличивается за счет вязкости, а вертикальный

профиль скорости течонш в нем обостряется. В некоторый мочоаг число Рейнольдса достигает критнчоскох'о значения и надело! отз-носнтся неустойчивым. Б момент его разрушения, еонроволцзязе-гося появлением "протуберанцев", т.о. выбросов соленой воды в верхний, белее легкий слой, происходит шзремзшпвапко глдкосхи в пограничной области и в прилегающее к ной областях. После этого начинается новый плавный рост вязкого подслоя, который завершается следующим актом перемешивания. Таким образом, происходит процесс вовлечения нетурбулизированной клдкоотц в ворх-шШ хорошо переметанный слой. Наличие двух мехаштзмоз (едпиго-вого и взрывного) энергоснабжении процесса вовлечения приводит к тому, что значение показателя степени /I становится несколько больше одшшш.

Таким образом, показано, что при исследовании процесса ВОВЛОЧОНИЯ В устойчивой двухслойчой ЖИДКОСТИ наряду с ди'Тф'узи-ошшм п сдвиговым механизмш'л гонорацни турбулентности, дооо-ходимо учитывать ш!зкочасготныа колебания вязкого ламинарного подслоя над пикнеклином.

.В раздело 5.5 рассмотрено влияние внутренних волн па скорость течения в двухслойно!! жидкости л процесс вовлечения.

Отмечается, что во время проведения экспериментов по исследованию процесса вовлечения регулярные внутренние полны не наблщаалиоь, В тех случаях, когда они имолп место, гаашкуда била незначительной, что затруднял: определение шс юияпкя на процессы, происходящие на границе раздела двухслойной ецгпозш.

Для исследова1ШЯ этого вопроса была проведена сорил с:ш-цпалышх экспериментов в прямоугольном открытом капало, ззпол-нешюм двухслойной аддкостьо. Внутренние вол.'ш создавались вол-нопродуктором. Поверхностные волны при атом до.возбудцалиоь. Измерения скорости течения проводились ДПЯСТ. Впутрошшэ волны регистрировались о помощью струнного волнографа. Измерение вертикальных профилей горизонтальной компоненты орбитальной скорости проводилось ОТСТ при различных значениях шр:юдоп внутренних волн и на разных расстояниях от линии уреза воды. Синхронная регистрация скорости течения и внутренних воля в одной . и той же точке измерения позволяла получать значения скорости в разных фазах волн. Вертикальное распределение горизонтальной компоненты скорости внутреннего волнового переноса (ВВП) определялось осреднением горизонтальной компоненты скорости вдоль изопик за период внутренней волны. ,

При наличии берегового откоса ВВП возбуждает две ячейки вертикальной циркуляции, соответственно для пресного и соленого слоев. По мерз приближения к линии уреза скорость ВВП в соленом слое возрастает быстрее, чем в Пресном. ВВП оказывает елилшю на фота.жррвание профиля скорости течения над пшшокли-пст.5 я, следовательно, на процесс вовлечения.

В этом же раздело рассматривается генерация турбулентности внутренними волнами. Исследование этого вопроса является вазтакгл не только с точки зрения процесса вовлечения, но и в связи с необходимостью объяснения источников турбулентности в глубинных слоях океана.

Известно, что одним из основных источников турбулентности в толца океана является гидродинамическая неустойчивость внутренних волн и их разрушение. Хотя по мнении многих ученых явленно ррзруиеиия внутренних волн в океане реализуется не так часто. К тому же, как отмечал Грегг (1980) ни сдвиговая неустойчивость. Кельвшш-Гелылгольца, ни механизм дифференцпально-дкффузкошюЗ конвекции не являются доминирующими. Хотя проявления их действия и тлеют меото, но эти события достаточно ред-Х£й и требуют для своего осуществления определенных специфических условий. Кроме того, только проявлением этих двух механизмов нельзя объяснить тот уровень турбулизации, который кеблю-• деется в основной, толщэ океана.

Проведенные нами исследования показали, что в устойчивой прогрессивной внутренней Еолпе без признаков разрушения в зонах дстёргенцни и конвергенции имеет меото значительное увеличение среднеквадратичных пульсаций скорости. Поэтому этот механизм гекорашга турбулентности необходимо учитывать при ио-плбдоваикп процесса вовлечения в■стратифицированной жидкости.

