Океаны и моря являются визитной карточной нашей планеты. Глубины океанов, куда не проникает даже свет Солнца, хранят немало тайн и загадок, которые научное сообщество продолжает раскрывать и по сей день. Думая, что мы знаем все о нашей планете, мы глубоко заблуждаемся, и океан является тому подтверждением. Но загадки океанов лежат не только на их дне, но и на поверхности. Для мореплавателей важную роль играет ветер и волны, но как эти две силы взаимодействуют было неясно по сей день. Ученые из Института прибрежной океанской динамики (Геестхахт, Германия) разработали специальную лазерную систему визуализации воздушных потоков, которая дает возможность увидеть потоки в миллиметрах от поверхности воды. Как именно работает данная система, и что она позволяет узнать? Ответы на эти вопросы мы найдем в докладе ученых.

Основа исследования

Обмены импульсом, энергией и массой между атмосферой и океаном в значительной степени определяются мелкомасштабными физическими процессами, происходящими вблизи поверхности океана — в пределах первых сантиметров сопряженных волновых пограничных слоев океана и атмосферы. Значительная часть кинетической энергии в океане поступает за счет атмосферного воздействия, в частности, через генерацию и рост поверхностных волн под действием ветра. Рост ветровых волн обусловлен разницей давления воздушного потока между наветренной и подветренной сторонами волны. Однако механизмы, вызывающие это возмущение давления, остаются предметом научных споров.

Физические интерпретации в основном опираются на одну из двух конкурирующих теорий: теорию критического слоя — линейный механизм неустойчивости сдвигового потока, происходящий в критическом слое (тонкой области воздушного потока, где средняя скорость воздуха совпадает со скоростью волн), и механизм укрытия (sheltering) — турбулентный процесс, аналогичный турбулентным модификациям пограничного слоя над низкими холмами, при котором медленные, приводимые в движение ветром волны создают на своей подветренной стороне зону укрытия от ветра.

Полевые наблюдения и лабораторные измерения с высоким разрешением указывают на то, что волны, движущиеся быстрее ветра вблизи поверхности, но медленнее ветра на высоте около 10 метров, получают значительное количество энергии за счет механизма критического слоя. Однако недавние лабораторные исследования показывают частые случаи интенсивного турбулентного отрыва потока воздуха — так называемое «разделенное укрытие» (separated sheltering) — над сильно возмущенными ветровыми волнами, что несовместимо с линейной теорией критического слоя. С другой стороны, ожидается, что более длинные волны, движущиеся быстрее ветра, вызывают эффект укрытия на своей наветренной стороне (хотя наблюдательных подтверждений этому немного), а очень быстрые волны (свеллы) могут возвращать импульс обратно в атмосферу в виде ветров, индуцированных волнами.

С усилением ветрового воздействия увеличение крутизны волн, их разрушение и сопутствующие турбулентные процессы приводят к росту обмена импульсом и скалярами между воздухом и океаном. Однако при сильных и очень сильных ветрах потоки импульса и CO₂ через поверхность океана в конечном итоге перестают увеличиваться. Предполагается, что причиной этого насыщения потоков может быть отрыв воздушного потока за гребнями волн. Однако прямые in situ наблюдательные доказательства отрыва потока отсутствуют из-за сложности измерений воздушного потока на расстоянии всего нескольких сантиметров от волнующейся поверхности океана.

Изображение №1

Ученые решили найти ответы на вопросы, связанные со структурой воздушного потока над широким спектром океанских волн, с помощью лазерных методов визуализации, которые позволяют фиксировать кинематику воздушного потока над волнами. В рассматриваемом нами сегодня труде представлены in situ, мгновенные двумерные снимки скоростей воздушного потока в пределах от нескольких миллиметров до нескольких метров над поверхностью океана, полученные над Тихим океаном с борта плавучей исследовательской платформы FLIP — уникального сооружения, специально предназначенного для изучения взаимодействия между океаном и атмосферой (фото выше).

Сбор данных проводился в октябре 2017 года над океаном, примерно в 50 км от побережья Санта-Моники, Калифорния, где глубина воды составляет около 1000 м. Для измерений была разработана и установлена лазерная система визуализации с большим полем обзора (0.69 м × 2 м) и высоким разрешением (до одного вектора скорости воздушного потока на каждые 1.2 мм²). Система включала вертикальный массив из пяти камер, закрепленных на первой палубе, которые были направлены на воздушный поток над волнами, проходящими под концом правого выноса.

