На первый взгляд физика океана представляется довольно узкой специализацией современной науки.
Однако здесь как нигде более отражена диалектика развития науки на современном этапе, когда, с одной стороны, происходит процесс дифференциации и узкой специализации отдельных отраслей науки, ведущих к углублению наших знаний, а с другой стороны — их синтез. Типичный пример такого синтеза — современная океанология, которую можно определить как науку о физических, химических, геологических и биологических процессах, происходящих в Мировом океане. Вследствие единства среды, в которой протекают эти процессы, многообразия взаимодействий между ними и единства основного технического средства их исследований (научно-исследовательских судов) эти процессы составляют единое целое.
Таким образом, физику океана можно определить как отрасль океанологии, объектом исследования которой служат физические процессы, протекающие в Мировом океане. Физика океана, в свою очередь, делится на ряд еще более узких специализаций, отвечающих соответствующему делению процессов: гидромеханику океана, оптику океана, ядерную гидрофизику океана, акустику океана. Следует упомянуть и такие разделы океанологии, тесно примыкающие к физике океана, как спутниковая океанология и морская метеорология. Оптика океана изучает процессы распространения светового поля в океане, а именно: оптические свойства морской воды, характеристики светового поля в океане (в основном поля дневного света) и принципы оптических методов для изучения физических процессов в Мировом океане. Ядерная гидрофизика включает изучение закономерностей формирования и распространения в Мировом океане полей радиоактивных веществ. Областями ее интересов служат исследования источников радиоактивных изотопов и полей ядерных веществ на поверхности океана, глубинное распределение изотопов и, наконец, прогноз радиационной обстановки в Мировом океане. Специфика ядерной гидрофизики заключается в необходимости и умении измерять исчезающе малую радиоактивность на фоне довольно сильных помех. Акустика океана изучает особенности распространения звука в морской воде. Спутниковая океанология — новая, интенсивно развивающаяся отрасль физики океана, в перспективе призванная с помощью приборов, установленных на искусственных спутниках Земли, космических станциях, к обеспечению информацией о крупномасштабных процессах в океане. Морская метеорология, по сути, составляет частный раздел общей физики атмосферы, но раздел весьма важный для изучения процессов взаимодействия океана и атмосферы.
Гидромеханика океана
Объектом исследований гидромеханики океана служат происходящие в Мировом океане движения водных масс. Характерные размеры и времена этих движений многообразны — от тысяч километров и нескольких месяцев или даже лет (главные океанические течения) до сантиметров или даже миллиметров и минут или даже секунд (турбулентность в океане).
К процессам с временами в сотни лет и более, т. е. к процессам, характеризующим междувековую изменчивость относятся глобальные колебания уровня Мирового океана с амплитудой порядка десятков метров.
Изменчивость — изменение только величины или величины и направления какой-либо характеристики за некоторый промежуток времени; например, изменение температуры и солености морской воды или изменение величины и направления морских течений и т. д.
Колебания климата с периодами в десятки лет служат примером внутривековой изменчивости, проявляющейся, например, в изменениях средней температуры и солености океана. Знание особенностей сверхдолгопериодных колебаний имеет значение при построении теории климата.
Общая циркуляция океана и атмосферы. Общую циркуляцию атмосферы вполне можно назвать основным двигателем океана. Что же заставляет работать этот двигатель? Работа атмосферы как теплового двигателя происходит следующим образом. Излучение Солнца в разной степени нагревает Землю (сушу и океан) и атмосферу у экватора и у полюсов. Воздух у экватора нагревается длинноволновым излучением с поверхности океана, становится легче и всплывает, т. е. у экватора создается восходящий поток воздуха. У полюса ситуация противоположная — там происходит охлаждение воздуха и создается нисходящий поток. Холодный воздух от полюса вдоль поверхности Земли перетекает к экватору, а в верхних слоях атмосферы воздух перетекает от экватора к полюсу. Таким образом, ветер вроде бы должен быть направлен с севера на юг у поверхности Земли в Северном полушарии (в Южном полушарии с юга на север соответственно). Однако вращение Земли существенно изменяет эту картину — оно приводит к появлению дополнительного ускорения, направленного перпендикулярно к вектору скорости и вектору вращения. Вектор вращения Земли направлен от южного полюса к северному (направление дополнительного ускорения, называемого «ускорение Кориолиса», будет положительным, если положительно векторное произведение вектора скорости на вектор вращения). В результате этого движение воздушных масс от полюса к экватору в нижних слоях атмосферы отклоняется к западу, а движение от экватора к полюсу в верхних слоях отклоняется к востоку. Вращение Земли, а также гидродинамическая неустойчивость дробит одну ячейку общей циркуляции на отрезке полюс—экватор на три, причем в средних широтах действует ячейка с обратным направлением циркуляции. Кроме того, в атмосфере действуют многочисленные факторы, приводящие к появлению пространственной неоднородности давления, температуры, влажности и ветра, что приводит к весьма сложной и сильно изменчивой картине общей циркуляции атмосферы.
Ветер при взаимодействии с водной поверхностью теряет часть своей энергии, отдавая ее водным массам. В результате ветрового воздействия в океане возникают волны на поверхности, обрушение которых приводит к появлению турбулентности в верхнем слое океана.
Под обрушением понимается процесс, при котором под действием ветра изменяется гладкая форма волны, появляется острый, загибающийся по направлению гребень, который затем опрокидывается.
