авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 6 | 7 || 9 | 10 |   ...   | 13 |

«И ЕГОРОВ. Н. Г И Д Р О iyi Е Т Е О И 3 Д А Т ЛЕНИНГР А Д * 1 9 7 4 УДК 5 5 1.4 6 Приводятся основные сведения ...»

-- [ Страница 8 ] --

тс со Е ([а, 6) = j j А2([л, Q)dpdQ —двухмерный энергетический спектр, со ’(pJ) = | A2(jx) dp —частотный спектр, р * т с Е (в) = ЦА2(в) dd —угловой спектр, о Двухмерный спектр исследован пока весьма слабо. Проведенные обработки результатов специальных волнографных записей и сте ^ Д1 I 1 I I I I I 1 1 1...Г у л -80 -60 -40 -20 0 20 40 60 80° Рис. 7.20. Угловой спектр развитого волнения на глу­ бокой воде по данным стереофотосъемки (1), волно i мерного буя (2), буя типа «клеверный лист» (3), вол ! номерной электроконтактной установки (4), в обоб щенной форме (5) и функция— cos20 (6).

реофотосъемки дают некоторое основание представлять двухмер­ ный угловой спектр для установившегося волнения глубокого моря как произведение одномерного частотного спектра на c o s 2 в, т. е.

'в виде Л 2 ( \х] 0 ) = A 2 ( f x ) c o s 2 0.

| На рис. 7.20 представлен угловой спектр развитого волнения на глубокой воде по данным стереофотосъемки (1), волномерного буя:

S2), буя типа «клеверный лист» (3), волномерной электроконтакт ( кой установки (4), в обобщенной форме (5) и как функция — c o s 2 0:

я 1 6 ).

251:

Для неустановившегося волнения спектр зависит не только от скорости ветра, но также и от продолжительности его действия и разгона.

После определения энергетического спектра возникает задача установления количественных связей между спектром и элементами волн. Такие связи также более просто определяются для установив­ шегося волнения.

Как показано в предыдущем параграфе, ветровые волны отли чаются большим разнообразием, которое для случая установивше гося волнения может быть описано функциями распределения эле ментов волн. Располагая функциями распределения, достаточно оп­ ределить либо среднее значение элементов волн, либо значение при любой обеспеченности, чтобы получить полный спектр волн.

При практическом решении задачи обычно оказывается удобнее ояределять средние значения элементов волн в зависимости от вол­ нообразующих факторов. В спектральной теории также устанавли­ вают связь энергетического спектра со средними значениями эле­ ментов волн. Такие связи для средних значений высоты h и перио­ дов т — полностью развитого волнения имеют следующий вид (по Нейману):

j* A2(fj.) flfjx /г = ] А с.о ОО J А2([л.) flfp, : = 2,г с A2((j.) ja2dp L Значения интегралов определяются либо аналитически, при из-| вестном аналитическом выражении спектра волн, либо графически путем планиметрирования площади, ограниченной кривой энергети-!

ческого спектра, когда последний задан графически кривыми.

За последние годы проделана значительная работа по развитий •спектральной теории и в первую очередь по исследованию частот­ ного спектра морских ветровых волн. В то же время еще не достиг­ нуто достаточной согласованности в полученных результатах. Этг несогласованность объясняется, с одной стороны, различиями в ме­ тодике измерений и, с другой, — различной теоретической интерпре тацией результатов измерений.

По мнению Ю. М. Крылова, дальнейшее развитие теории мор ских волн должно пойти по следующему пути. Физической основой дальнейших исследований по-прежнему останется уравнение ба.ланса энергии В. М. Маккавеева (7.26). Это уравнение следует ис пользовать применительно к каждой составляющей морского волне ния. Тогда отпадает вопрос об отыскании дополнительного соотно шения между высотой волн и их длиной, поскольку понятие спек тральной составляющей связано с фиксированной частотой шп длиной волн. Поэтому в данном случае уравнение Маккавеева для каждой спектральной составляющей будет содержать только одну неизвестную функцию координат и времени — амплитуду этой со­ ставляющей.

С математической точки зрения определение спектра волнения при таком подходе сведется к решению системы большого числа уравнений типа Маккавеева (7.26). Правая часть уравнений дол­ жна представлять собой сумму поступающей и теряемой энергии.