■ ■ В зйаагюннп сформулкповаяы основные научные результаты, ппл^че.чнпз в дкееертеднп, когорые состоят в следующем:

I. Остановлен "селективный" характер реакции вертикальной структуры вод. в.'шольфовой зона стратифицированного моря на иэ-ивпеши ккпряпвшш грения ветра Хл. в области мезомасатабов. НиЗЕйтасгогдыэ изменения (от 2 до 0 час) приводят к ко-

лсбггнзяа скачка плотности-в целом, т.е. к генерации низшей мо-дл гаутрзаней волны с периодом . На вариации напряжения прения 29Тра.с■иариодрмк десятков кинут откликается уке не весь схоЛ скачка, а отдельные прослойки плотности! где и локализуйся п!1угрэ1:нзе еолш.

При нагонном ветра в прибрежной зоне формируется зона конвергенции а имеет место фракционные вихри, размеры поторцх уменьшаются в сторону берега. При усилении ветра зона конвергенции смещается в сторону берега.. '

2. Показано, что под действием бриза происходит переформирование вертикального профиля скорости течения и колебгиие сезонного термоклина с суточным периодом, на шельфе Черного моря они происходят с запаздыванием относительно изменений скорости ветра на 4 час. На основе теоретической модели показано, что реакция верхнего слоя океана на брйэ имеет реэонан- ' сный характер, который приводит к росту амплитуды колебаний ЕКС, а также к задержке (сдвигу фаз) этих колебаний относятся:.-', но ветра. Бриз на резонансной широте, равной 30°, может сильно раскачивать термоклин и даже, при определенных условиях, разрушать его, вызывая перемешивание на шельфе. При этой колебания в ЕКС отстают от изменений ветра на 6 час. На низких широтах этот сдвиг составляет 12 час, а на полхюе он равен нулю.

3. Измерения в морских и лабораторных условиях показал», что внутренние волны без признаков.разрушения приводят к волновому переносу. В условиях прибрежного шельфа "внутренний" волновой нагон формирует вертикальную циркуляцию выше й ниже скачка плотности. Установлено", что в областях дивергенции и конвергенции внутренних волн имеет место увеличение среднеквадратичных пульсаций скорости течения.

4. Обнаружено, что в стратифицированном по плотности океане над подводными банками происходят подъем сезонного тёрмо-клина, т.е. существование.своеобразного купола холодной воды. По данным измерений высота такого купола над б. Ампер достигает /^60 м. относительно невозцущеннего состояния термоклнна. Установлено, что величина деформации сезонного термокяика зависит от высоты банки, скорости течения, перепада плотности в пвк-ноклине, относительной толщины верхнего квазаоднородного слоя

■ степени стратификации вод ниже териоилина; при усилении стратификации деформация сезонного термоклина уменьшается.

5. Установлено, что при распространении внутренних воли над подводными препятствиями происходят генерация второй гармоники. Определены параметры, влияющие на эффективность перекачке энергии из основной гармоники во вторую. Отношение энергии вто-

рой гармоники к первой может

достигать ЛУ 60%.

6. Показало, что внутренние волны вызывают эллиптические движения на поверхности океана, Для длинных волн такие движения весьма значительны. Особенно этот эффект проявляется над топографическими. особенностями дня. Такая связь поверхностных течений и внутренних волн позволяет определять их параметры диотанцйсшнгш методами.

,7. Ецпвлена взрывная неустойчиЕос?ь на границе раздела двуслойной глдкости, влияющая на процесс вовлечения. Неустойчивость проявляется в виде "протуберанцев", которые сопровождаются выбросом соленой воды в. верхний более легкий слой. Результаты анализа показали, что этот процесс удовлетворительно описывается теорией колеблнцегося вязкого подслоя Эйшптейяа-Ли.

.8. Впервые в океанологической практике создан морской лазерный доплеровокий нзмЭрнтель скорости течения, позволяющий измерять: lie только осредненные значения скорости, но и ее среднеквадратичные пульсации.

Основные результаты диссертации опубликованы в следующих работах:

■1 I. Шелковников Н.К. О тарировке термогидрометров. - Вестн. Моск. ун-та," сер. физ.,' астрон., 1971, № 5, с.620-621.

• 2. Шелковников Н.К. Определение параметра шероховатооти и высоты логарифмического слоя над дном в прибрежной зоне моря,-Взотн. Моок. ун-та, 1972, а 3, 0.282-286 (совместно о Добро-■кдонскиы C.B.«Махровым В.Ф.).