Ветер, увлекая массы океанской воды, создает также и дрейфовые течения. Представим себе гипотетический океан, заполняющий прямоугольный бассейн, ограниченный берегами на 90° с. ш., 60° ю. ш., берегами на западе и востоке и не имеющий меридиональных берегов в Южном полушарии примерно от 40 до 60° ю. ш., что отражает существование Антарктиды и области океана, омывающего Антарктиду. Пусть над таким бассейнам существует система ветров, которая приводит к появлению кругооборотов, соответствующих основным дрейфовым течениям в океане. Конечно, такая схема слишком примитивна и проста и служит лишь удобной формой иллюстрации. Механизм создания течений гораздо более сложен и многообразен.
Каковы же основные физические причины возникновения так называемых главных морских течений, захватывающих большие слои океанской воды? Основной причиной всех движений морской воды служат неоднородности ее физических характеристик, как пространственные, так и временные. Попытаемся объяснить это на простых примерах. В океане с большой точностью выполняется условие гидростатики, т. е. давление в какой-либо точке океана определяется весом столба жидкости, расположенного над этой точкой. Вспомним сообщающиеся сосуды — жидкость перетекает в тот сосуд, где давление меньше. Большее давление может быть создано как подъемом одного из сосудов, так и заполнением одного из сосудов жидкостью другой плотности. Можно представить себе и более сложную картину — например, сообщающиеся на разных уровнях сосуды, заполненные многослойными жидкостями с разными плотностями, при этом можно так подобрать эти плотности и толщину слоев, что на разных уровнях жидкость будет течь в разных направлениях. В океане происходит то же самое. Дрейфовые течения путем нагона воды ветром на очень больших расстояниях создадут изменение уровня океана (эквивалентно подъему одного из сосудов) и тем самым разницу в давлении на этих расстояниях (разница давления, отнесенная к единице расстояния, носит название градиента давления). Горизонтальные градиенты давления в океане создаются также за счет изменения атмосферного давления на поверхности океана (подуйте резко в один из сосудов!) и горизонтальных изменений плотности, вызванных изменением солевого состава морской воды за счет испарения, выпадения атмосферных осадков и стока речной воды, а также изменением температуры воды при нагревании и охлаждении (в одном из сосудов более тяжелая, например, более соленая вода). Естественно, что для океана, как и для атмосферы, вращение Земли имеет большое значение.
В океанографической практике вычисляются распределения давления, представляемые в виде карт динамической топографии, т. е. карт высот поверхностей, на которых давление постоянно (изобарических поверхностей). Такие карты позволяют вычислять геострофические течения, возникающие как следствие баланса силы горизонтального градиента давления и отклоняющей силы Кориолиса. Геострофические течения, рассчитываемые по картам динамической топографии, отражают картину реальных течений за пределами поверхностных и прибрежных слоев. В поверхностных слоях в результирующее течение заметный вклад вносят возбуждаемые влекущим действием ветра дрейфовые течения. Система основных крупномасштабных движений океанских вод (к которым относятся главные океанские течения и дрейфовые течения), осредненная за длительное время в глобальном масштабе, и называется общей циркуляцией океана. Ясно, что исследовать общую циркуляцию океана в отрыве от изучения общей циркуляции атмосферы нельзя.
Методы изучения общей циркуляции океана и атмосферы включают экспериментальное исследование этой сложной системы и развитие ее теоретических моделей, позволяющих понять существующие причинные связи и составлять прогноз возможных изменений. Можно представить себе всю сложность, многообразность и огромную стоимость исследований. Экспериментальные данные о крупномасштабных процессах в океане и атмосфере получаются через разветвленную сеть наблюдений, составленную из метеорологических станций, судов погоды, океанологических научно-исследовательских судов, искусственных спутников Земли. В последнее время в наблюдениях за океаном принимают участие и космонавты с орбитальных станций. Организацией наблюдений, сбором информации, координацией усилий отдельных научных коллективов заняты академии наук СССР и других стран, Всемирная метеорологическая организация, Международная ассоциация физических наук об океане и атмосфере, ЮНЕСКО и другие организации. Поскольку рассматриваемые процессы глобальны, они требуют для своего изучения и глобального объединения усилий человечества!
Что же известно об общей циркуляции океана и атмосферы, формирующих ее на сегодняшний день, каковы вклады основных физических процессов и что ожидается в экспериментальном исследовании в ближайшее время?
Приток энергии к системе океан—атмосфера извне характеризуется величиной солнечной постоянной, равной количеству тепла, падающего от Солнца, на единицу поверхности Земли в единицу времени и составляющий 2 кал/см2 мин (или 1,4 кВт/м2). Около 30% солнечной энергии отражается и уходит в мировое пространство, лишь примерно 25% солнечной энергии из-за поглощения атмосферой достигает поверхности океана, часть ее отражается (8—10%) и большая часть поглощается относительно тонким верхним слоем воды (на глубину 100 м проникает не более 0,5% энергии). В специальной литературе имеются карты средних за большие промежутки времени потоков тепла по поверхности океана.