Мощный импульсный лазер создавал зеленый световой лист, направленный вниз к волнующейся поверхности, подсвечивая границу между воздухом и водой, а также микрокапли тумана, которыми был «засеян» воздушный поток. Эти частицы для отслеживания потока вводились в воздух с наветренной стороны от области визуализации. Система работала в ночное время и фиксировала снимки частиц, подсвеченных зеленым лазером (1b). Движения этих частиц использовались для количественного анализа кинематики воздушного потока в пределах первых миллиметров и метров над волнующейся поверхностью океана с использованием метода, известного как PIV (Particle Image Velocimetry) — визуализация потоков по частицам.

Ученым удалось напрямую наблюдать и количественно оценить турбулентные, прерывистые события отрыва воздушного потока над короткими ветровыми волнами (с длиной волны около 1 метра). Эти медленные волны — относительно локальной скорости ветра у поверхности — перемещаются на фоне более длинных волн (~100 м), которые движутся быстрее ветра. Используя условное осреднение по положению вдоль волны (фазе волны), было выявлено сосуществование двух различных механизмов динамической связи между ветром и волнами: медленные ветровые волны взаимодействуют с воздушным потоком через механизм укрытия, тогда как быстрые волны вызывают орбитальные движения в воздушном потоке.

Результаты исследования

Изображение №2

Мгновенные двумерные снимки поля скоростей в пределах первых 50 см воздушного потока над поверхностью океанских волн показывают турбулентную структуру потока воздуха, который находится в динамической связи с волнами (снимки выше).

Основная часть воздушного потока, показанного на 2a (горизонтальная составляющая скорости), движется значительно быстрее (~ 4 м/с), чем волна, скорость гребня которой составляет около 1.4 м/с. Эта разница в скоростях, в сочетании с геометрией волны (половина длины волны λ/2 ≈ 0.56 м и высота от гребня до впадины H ≈ 9.4 см), приводит к тому, что локальный пограничный слой воздушного потока отрывается от поверхности сразу за гребнем волны, вызывая событие отрыва воздушного потока (или разделенного укрытия), при котором область потока сразу под ветром от гребня оказывается защищенной от полного воздействия ветра. Фактически, для этой «укрытой» зоны характерно даже легкое обратное течение (2a, 2b). На 2b вертикальные профили горизонтальной скорости у гребня и сразу под ветром от него демонстрируют сильную модуляцию пограничного слоя воздушного потока под действием волны.

Двумерные мгновенные поля вихревого движения (компонента вдоль поперечной оси, 2e–2h) демонстрируют типичные признаки отрыва пограничного слоя. Слой высокой вихревости у поверхности (обусловленный вязким сдвигом), который относительно тонкий на наветренной стороне гребня, утолщается за гребнем волны и выбрасывается от поверхности. Обратный поток (или «рециркуляция») сопровождается зоной отрицательной вихревости (2f). Под ветром от зоны отрыва наблюдается постепенное восстановление вихревого слоя у поверхности. Такие вихревые структуры, ранее наблюдавшиеся только в контролируемых лабораторных условиях, характерны для событий отрыва воздушного потока над медленными (по сравнению с ветром сверху), сильно возмущенными ветровыми волнами.

Стоит отметить, что что событие отрыва воздушного потока происходит на волне, которая не является очень крутой (отношение высоты волны к длине волны H/λ ≈ 0.1). Это, в сочетании с ее возрастом волны (c/u*, где c — скорость гребня волны, а u* — скорость трения), равным 6.4, означает, что эта волна далека от предела «начинающегося разрушения» (incipient breaking) и попадает в диапазон волн, для которых вероятность отрыва воздушного потока составляет около 30%. Тем не менее событие отрыва воздушного потока сохраняется в течение всего времени визуализации медленной ветровой волны, показанной на изображении №2 (0.27 секунды, при частоте съемки одного поля скорости каждые 1/15 секунды), а быстрая эволюция полей скорости и вихревого движения демонстрирует сильно переменчивый и турбулентный (или «прерывистый») характер этого явления.

Эти мгновенные наблюдения скоростей воздушного потока над такими короткими и медленными волнами указывают на то, что перенос импульса и механической энергии от атмосферы к этим волнам определяется в основном механизмом укрытия (sheltering). Фактически, наблюдаемое событие укрытия (2a) несовместимо с линейным механизмом роста через критический слой, поскольку контур u = c, где u — горизонтальная скорость, а c — скорость гребня волны (пунктирные черные линии на 2a), отражает оторванный поток, а не небольшое возмущение среднего профиля ветра.