Оба этих вида энергии будут зависеть не только от географических и синоптических условий и элементов данной составляющей, но и от характеристик других составляющих. Такой метод позволит по­ дойти к решению задачи о расчете и прогнозе волновых полей в разнообразных природных условиях.

Осуществление такой схемы решения потребует предваритель­ но большой кропотливой работы по изучению вида правой части уравнения (7.26), по разработке эффективных методов совместного решения большого числа дифференциальных уравнений и получе­ нию на основе этого решения двухмерного энергетического спектра в каждой точке моря.

§ 39. Поведение ветровых волн у побережья При подходе к побережью ветровые волны подвергаются дефор­ мации и рефракции вследствие уменьшения глубины и увеличения трения о дно;

их элементы изменяются, а непосредственно у берега, или в некотором удалении от него, волны разрушаются.

Поведение волн у побережья зависит от береговой черты и ха­ рактера изменения рельефа дна.

Поведение волн у отвесного берега. Если берег отвесный и при глубый, причем глубина моря у берега больше полудлины волны, волна при подходе к нему практически не изменяет своих элементов.

Достигая берега, она отражается. Отраженная волна интерфери­ рует с набегающими волнами, в результате чего образуется система стоячих волн;

при этом наблюдается то более или менее резкий подъем воды — всплеск, то понижение уровня ниже среднего поло­ жения. Иными словами, у отвесного берега, где горизонтальное пе­ ремещение частиц невозможно, отмечаются пучности. Высота «взброса» (подъема уровня) примерно равна удвоенной высоте на­ бегающей волны.

Так как в рассматриваемом случае происходит лишь частичное разрушение волны и изменяется направление ее движения, сила удара (давление) оказывается относительно небольшой. Наиболь­ шее давление отмечается примерно на уровне подошвы волны. Сила удара (давление) волны может быть определена приближенно, ис­ ходя. из трохоидальной теории волн, по формуле hz р = 0,51/г+2,41 — т/м2, А где высота h и длина волны Я выражены в метрах. ' Учитывая, что у берега определять высоту и длину волны за­ труднительно, В. В. Шулейкйн предложил формулу для расчета давления волны по ее периоду, определить который значительно проще. Формула, предложенная Шулейкиным, получается из вы h ражения для р в предположении, что 0,085 и имеет вид А р = 0,09т2 т/м2, где период волны т выражен в секундах.

Сила удара (давление) оказывается значительно большей, ко­ гда волны, при набегании на берег, полностью разрушаются. Это наблюдается у приглубых, но изрезанных берегов, особенно при на­ личии отдельных скал, выступающих в море.

Набегая на изрезанный берег, волна не отражается, а обруши­ вается на него всей массой, отдавая всю свою энергию и разру­ шаясь. Если при этом происходит резкое уменьшение фронта волны, возникает явление водяного тарана. Энергия волны, приходящаяся на единицу площади, возрастает вследствие уменьшения поверхно­ сти волны.

Сила удара волны оказывается настолько большой, что вызы­ вает разрушение берега и береговых сооружений. По результатам измерений она достигает у берегов океана величин около 38 т/м2, а во внутренних морях около 15 т/м2.

Более слабому воздействию подвергается пологий берег, так как подходящие волны обычно разрушаются раньше, чем достигнут бе­ реговой линии. Однако сами волны подвергаются особенно значи­ тельным изменениям при подходе именно к пологому берегу.

Рефракция волн. Легко заметить, что как бы беспорядочно ни было волнение вдали от берега, при выходе на мелководье оно ста­ новится более упорядоченным. Волны распространяются по мелко­ водью более или менее правильными параллельными грядами. Пре­ образование волн обусловлено гашением мелких, обладающих меньшей энергией волн вследствие увеличения трения о дно при уменьшении глубины. При распространении волн по мелководью происходит разворот фронта, т. е. рефракция волн. Независимо от положения фронта волны в открытом море с приближением к берегу фронт волны стремится занять положение, параллельное береговой черте. Явление рефракции показано на рис. 7.21. Линии MN — это последовательные положения фронта волны, а стрелки — векторы скорости волны.