Характерный пространственный масштаб атмосферных движений равен 1000 км, скорость — 10 м/с, характерное время — около суток — типичное время синоптических процессов в атмосфере. Процессы с характерными временами более суток принято называть долгосрочными. Скорость переработки энергии в атмосфере (т. е. передачи энергии, отнесенной к единице массы, в единицу времени) равна 4 см2/с3. Напряжение трения (сила, приложенная по касательной к единице площади) ветра на поверхности океана равно 1 дин/см2.
Приток энергии от атмосферы к океану происходит при различных пространственных масштабах. Значение поглощаемой и перерабатываемой океаном энергии огромно. Так, за год океан поглощает около 3·1020 (примерно 40000 млн. МВт) ккал солнечной радиации.
Теоретическое изучение системы океан—атмосфера составляет труднейшую задачу гидромеханики океана. Одним из наиболее перспективных является метод математического моделирования, заключающийся в решении системы уравнений гидродинамики для атмосферы и океана, с учетом обмена между ними количеством движения, теплом и массой. В настоящий момент имеется ряд разработанных и испытанных моделей общей циркуляции океана и атмосферы как у нас в стране, так и за рубежом. К ним относятся, например, модели Лаборатории геофизической гидродинамики Принстонского университета (США) и модели Института океанологии АН СССР. Для первых расчетов использовались совсем простые модели, в которых распределение суши и океана было схематически упрощено, а в дальнейших моделях реализовывались уже более отвечающие действительности картины моря и суши.
В чем практическая значимость математического моделирования общей циркуляции океана и атмосферы? Прежде всего, в том, что оно создает основы для количественной теории климата и для гидродинамического прогноза погоды. В модели легко менять различные параметры и прослеживать, к каким изменениям это приведет. Например, можно изменить скорость вращения Земли и солнечную постоянную (модели для других планет), проследить, к чему приведет загрязнение атмосферы продуктами жизнедеятельности человечества, можно рассчитать последствия растопления Ледового покрова Арктики или Антарктики; в модели одним росчерком пера «сносятся» горные хребты и «перекрываются» морские проливы и анализируются «климатические» и долгопериодные «погодные» последствия таких «деяний».
Кроме математического моделирования, позволяющего, кстати, не только глубже понять существующую ныне картину, но и реконструировать ситуации, имевшие место в далеком прошлом нашей Земли, используются и аналитические методы, помогающие быстро получить качественные оценки тех или иных эффектов. Примером может служить применение методов теории подобия для изучения глобального взаимодействия океана и атмосферы. Такая теория на основе законов сохранения массы, энергии и момента количества движения приводит к простым соотношениям между основными физическими характеристиками общей циркуляции океана и атмосферы.
Океанические течения (крупномасштабные движения) Мирового океана составляют объект пристального внимания человечества уже несколько столетий. Нет необходимости доказывать практическую значимость сведений о крупномасштабных течениях для судоходства в океане. Первые сведения об основных течениях основывались на наблюдениях моряков и «бутылочной почте». Сглаженная, стационарная картина основных океанских течений приводится на картах. Однако не следует думать, что на картах полностью отражена имеющаяся в природе картина течений. Степень изученности течений Мирового океана оставляет желать лучшего, так как прямых инструментальных измерений течений при помощи самописцев за всю историю изучения океанов выполнено всего лишь около 1000. В основном интенсивность и направление течений определялись расчетным путем по результатам измерений температуры и солености на так называемых гидрологических станциях, количество которых по всей акватории Мирового океана около 200 000. Во-вторых, система крупномасштабных океанических течений обладает междугодичной изменчивостью, проявляющейся в согласованных изменениях состояния больших акваторий океана и всей атмосферы от года к году; примером могут служить колебания северной части течения Гольфстрим и перемещение крупномасштабными течениями аномально теплых или холодных масс. Такую изменчивость необходимо учитывать при составлении долгосрочных прогнозов погоды (вспомните засуху 1972 г., вызванную аномалиями в распределении температуры поверхности Мирового океана!) и прогнозов промыслового лова рыбы, поскольку имеется заметная связь между распределением температуры моря и распределением популяции рыб разных видов. Еще более отчетливо, особенно в высоких широтах, выражены сезонные колебания (с периодами в год и менее). Такие колебания зачастую уже отражены в морских лоциях, в частности, ярко выражены сезонные колебания межпассатных противотечений в Атлантике и Тихом океане, сезонные колебания в муссонной зоне Индийского океана. Амплитуда годичных колебаний температуры в северо-западных частях Атлантики и Тихого океана достигает 14—18°С; имеет место и годовое изменение толщины верхнего квазиоднородного слоя, температуры и солености, а в высоких широтах и ледовитости. Значение последней характеристики для практики очевидно. Отметим далее, что сглаженные осредненные морские течения, изучаемые в океане экспериментально, также исследуются методами математического моделирования. В качестве атмосферного воздействия используются осредненные за большой промежуток времени карты распределения напряжения трения, потоков тепла и влаги на поверхности океана. Обратное воздействие океана на атмосферу уже не учитывается. Такие модели, естественно, проще.