• .' 3. Шелковников Н.К. Методика для исследования структуры турбулентных-потоков. - Вестн. Моск. ун-та, сер. физ., астрон., 1974, й 2, о. 205-209.

4. ¡Полковников Н.К. Прямые, измерения характеристик мелкомасштабной морской турбулентности о неподвижной платформы в открытом i!opo. - Изв. АН СССР, SAO, 1975, r.II, Л II, о. 845-850 (сошастпо о Арсеньевич С.А., Добр.оялонским C.B., Манедо-

' ВШД P.M.). '

5. Шалковников. Н.К. Влияние операции скользящего среднего ш определенна параметров турбулентных неоднородностей..- Вестн. líóciú ун-та, сер. физ., астрон., Ï975, HI, c,III-II3.

■ S, Шелковников Н.К. О пространственной структуре термо-ялпаа в приброгшой частя моря. - Вестн. Моок. ун-та, сер. фаз., астрон., 1975,'й 2, с. 219-221...' ,

7. Шелковников. Н.К., К дапа1Лико тершюшна в прибрежной части моря.!, - Веотн.'Иоок. ун-та, сер. физ., астрон., 1978,

т. 19, I, с. 9-13 (совместно с Селезневы« H.H., Твкофза-сш Q.B.).

8. Шелковников Н.К. К определении вреыани якзни ноодоо-родностей в турбулентных потоках. - Вост. Моск. ун-та, сгр. физ., астрон., 1978, $ 3, с.81-85.

9. Шелковников Н.К. Измерение скорости потока в канале лазерный допплеровскнц гидрометром. - Вост. Иоск. ун-та., сэр. фаз., астрон., 1979, т.20, № 4, с. II0-II3 (совыестко с Розановым В.В., Солниевым М.В., Замятиным A.A.).

10. Шелковников Н.К. Исследование структуры потока жидкости в канале оптическим допплеровскам гидрометром. - Метеорология и гидрология, 1980, tf II, с. 4-44 (совместно с ГУсэ-вым A.M., Розановым В.В., Солнцевым И.В.).

11. Шелковников Н.К. Экспериментальные исследования динамика границы двухслойной жидкости. - Вести. Моск. ун-та, сер. фаз., астрон., 1$30, т.21, № I, с. 69-74 (совместно с Ллявда-ным Г.И., Зайцевым С.Ы.).

12. Шелковников Н.К. Исследование структуры дрейфового а компенсационного течения вблизи модели берегового откоса. Вестн. Моск. ун-та, сер. фиэ., астрон., 1930, т.21, № 3, с.53--57 (совместно с Коытобойцевой Н.В., Новочинсюш С.П.).

13. Шелковников Н.К. О(прибрехной пнркулшяи, обусловлен- , ной сгонами и нагонами вод, - Вест. Моск. ун-та, сер. физ., астрон., I9Ö2, т.23, & 4, с.25-29 (совместно с Арссньежы С.А.).

14. Шелковников Н.К. К вопросу об установившейся циркуляции в мелком море. - Вести. 11оск. ун-та, сер. фнэ., астрой., 1962, т.23, * 3, с.66-69 (совместно с Новочинскпи C.U., Раки-тиной И.С.).

15. Шелковников Н.К. Исследование циркуляции вод прибрежной зоны моря. - Изв. АН СССР, ФАО, К02, № Ö, с.870-870 (совместно с Ракнтиной И.С.).

16. Шелковников Н.К. Измерение свороста морского теченял

с помощь!) лазерного доппларовского гидрометра.-Пвсьиа в ЕЮ, т.8, вып.15, с.937-940 (совместно с Розановым В.В., Чврканнм A.C.).

17. Шелковников Н.К. Исследование гидрофизических пронес- . сов прибрежной зоны мсрл. - Вост. Uock. ун-та, сор. фаз.,астрой, 1932, т.23, № 2, с.52-57 (совыестко с Тимофеевым В.В.).

18. Шелковнахов Н.К. Экспериментальное нсследосаияэ процесса вовлечения в двухслойной жидкости. - Онеанология, 1932, т.22, вып.2, с. 196-203 (совместно с Аллвдяным Г.И.).

19. Шелковников H.K. Исследование процесса вовлечения на границе раздела двухслойной ладкоста. - Метеорология и гидрология, 1983, й I,. 0.61-56.