Физическое объяснение явления рефракции заключается в сле­ дующем. На мелководье волны приобретают свойства длинных волн, скорость которых зависит от глубины моря и определяется форму­ лой (7.19). Участки фронта волны, которые находятся ближе к бе­ регу, движутся медленнее, чем более мористые. Поэтому фронт волны разворачивается, стремясь занять положение, параллельное береговой черте.

Угол а, который составляет фронт волны с линией, параллельной береговой черте в точке с глубиной Н, по исследованиям В. В. Шу м---- Ц------ ’.

- ч.'.'\\\,Ц Л и »уА| шшитнт/тгггт | ^ Ц *., - | ^ Рис. 7.21. Рефракция волн на мелководье.

лейкина, зависит от соответствующего угла ао в открытом море на глубине Н0 и от периода волны т (рис. 7.21). Формула связи имеет вид j | 0,05т sin а = ------- o ^ _ s i n a o.

1+ Я Если в открытом море глубина больше полудлины волны, ее можно принять равной бесконечности и записать Н0sin а sma= H + Q f i 5 x Когда волна в открытом море распространяется параллельно бе­ регу (фронт волны перпендикулярен берегу), s i na0= l и формула еще больше упрощается s m a = Я + 0,05т2 ' Изменение параметров волн на мелководье. Наряду с рефрак­ цией при движении волн по мелководью происходит и изменение их параметров. Выше было показано, что под воздействием ветра воз­ никает сложная система волн. На мелководье она становится более упорядоченной и принимает характер двухмерной.

При этом высота волн с уменьшением глубины растет, длина и скорость уменьшаются. Если положить, что на глубине Я 0 скорость волны С длина Яо, период то, а на меньшей глубине Я скорость с, о, длина К период т, то можно записать следующие равенства:

, ! Хо я.., т° С ’ Т с о Для случая длинных волн откуд а A/Q Я То — ) т— ig H 0 ’ jg H Так как периоды волн изменяются мало при изменении глубины, их можно принять равными между собой. Следовательно,.

(7.42) т. е. длина волны уменьшается с уменьшением глубины.

Для суждения об изменении высоты волны положим, что количе­ ство энергии волны не изменяется при ее движении по мелководью.

Обозначим через 10 высоту волны и Lo— длину гребня волны на г глубине Но, а через h, L те же элементы на глубине Н. Энергию волны найдем, умножив выражение (7.23) на общую площадь волны L • X. Получим для волны на глубине Н E o = - g P g h 2 0X0, 0L а для волны на глубине Н E = ~ ^ p g f i 2L X.

Так как по условию энергия волны не изменяется, можно запи­ сать равенство -j- pgh2Loh=-^-pgh 0 LX, откуда h2 Lo Хо (7.43) Ц =~ Г Т ' Если длина гребня волны не меняется, т. е. L = L 0, то Хо h Заменяя отношение — - гго значением из формулы (7.42), по — А лучим ( 7.4 4 ) т. е. высота волны растет с уменьшением глубины.

Если L=L0 то, н^ _и (7.45) НL И ' т. е. при уменьшении длины гребня волны L высота возрастает. По­ добного рода явление может наблюдаться при вхождении волны в залив или бухту. Особенно заметное увеличение высоты волны за счет уменьшения длины гребня отмечается при вхождении в бухты и заливы приливных волн.

Приведенные соотношения являются приближенными и позво­ ляют оценить скорее качественную сторону явления, чем количест h_ сЯ СЯ од ho Рис. 7:22. Изменения элементов волн на мелководье.(по Би­ гелоу и Эдмондсону).

1 — длина и скорость, 2 — высота.

венную. На рис. 7.22 приведены кривые изменения высоты волны, ее длины и скорости для случая пологого берега, по Бигелоу и Эд­ мондсону, полученные на основе теоретических расчетов и несколько уточненные по результатам непосредственных-наблюдений.

На рисунке по горизонтальной оси даны отношения глубины моря Я к длине волны Яо, наблюдаемой вдали от берега (на глу­ бокой воде);

по вертикальной оси справа даны высоты волн в до берега h п0 вертикальной оси лях высоты волны вдали от * « слева— скорость в долях скорости волны вдали от берега Со Я длина волны в долях длины волны вдали от берега Яо I На рисунке видно, что когда глубина становится меньше поло­ вины длины волны, ее высота начинает уменьшаться и уменьшается 17 Заказ № 115 до тех пор, пока глубина не станет равной 0,17 длины волны. При дальнейшем уменьшении глубины высота волны начинает быстро расти. Длина волны и ее скорость уменьшаются с уменьшением глубины.