Синоптическая изменчивость, служащая объектом самого интенсивного исследования в последние годы, проявляется в непериодическом формировании в океане вихрей (с размером в сотни километров и с периодами вращения от нескольких суток до месяцев) и в гидродинамической неустойчивости крупномасштабных океанических течений. Такие вихри совсем не обладают той разрушительной способностью, какую имеют атмосферные вихри тех же масштабов (ураганы и тайфуны), и долгое время их вообще не замечали в океане. Однако изменения скоростей течений, вызываемые синоптическими вихрями, сравнимы, а иногда и превышают средние многолетние скорости самих течений, что приводит к изменению направлений течений даже на противоположные. Имеется мнение, что многие, если не все употребляющиеся карты морских течений, построенные либо по данным одно-двухсуточных инструментальных наблюдений, либо по расчетным данным, могут быть не репрезентативными и в будущем должны заменяться синоптическими картами течений, подобно тому как это делается в авиации. В 1978 г. Комитетом по изобретениям было зарегистрировано открытие советскими учеными существования в океане синоптических вихрей, оно было следствием большой работы, проведенной в Атлантике на полигоне в 1970 г. (измерения течений, выполнявшиеся в течение семи месяцев). Изучение синоптической изменчивости является одной из самых важнейших задач гидромеханики океана.
Термин «синоптическое движение» заимствован из метеорологии, где он применяется к движениям с временным и пространственным масштабом около суток и 1000 км соответственно. В океане этот термин применяется к движениям несколько иного масштаба. Суть здесь вот в чем. Морские течения испытывают флюктуации (отклонения от среднего состояния) с периодом от нескольких суток до месяцев и с горизонтальным масштабом 50—100 км. Такие флюктуации весьма энергоемки, их скорости сравнимы со скоростями средних климатических течений. Причина появления таких движений та же, что и возникновение крупномасштабных движений — неоднородности полей плотности и (или) давления. Изучение синоптической изменчивости начато недавно, всего лишь тридцать-сорок лет назад. К настоящему времени накоплен некоторый экспериментальный материал, изучаемый и обобщаемый теоретически. Синоптические движения проявляются в виде изменений направления и скорости основных морских течений, от которых временами отрываются образования, схожие с круговоротами и называемые «рингами», например, Гольфстрима или Куросио и т. и.
В движениях синоптического масштаба заключена относительно большая энергия. Можно даже представить себе такую картину (сразу оговоримся, что это далеко не изученный процесс и полной ясности здесь пока нет). От основных океанских течений отрываются среднемасштабные образования, отбирающие у них заметную энергию и существующие весьма продолжительное время. Слабо взаимодействуя с окружающей средой, эти образования медленно диссипируют, возвращая значительную часть своей энергии течению. Таким образом, синоптические движения в какой-то мере играют роль энергетических ячеек памяти для океанических движений. Экспериментально такие движения изучены еще слабо. На их изучение затрачиваются большие усилия и средства и организуются представительные экспедиции, такие, как ПОЛИГОН—70 (СССР), МОДЕ (США), ПОЛИМОДЕ (СССР-США).
Теоретические исследования помогают выявить основные физические причины возникновения синоптических движений. Был проведен статистический анализ, сравнивающий спектры энергии (распределения энергии по частотам и длинам волн, показывающие, в каких масштабах сосредоточены максимумы — притоки и минимумы — стоки энергии) синоптических движений в океане и в атмосфере. Анализ показал, что непосредственного возбуждения среднемасштабных движений в океане атмосферными процессами не происходит. Основной теоретической причиной их возникновения, по-видимому, служит потеря устойчивости океанскими течениями и взаимодействие так называемых волн Россби. Потеря устойчивости заключается в резком возрастании скорости либо в смене ее направления. Существует специальный раздел общей гидромеханики, изучающий устойчивость потоков жидкости. Можно вкратце сказать, что имеются две главные причины неустойчивости. Первая — изменение с расстоянием скорости течения в целом (баротропная неустойчивость) и вторая — изменение с расстоянием поля плотности (бароклинная неустойчивость). На устойчивость влияет и форма рельефа дна.
Мы уже упоминали ранее, что главные морские течения в основном геострофические, т. е. для каждой жидкости частицы имеет место баланс между горизонтальным градиентом давления (вернее, силой, им создаваемой) и вертикальной компонентой, отклоняющей силы Кориолиса. При наличии такого баланса результатирующая этих двух сил, направленная перпендикулярно к ним, т. е. в горизонтальной плоскости, и придает ускорение жидкой частице. Предположим теперь, что жидкая частица, как часто говорят, в силу «тех или иных причин» переместилась в направлении к полюсу.
В таком случае баланс силы Кориолиса и градиента давления нарушен, что приводит к появлению дополнительного ускорения, заставляющего жидкую частицу направиться к широте, где такой баланс выполняется. Частица, перемещаясь с основной геострофической скоростью по широте и дополнительной в меридиональном направлении (для простоты рассматриваем ситуацию, когда в основном направление скорости зональное, т. е. вдоль широты), обладая инерционностью, пройдет широту своего равновесного движения и окажется в точке, где баланс будет нарушен. Дополнительное ускорение будет направлено в противоположном направлении. Так, можно представить себе колебания в виде волн Россби, т. е. смещения частицы в меридиональном направлении вверх — вниз при одновременном перемещении в горизонтальном направлении.
Теоретические исследования последних лет приводят к мысли, что синоптические вихри есть результат нелинейного взаимодействия волн Россби (например, порождение третьей волны в результате взаимодействия двух волн и т. п.).