Изображение №3

Поверхность океана, как правило, состоит из широкого спектра волн различных масштабов и возрастов. Во время данного эксперимента наблюдались относительно длинные (около 70 м) и быстрые волны, распространявшиеся с пиковой фазовой скоростью 10.4 м/с и имевшие возраст волны c/u* = 33 (или c/U₁₀ = 1.2, где U₁₀ — средняя скорость ветра на высоте 10 м над поверхностью воды). На этих длинных и быстрых волнах накладывались более мелкие и медленные волны, вызванные местным ветром. Снимок скоростей воздушного потока над длинной и быстрой волной (изображение №3) резко отличается от кинематики потока над короткой и медленной волной (изображение №2). В отличие от случая с медленной волной, где экранированная область находится справа от гребня (со стороны подветренной относительно среднего ветра), в случае быстрой волны величина горизонтальной скорости (3a) уменьшается слева от гребня волны, которая движется быстрее, чем местный приземный ветер. Другими словами, экранирование происходит на наветренной стороне гребня длинной и быстрой волны — явление, также известное как «отрицательная асимметрия». Поле вертикальных скоростей (3b) показывает, что орбитальные движения волны втягивают (соответственно, вытесняют) воздух вниз (соответственно, вверх) на наветренной (соответственно, подветренной) стороне гребня. Векторы, изображенные на 3c, представляют собой средние скорости по всей исследуемой колонне воздуха и демонстрируют влияние орбитальных движений быстрой волны на воздушный поток. Это квазимгновенное наблюдение модуляции воздушного потока одной быстрой волной в открытом океане качественно согласуется с предыдущими лабораторными исследованиями мгновенной кинематики воздуха над волнами аналогичного возраста.

Для количественной оценки среднего влияния волн на воздушный поток, а также для лучшего понимания связи воздушного потока с медленными и быстрыми волнами, горизонтальные и вертикальные компоненты скорости воздуха (u и w соответственно) были разбиты на интервалы и усреднены в зависимости от их положения вдоль волны, или фазы ϕ (фазовое усреднение). Дальнейшее вычитание среднего профиля скорости из фазового среднего позволяет выделить волно-согласованные движения, или возмущения скорости, индуцированные волнами:

ũ(ϕ, z) = ⟨u⟩(ϕ, z) − ū(z)

где z — это мера вертикального расстояния от поверхности воды, ⟨u⟩ и ū обозначают соответственно условное (относительно фазы волны) и временное среднее значение.

Изображение №4

Средние волно-согласованные скорости воздуха (ũ, w̃), представленные выше, демонстрируют важные различия между механизмами взаимодействия ветра с волнами для медленных, локально генерируемых ветровых волн (с длиной волны λ < 1 м, 4a, 4b) и быстрых волн (с пиковой длиной волны около 70 м, 4c–4f). Медленные волны в среднем заставляют относительно быстрый поток воздуха над поверхностью ускоряться и подниматься при подходе к гребню, а затем замедляться (эффект экранирования) и опускаться после прохождения гребня (4a, 4b). Наблюдается сдвиг фазы ~ 0 (соответственно −π/2) между максимальной горизонтальной (соответственно вертикальной) скоростью воздушного потока и возвышением поверхности воды для этих медленных волн.

Следует отметить, что интенсивные события разделенного экранирования не отражаются напрямую в фазовом среднем. Вероятно, это связано с прерывистостью явлений разделения воздушного потока, которые происходят лишь над частью спектра волн. Поэтому наблюдаемая усредненная волно-согласованная картина указывает на преобладание механизма «неразделенного экранирования» (nonseparated sheltering) как основного канала передачи импульса и энергии в медленные волны.

Возмущения горизонтальной скорости, согласованные с волной, наиболее выражены во «внутреннем регионе», определяемый как тонкий слой у поверхности, в котором волны вызывают возмущения турбулентного напряжения. Эти возмущения создают эффект экранирования, модифицирующий давление на поверхности, что, в свою очередь, может способствовать росту ветровых волн.

Эти полевые наблюдения скоростей воздушного потока, индуцированных волнами в пределах первых миллиметров над медленными волнами (с оценочным возрастом волн c_p/u* от 2.5 до 4.2), хорошо согласуются с результатами предыдущих лабораторных исследований и численного моделирования. В тех работах также наблюдались и моделировались аналогичные фазовые сдвиги между возмущениями, вызванными волнами, и возвышением поверхности воды, хотя и в более упрощенных условиях.

Используя параметризацию скорости роста при неразделенном экранировании, можно выразить безразмерную скорость роста энергии волн (β) следующим образом:

где L_i — высота внутреннего слоя, U — средний профиль ветра в системе отсчета, движущейся вместе с волнами, а r — отношение плотностей воздуха и воды.