. 20. Шелкрвнпков Н.К. Исследование процесса вовлечения в иельфовой зоне моря. - Вест. Моск. ун-та, сер. физ., астрон., 1963, т.24, № 3, о.12-17 (совместно о Тимофеевым В.В.).

21. Шелковников Н.К.'Исследование вертикальной структуры деятельности слоя моря о помощыэ ЛДГ. - в cd. "Природа океана", Ы., Изд. МГУ, о.138-143.

22. Шелковников Н.К. Новый класс спиральных течений падкости з бассейне на наклонной плоскости. - Вестн. Моск. ун-та, оер. фаз., астрон, 1983, т.24, 1S 4, о.36-39 (совместно о Арсеньевну С.А). •''-."

/ 23, Шелковников.Н.К. Упшрениа спектра сигнала лазерного шшэрителя скорости при наличии градиента скорости потока. -КвантЬвая Электроника, 1983, Ji 10, 0.2Ю1-2Ю4 (совместно о Розанова В.В., Чиркиным A.C.).

'24. Шелковников Н.К. О влиянии оилы кориолиса на внутреннее волны малой амплитуды в двухслойном океане. - Метеорология И гидрология, 1984, Я 6, с.61-67 (совместно о Тимоновым Н.Б.). 1 * Й5.Шелковников Н.К. Экспериментальное исследование взаимодействия градиентного течепжя оо слоем скачка плотности. -Веста! Моск. ун-та, сер. фаз., астрон,,1984, JS I, о.18-22 (совместно о Нсеочинскем О.М.). •

'26. Шелковников Н.К. О воздействии бриза на термическую структуру прибреиных вод. - Изв. АН СССР, ©АО, 1984, т.20, 5 4, 0.326-328 (совместно о Тимофеевым В.В,).

27, .Шелковников П.К, .0. елияшш ветра на течения в устьях рзк. - Океанология, IS84, т.24, вып. 2, с. 263-269 (совместно 'о 'Арсеньевны С.А.).

. 28'. Шелковников Н.К, К вопросу' о влиянии конуса Тейлора-líorra'.ua структуру доля .плотности в стратифицированном океане о нккноклияоч.' г Изв. АН СССР, Щ.0, 1985, т.21, 0.762-758 (оооэотпо.о Тпгдоновш Н.В,), •• • -

?,Э. Шелковников Н.К. ,0 трансформации низкочастотных внут-рзвнлх волн1 над среднвмасштебяымп подеоднымд препятствиями, -Bec'í, Моей. ун-та,' сер,"фаз,, астрон,, I9ES, .'5 б, с,93-9-1 (совместно о Тимоновым М.Б.).

30. Шелковников H.K. О деформации пикиоклина при тот- • графическом циклогенезе в двухслойной вдкостн. - Изв. АН СССР, ФА0, 1987, Jâ 6, о.653-641 (совместно с Тимоновим Ы.Б.).

31. Шолковников Н.К. Трансформация дленных внутренних. воли над подводнкм хребтом. - Изв. ЛИ СССР, ФЛО, 1937, й О, о. В59-852 (совместно с Тимоновым М.Б., Тупоргапшш В.Н»),

32. Шелковников Н.К. О внутреннем волновом переноса в двухслойной гадкости. - MEZ, 1987, }» 3, о. 60-вЗ (совместно о Тимоновым М.Б., Туноршлным В.Н.).

33. Шелковников Н.К. Генерация второй гармоники во внутренних волнах над подводными препятствиями. - Препринт, физический факультет МГУ, 1987, й 23, с.1-5 (совиеотно"о Армзовш В.Ю., Тупоршшым В.Н.).

34. Шелковников Н.К. Лазерная диагностика мороких течений. - Изв. АН СССР, ЗАО, 1988, т.24, J» 9, о. 98Ô-992 (совместно о Гуоевыы A.M., Розановым В.В., Члркшшм A.C.).'

35. Шелковников Н.К. Динамика вод шельфов. - Изд. Моск.' ун-та, IS39, о. 94 (совместно с Арсеньевны С.А.).

3S. Шелковников Н.К. Динамика морских длинных волн. -Изд. Моск. ун-та, 1991, о.88 (оовыестно о Арсеньевны С.А.).

Подписано ъ почать И &Û.

Типография ХОЗУ !&на>гстроя СССР

Тирад .