Упомянув волны Россби, необходимо отметить, что океан представляет собой чрезвычайно сложную «колебательную» систему с весьма разнородными частотами и длинами волн. Внешние причины, приводящие к появлению тех или иных колебаний, также разнообразны, поэтому мы не останавливаемся на них специально, а будем упоминать лишь некоторые из них по мере необходимости. Сравнивая океан с музыкальным инструментом, можно сказать, что это инструмент с большим набором струн, и каждая струна будет звучать по-разному в зависимости от того, где и при каких обстоятельствах вы ее возбудите. Чтобы понять систему волновых движений в океане, прежде всего необходимо изучить свободные колебания или собственные колебания океана.
Среди мезомасштабных колебаний, близко примыкающих к волнам Россби, — инерционные колебания. Они возникают благодаря балансу между силами инерции при движении воды и отклоняющей силой Кориолиса. Их периоды близки к периоду вращения Земли, т. е. суткам. Такие колебания фиксировались экспериментально и исследовались теоретически. К внешним причинам, приводящим к их появлению, относятся следующие: резонансное (т. е. на частотах, близких к их собственной частоте) возбуждение приливными процессами, что особенно пригодно для широт около 30°, где инерционный период имеет порядок половины суток, т. е. близок к полусуточному приливу; возбуждение атмосферой при прохождении штормов; и наконец, нелинейное взаимодействие другого вида колебаний — внутренних волн. Инерционные колебания имеют период, зависящий от широты. Колебания скорости течений, вызываемые ими, могут достигать десятков сантиметров в секунду.
К мезомасштабным явлениям будут относиться и такие вынужденные колебания, как приливы и волны цунами.
Приливы хорошо знакомы большинству читателей. Они обладают периодом в половину лунных суток (около 12 ч 25 мин) и в сутки. У берегов, на мелководьях и в узких проливах высота приливов может достигать 13,4-14,5 м. Скорость приливных течений достигает нескольких узлов (1 узел равен 1,85 км/ч), наибольшее зарегистрированное значение — 16 узлов.
Приливные колебания обусловлены силой притяжения Луны и Солнца. Приливообразующая сила равна разности сил притяжения на поверхности Земли и в центре Земли. Поскольку расстояния от притягивающего тела много больше радиуса Земли, то приливообразующие силы на подлунном и антилунном полушариях будут почти зеркальными отражениями друг друга. Приливообразующие силы имеют следующие основные периоды: суточные, полусуточные и более долгопериодные, порядка двух недель, месяца и т. п. Действие приливообразующих сил проявляется и в периодическом подъеме и опускании уровня вод Мирового океана относительно уровня геоида. Исследования приливов ведутся на береговых станциях при помощи футштоков; в настоящее время существует около 10 000 таких станций, накопивших большой экспериментальный материал. Начинают использоваться и донные мареографы, регистрирующие изменения давления и свободные от недостатков измерений приливов вблизи от берега, где наблюдения искажаются локальными условиями — специфичной формой берега, штормами и т. д. Тем не менее данных о приливах в открытом море чрезвычайно мало. Восполнить этот пробел помогает теория, рассчитывающая изменения уровня океана за счет действия приливообразующих сил по всей акватории Мирового океана. Отметим, что по порядку величины приливообразующие силы примерно в 10 миллионов раз меньше силы тяжести и что в динамике приливов заметную роль играет трение.
Наиболее сильные приливы встречаются в Атлантике (до 17 м), в остальных океанах максимальные приливы не превышают 10 м, а в среднем они равны 2 м. Значение изучения приливов проявляется прежде всего в составлении рекомендаций по прибрежной навигации; повышение уровня океана приводит также и к появлению приливных течений, обладающих большой интенсивностью. Уже сейчас человечество начинает использовать энергию приливных течений, проектируя и сооружая так называемые приливные электростанции (ПЭС), например, опытная ПЭС в Кислой губе (СССР) и ПЭС в Рамсе (Франция).
Другим вынужденным волновым движением мезомасштабного характера будут волны цунами. Такие волны вызываются подводными землетрясениями, оползнями и извержениями вулканов. Имеется и метеорологическая разновидность цунами — это волны, вызванные изменением уровня океана при прохождении тайфунов и ураганов (имеются в виду гидродинамические процессы, происходящие непосредственно в момент зарождения цунами).
Механизм возникновения цунами почти не изучен. Динамика же развития волн цунами изучается теоретически. Вообще говоря, к мезомасштабным движениям волны цунами не относятся, поскольку хотя их период и заключен обычно в интервале от 2 до 200 мин, однако длина волн цунами может достигать 300—400 км (чилийское землетрясение 1960 г.).
Начальное возвышение уровня в очаге зарождения, по мнению многих исследователей, не превышает нескольких метров. Обладая высотой в 1—2 м и длиной от нескольких десятков до сотен километров, волны цунами распространяются со скоростями, достигающими 700 км/ч. Зарегистрировать их в открытом море практически невозможно.
При выходе волн цунами в районы прибрежного мелководья происходит их сильная деформация, сопровождающаяся сначала значительным ростом высоты волны, а затем накатыванием ее на берег и разрушением. Высота волны на берегу может достигать 10—15, а иногда и 30—50 м; последствия их вскатывания на берег бывают самые катастрофические — от волн цунами, возникших при извержении вулкана Кракатау в 1883 г. (высота волн до 40 м), погибло около 40 000 человек, а в 1703 г. от цунами в Японии погибло около 100 000 человек.