Изображение №5

Были получены значения безразмерной скорости роста β в диапазоне от 0.015 до 0.102 (рассчитано при использовании значений длины волны λ от 0.35 до 1 м). Это значение хорошо согласуется с историческими наблюдениями скоростей роста волн, как показано выше, где β представлена как функция обратного возраста волны u*/c. Такое совпадение подтверждает, что рост наблюдаемых медленных волн обусловлен именно механизмом экранирования.

Быстрые волны (4c, 4d) вызывают орбитальные движения в воздушном потоке, при этом фазовые сдвиги по отношению к фазово усредненному профилю поверхности воды (4e) приближаются к π для горизонтальной компоненты скорости и к π/2 для вертикальной. Ожидаемая орбитальная скорость воды для быстрых волн составляет около 0.5 м/с, согласно оценкам на основе линейной теории. Это значение хорошо согласуется с сильной связью орбитальных движений воды с измеренными волно-согласованными компонентами воздушного потока, которые достигают примерно 1 м/с для ũ и 0.3 м/с для w̃ (4c, 4d). Этот результат в целом согласуется с предыдущими точечными наблюдениями и численными моделированиями. Наблюдаемые здесь быстрые волны движутся примерно на 1.9 м/с быстрее, чем ветер на высоте 10 м, и, вероятнее всего, не испытывают влияния динамики вблизи критического слоя, который в данном случае находился бы примерно на высоте ~100 м.

Для более детального ознакомления с нюансами исследования рекомендую заглянуть в доклад ученых и дополнительные материалы к нему.

Эпилог

В рассмотренном нами сегодня труде ученые уделили особое внимание динамике взаимодействия ветра и океанических волн, дабы выяснить как они влияют друг на друга.

Исследования, проведенные с помощью платформы FLIP в Тихом океане, выявили два одновременно действующих механизма взаимодействия ветра и волн: короткие волны (до 1 м), движущиеся медленнее ветра, вызывают разделение воздушного потока и передачу энергии волнам через перепады давления, а длинные волны (около 100 м), быстрее ветра, формируют иные паттерны потока за счет своего движения. Эти механизмы действуют одновременно в разных частях волнового поля.

Получение этих данных стало возможным благодаря визуализации, основанной на лазере, проходящем как через воздух, так и через воду: зеленый луч попадает на капли воды, находящиеся в воздухе, подобно туману, освещенному солнечным светом. Эти капли следуют за движением воздушного потока, рассеивают лазерный луч и делают видимыми даже самые незначительные движения воздуха. Одновременно лазер проникает в водную поверхность. На ветроустойчивой поверхности свет преломляется, открывая структуру водной поверхности. Такое сочетание позволяет визуализировать как воздушную, так и водную стороны. Метод основан на методе измерения скорости частиц (PIV), известном в гидродинамике. PIV предоставляет точную информацию о структуре потока и скорости ветра. Это первый случай применения этого метода над открытым океаном.

Взаимодействие ветра и волн является центральным компонентом климатических и погодных систем Земли. Хотя общепризнанно, что эти сложные взаимодействия контролируют обмен энергией, теплом и парниковыми газами между атмосферой и океаном, влияя на состояние моря, погоду и течения, механизмы этого взаимодействия до сих пор остаются практически неизученными. Полученные в ходе этого исследования данные крайне важны для улучшения моделей атмосферы и океана, а также понимания обмена энергии, тепла и газов между воздухом и водоемами.

Немного рекламы

Спасибо, что остаётесь с нами. Вам нравятся наши статьи? Хотите видеть больше интересных материалов? Поддержите нас, оформив заказ или порекомендовав знакомым, облачные VPS для разработчиков от $4.99, уникальный аналог entry-level серверов, который был придуман нами для Вас: Вся правда о VPS (KVM) E5-2697 v3 (6 Cores) 10GB DDR4 480GB SSD 1Gbps от $19 или как правильно делить сервер? (доступны варианты с RAID1 и RAID10, до 24 ядер и до 40GB DDR4).

Dell R730xd в 2 раза дешевле в дата-центре Maincubes Tier IV в Амстердаме? Только у нас 2 х Intel TetraDeca-Core Xeon 2x E5-2697v3 2.6GHz 14C 64GB DDR4 4x960GB SSD 1Gbps 100 ТВ от $199 в Нидерландах! Dell R420 - 2x E5-2430 2.2Ghz 6C 128GB DDR3 2x960GB SSD 1Gbps 100TB - от $99! Читайте о том Как построить инфраструктуру корп. класса c применением серверов Dell R730xd Е5-2650 v4 стоимостью 9000 евро за копейки?