Наблюдения над цунами касаются в основном их последней стадии — накатывания на берег — не столь уж обширны. В настоящее время все сведения о происшедших цунами собираются в обобщающие каталоги, по которым проводят статистическую обработку и устанавливают основные закономерности возникновения и распространения волн цунами. Области их наиболее вероятного зарождения районированы — примерно раз в год они появляются на побережье Тихого океана (высокая сейсмическая активность этого района), в Атлантическом и Индийском океанах за прошедшие тысячелетия цунами наблюдалось лишь несколько десятков раз. Чаще всего от цунами страдает население Японии, Чили, Перу, Гавайских и Алеутских островов.
Более всего в теоретическом плане изучено распространение волн цунами в открытом океане. Теория же, учитывающая упругие свойства дна океана и влияние на волны цунами изменений рельефа дна, разработана слабо.
Переходим к рассмотрению мелкомасштабных движений. Начнем с малых, свободных колебаний океана. Изучение малых колебаний позволяет глубже понять структуру маломасштабных движений в океане. Рассмотрим физические причины, приводящие к периодическим изменениям характерных величин океана.
Мы уже упоминали о колебаниях, обусловленных балансом силы Кориолиса с инерционными силами (инерциальные колебания), и о волнах Россби, вызванных переменностью вертикальной компоненты силы Кориолиса. Другими факторами, порождающими колебания, будут сила тяжести, сжимаемость морской воды и переменность свойств морской воды в вертикальном направлении (стратификация). Сила тяжести определяет гравитационные волны. Для наглядности вспомним о колебаниях мембраны, натянутой на рамку. Под действием упругих сил материала мембраны она принимает форму, соответствующую равновесному распределению этих сил. Если вывести ее из равновесного состояния, то возникают колебания. Равновесная форма поверхности океана в поле силы тяжести соответствует геоиду. Если отклонить поверхность от этой формы, то каждая жидкая частица будет стремиться вернуться в прежнее положение, но в силу инерционности при возвратном движении она в этом положении не остановится, а пройдет его и опять окажется в неравновесном положении, т. е. будет колебаться относительно равновесного положения. Волны на поверхности океана называются поверхностными гравитационными волнами. Однако в океане имеются и внутренние гравитационные волны, обязанные своим существованием устойчивой во времени вертикальной стратификации. Для наглядности представим себе следующую картину. Пусть в сосуде имеется две несмешивающиеся жидкости разной плотности, более тяжелая расположена внизу. Граница раздела будет отчетливо выражена, и под действием силы тяжести она примет равновесную форму. Допустим, что, не возбуждая формы поверхности верхнего слоя жидкости, нам удалось придать поверхности раздела форму, отличающуюся от равновесной. В результате при спокойной поверхности верхнего слоя будут происходить колебания границы раздела, однако периоды колебаний будут отличаться от периодов поверхностных гравитационных воли. Пусть теперь жидкости в двух соседних слоях отличаются лишь плотностью (отменим несмешиваемость!), например, на слое соленой располагается слой пресной воды; граница раздела также будет существовать и испытывать колебания.
Налейте половину высокого стакана водой и размешайте в ней чайную ложку соли, добавив две капли чернил; Сверху аккуратно по листику бумаги налейте столько же пресной воды, покачайте стакан и убедитесь в этом сами.
Пусть слоев будет три, четыре, сорок… да можно обойтись и без слоев, обязательным для существования внутренних волн будет изменение плотности с глубиной. Таким образом, механизм колебаний выглядит следующим образом: частица жидкости с некоторой плотностью при перемещении вверх оказывается среди частиц с меньшей плотностью и начинает опускаться, по инерции она проскакивает положение своего равновесия, оказывается среди частиц с более высокой плотностью и начинает всплывать, и процесс начинается снова. На жидкую частицу при таком колебании воздействует эффективное ускорение, равное произведению ускорения силы тяжести на величину изменения плотности на данном уровне по отношению к значению плотности на поверхности. Частота таких колебаний будет определяться двумя параметрами — ускорением силы тяжести и относительным изменением плотности на единицу длины (градиент плотности, поделенный на плотность).
Сжимаемость среды служит главной причиной возникновения акустических волн. Океанская вода обладает весьма малой сжимаемостью, величина которой, как функция термических параметров, определяет локальное значение скорости звука, равной в океане примерно 1500 м/с (в атмосфере скорость звука равна 340 м/с). Периоды акустических волн определяются величиной скорости звука и длиной волны. Экспериментальным и теоретическим изучением распространения акустических колебаний занимается акустика океана. Скорость звука зависит от температуры, солености и давления и возрастает с увеличением этих параметров. Увеличение солености на 1% и глубины на 100 м (давление возрастает на 10 атм) увеличивает скорость звука на 1,2 и 1,6 м/с соответственно; увеличение температуры на 1°С увеличивает скорость звука на 2—4 м/с в зависимости от значения температуры.
Акустические колебания распространяются преимущественно по подводным звуковым каналам, не рассеиваясь на поверхности океана и не поглощаясь в подводном грунте. Максимальная дальность распространения звука ограничивается его поглощением в морской воде. Мало поглощается звук низких частот (длинноволновые акустические колебания), распространяющийся на огромные расстояния. Так, звук, созданный взрывом заряда у Австралии, был зарегистрирован у Бермудских островов на расстоянии 19 000 км.
Поверхностные волны. Динамическое воздействие ветра вызывает колебание уровня океана, носящее название ветровых волн. Ветровые волны — самые распространенные и хорошо всем знакомые движения на поверхности воды. Они обладают характерными периодами колебаний в 5—20 с, длинами — 60—600 м, высотами — 2—20 м. Их можно назвать вынужденными поверхностными гравитационными волнами. Все поведение ветровых волн в значительной мере определяется средней скоростью ветра. Ветровые волны регистрируются с помощью приборов различного типа — механических, электрических, бесконтактных и т. п.; для регистрации используются и методы аэрофотосъемки и съемки из космоса. Перспективными являются измерения волнения с помощью самолетных и спутниковых интерференционных альтиметров и радаров.
Имеющаяся информация о ветровых волнах позволяет районировать Мировой океан по повторяемости и интенсивности волнения. В знаменитых «ревущих сороковых» (умеренные широты Южного полушария) имеет место частое прохождение циклонов с экстремальными скоростями ветра до 50 м/с и соответственно — рекордные высоты волн до 30 м. В умеренных широтах Северного полушария при тех же скоростях ветра в силу наличия материков высоты волн имеют максимальную величину в 20 м. Общий характер таков, что интенсивность волнения уменьшается от умеренных широт к экватору.
Ветровые волны играют важную роль в общем энергетическом балансе системы океан—атмосфера, они являются очень энергоемким образованием, отбирающим значительную часть полной энергии пограничного слоя атмосферы. Кроме того, тот простой факт, что взволнованная поверхность значительно превышает по площади гладкую, отражает интенсификацию процессов обмена теплом, массой и т. п. между океаном и атмосферой. При обрушении волны перемешивают верхние слои океана, а обрушиваясь на берег, вызывают трансформацию его очертаний и порой значительные разрушения береговых сооружений.
Поскольку ветровые волны носят случайный Характер, то для их теоретического изучения и обработки результатов экспериментальных наблюдений применяется теория случайных процессов, аналогичная применяемой в теории турбулентности. Целью исследования будет отыскание распределения вероятности для возвышения поверхности океана как функции координат и времени.
Развитие теоретических методов позволит при наличии прогноза поля ветра составлять вероятностные прогнозы ветровых волн, их ожидаемые высоты и периоды. Такой прогноз крайне необходим для навигации, помогая выбрать наиболее экономичный курс корабля, для проектирования портовых и береговых сооружений и т. д.
Внутренние волны. В Мировом океане в основном имеет место устойчивая стратификация, при которой каждая жидкая частица стабильно связана со своим положением равновесия. Вертикальные изменения плотности в океане малы, поэтому на вертикальные перемещения не требуется больших затрат энергии, и амплитуды внутренних волн могут иметь очень большие значения (были зарегистрированы внутренние волны с высотой до 100 м).
Внутренние волны играют большую роль в процессах обмена энергией, теплом и примесями (солями, газами, твердыми частицами и т. п.) между внутренними слоями океанской воды. При обрушении внутренних волн (процесс, схожий с обрушением поверхностных волн) генерируются мелкомасштабные движения, носящие случайный характер — турбулентность.
Параметры внутренних волн, регистрируемых в океане, весьма разнообразны: периоды колебаний от 5—10 мин до 2—5 ч, длина от сотен метров до километров, высоты примерно 10—20 м, а скорость распространения — несколько десятков сантиметров в секунду; имеют место и долгопериодные внутренние волны длиной в десятки и сотни километров, скоростью распространения в несколько метров в секунду и высотами до 100 м.
Внутренние волны на поверхности почти не проявляют своего существования, вызывая лишь малые колебания.
Если зафиксировать какую-либо точку в океане, то при прохождении через нее внутренней волны будет наблюдаться периодическое повышение и понижение температуры, связанное с опусканием более теплых верхних слоев и подъемом более холодных нижних слоев морской воды. На этом явлении основан наиболее распространенный способ регистрации внутренних волн — регистрация изменений во времени и пространстве температуры морской воды.
К основным причинам появления внутренних волн в океане относятся колебания атмосферного давления, ветра, участков морского дна при подводных землетрясениях, приливообразующие силы, обтекание морскими течениями неровностей морского дна, резонансные взаимодействия поверхностных волн и т. д.
Турбулентность в океане проявляется в хаотических мелкомасштабных флюктуациях физических характеристик морской воды, таких, как скорости течений, температура, давление, плотность и т. д. Турбулентность приводит к интенсификации процессов обмена энергией, массой, примесями и т. д.
Хаотические флюктуации имеют место практически для всех масштабов движений в океане, поэтому турбулентность также принято делить на крупномасштабную, среднемасштабную и мелкомасштабную.
К основным физическим причинам возникновения океанской турбулентности обычно относят:
- гидродинамическую неустойчивость движений средних масштабов;
- бароклинную неустойчивость горизонтальных градиентов плотности;
- крупномасштабные атмосферные возмущения;
- неустойчивость крупных геострофических течений с вертикальными градиентами скоростей и неустойчивость дрейфовых течений, где вертикальный градиент скорости может достигать относительно высоких значений;
- опрокидывание поверхностных волн;
- термическую конвекцию, вызванную охлаждением поверхности океана или ее осолонением;
- обрушение внутренних волн в результате их неустойчивости — основпой источник турбулентности в толще океана.
Перечисленные механизмы генерации турбулентности, во-первых, подчеркивают важность теоретического и экспериментального изучения гидродинамической неустойчивости и, во-вторых, указывают на существование различных режимов турбулентности в разных слоях океана. По современным представлениям, существуют три основных слоя:
- верхний пограничный слой толщиной примерно 10 м, где действуют причины 4, 5, 6;
- основная толща океана, турбулированная в меньшей мере, где основными причинами появления турбулентности будут 4, 7;
- придонный пограничный слой, также около 10 м толщины, где турбулентность порождается неустойчивостью придонных течений с вертикальным градиентом скорости.
Существенным отличием турбулентности в океане от турбулентности в однородных жидкостях является наличие устойчивой вертикальной стратификации поля плотности, т. е. влиянием сил Архимеда, которые, стремясь вернуть сместившуюся частицу в ее равновесное положение, затрудняют тем самым турбулентный обмен. Итак, если какой-то внешний источник привел к появлению турбулентности, то возникает ряд движений жидкости, отличающихся по своим скоростям, направлениям и конфигурации от сглаженных, средних движений. Турбулентные движения носят вихревой характер; отдельный вихорек, получив энергию от источника, за время своего существования деформируется в зависимости от окружающих условий. Он может терять свою устойчивость, и либо, раздробившись, отдать свою энергию вихорькам меньших масштабов, либо даже отдать свою энергию крупномасштабному движению.
В основном передача энергии направлена к вихрям меньших масштабов. Это происходит до тех пор, пока масштабы вихорьков не станут столь малыми, что вступает в действие молекулярная вязкость и энергия полностью диссипирует. Если же происходит передача энергии к движениям с большими масштабами, то такой процесс носит название процесса с отрицательной вязкостью.
Естественно, что теоретически и экспериментально изучаются все процессы генерации турбулентности; делаются оценки доли энергии, передаваемой турбулентности при реализации различных процессов, оцениваются интервалы пространственных масштабов, где эта энергия передается океану, используются распределения энергии по пространственным масштабам, т. е. определяются спектры океанской турбулентности. Исследуется и интенсивность турбулентности, т. е. отношение турбулентной энергии к энергии осредненного движения.
Одним из важнейших выводов, к которым пришла статистическая гидромеханика океана, является вывод о наличии перемежаемости турбулентности в океане, т. е. о чередовании областей с относительно интенсивной турбулентностью с ламинарными слоями и областями.
Крупномасштабная океанская турбулентность, т. е. турбулентность с характерными масштабами порядка сотен километров, имеет особое значение в общей энергетике океана, поскольку вихри с такими масштабами обладают большой энергией. Бросается в глаза большая разница в горизонтальных и вертикальных масштабах (вспомним, что средняя глубина океана имеет порядок 4 км), поэтому такую турбулентность принято называть «квазидвухмерной», подчеркивая тем самым, что определяющее значение имеют процессы, развивающиеся в горизонтальном направлении. Квазидвухмерность оказывает свое влияние на форму спектров турбулентной энергии и на величину эффективного коэффициента турбулентной диффузии энергии и примесей в океане.
Средние квадратичпые флюктуации поля скоростей в этом масштабе имеют порядок 16—23 см/с, спектр энергии может иметь «пики», соответствующие энергоснабжающим зонам. Коэффициенты турбулентной диффузии имеют сильно отличающиеся значения для вертикального и горизонтального направления — они имеют порядок 0,04—30 см2/с и 107—108 см2/с соответственно.
Одним из открытий в физике океана в недавнее время является открытие существования в океане тонкой структуры гидрофизических полей. Применение в последние годы зондирующих приборов с малоинерционными датчиками температуры, электропроводности, давления и скорости для измерений вертикальных характеристик гидрофизических полей привело к очень интересным результатам. Оказалось, что все гидрофизические параметры океанской воды — плотность, температура, соленость, скорости течений и др. — имеют сложную вертикальную структуру, характеризующуюся наличием слоев, где эти параметры однородны, и слоев с резкими изменениями параметров с глубиной. Толщины таких слоев варьируются от нескольких сантиметров до десятков метров. Отдельные слои существуют от нескольких часов до нескольких суток.
То, что течения имеют сложную вертикальную структуру, проявляется в смене направлений у течений в различных, относительно тонких слоях. Количество таких слоев может быть достаточно большим. Например, в экваториальной области Мирового океана существуют мощные, направленные противоположно поверхностным, подводные течения — Кромвелла в Тихом океане, Тареева в Индийском океане и Ломоносова в Атлантическом океане. Они располагаются на глубинах около ста метров и более, имеют максимум скорости до 150 см/с и ширину около 400—500 км. Кроме того, зарегистрировано наличие дополнительных максимумов этих течений.
Сложную вертикальную структуру имеют среднемасштабные вихри. Течения Кромвелла, Ломоносова, Тареева, подводное Антило-Гвианское течение, вертикальная структура мелкомасштабных вихрей — вот неполный список открытий физики океана за прошедшие несколько десятилетий. Практическая значимость изучения таких явлений очевидна — это и процессы переноса водных масс, содержащих, например, какие-либо примеси, на большие расстояния, и перераспределение тепла и энергии, оказывающие влияние на погоду и климат, вопросы навигации и т. д.
Автор: Б. Л. Гаврилин, кандидат физико-математических наук