Прибой. Уменьшение длины при одновременном увеличении ее высоты приводит к быстрому нарастанию крутизны волны. Когда крутизна достигает предельного значения, гребень волны разру­ шается, образуя прибой.

Однако главная причина образования прибоя у отмелого бе­ рега— это трансформация. волны. Физическая природа трансфор­ мации профиля волны достаточно проста. Высота волны на мелко Р и с. 7.23. Т р а н с ф о р м а ц и я в о л н о в о го п р о ф и л я н а м е л к о в о д ь е (п о Ш у ­ лейкину).

водье оказывается соизмеримой с глубиной моря, поэтому движение частиц по орбите становится неравномерным;

частицы, находящиеся у подошвы, движутся из-за трения о дно медленнее частиц, находя-, щихся на гребне, и гребень начинает нагонять подошву. Схема из­ менения профиля волны при движении по мелководью, по В. В. IHyj лейкину, приведена на рис. 7.23. Цифры 1 2, 3, 4 характеризуют!

, последовательные профили волн при их движении к берегу. ' Когда передний склон волны делается отвесным (гребень нагоняет подошву), волна опрокидывается, образуя прибой Схема образования прибоя на отмелом берегу представлена нг рис. 7.24.

Опрокидывание гребней происходит не только у уреза воды, не и вдали от него. Глубина, на которой происходит опрокидывание гребней, зависит от многих факторов: длины волны и ее крутизны крутизны склона дна, направления ветра по отношению к берегу наличия течений и т. п.

По данным Бигелоу и Эдмондсона, при отлогом дне (уклон ме­ нее 1 : 40), нагонном ветре и сильном встречном течении волны мо­ гут опрокидываться на глубине вдвое большей, чем высота волны.

При умеренном ветре и штиле (разбивание зыби) и слабом течении волны разбиваются на глубине, равной 1,3 их высоты. При сильном нагонном ветре и отсутствии течений волны могут разбиваться на глубине, равной 3Д их высоты.

Если на пути распространения волн встречаются банки или рифы с небольшими глубинами, волны разрушаются над ними, образуя б у р у н — надежный сигнал подводных опасностей. Когда глубина над банкой значительно меньше половины длины волны, но не на­ столько мала, чтобы вызвать разрушение волны и бурун, над ней Iвсегда наблюдается искажение профиля волны и зачастую увеличе­ ние ее высоты.

Рассмотренный прибой, характеризующийся искажением про­ филя волны, ее опрокидыванием и последующим спокойным натека­ нием на пляж, относится к так называемому н ы р я ю щ е м у типу.

Этот тип прибоя встречается наиболее часто. Но в некоторых усло­ виях рельефа дна, ветрового режима и характера течений наблю­ даются и другие типы прибоя. Так, например, иногда гребень опро­ кидывается вдали от пляжа на относительно спокойный участок вод­ ной поверхности, образуя небольшой, вытянутый вдоль берега холм !воды, быстро перемещающийся к берегу по спокойному участку воды. Это так называемая у е д и н е н н а я волна, образующаяся при мгновенном добавлении избыточной массы воды (опрокиды |вающегося гребня) на сравнительно спокойную водную поверх­ ность. Уединенная волна имеет только гребень, но не имеет по­ дошвы. Ее называют также п е р е н о с н о й волной, так как с ней связан не только перенос воды, но и предметов, оказавшихся на ее поверхности.

Иногда наблюдается постепенное разрушение гребня. В этом случае волна, достигая максимальной крутизны, сохраняет при­ мерно симметричную форму. Разрушение волны идет вдоль ее 17* вершины, которая постепенно «расплескивается» по мере при­ ближения к берегу. Такой прибой называется р а с п л е с к и в а ю ­ щи м с я.

§ 40. Методы расчета ветровых волн Все практические методы расчета ветровых волн прямо или кос­ венно базируются на основных положениях, вытекающих из урав­ нения баланса энергии волн (7.26).

Согласно этому уравнению, элементы волны зависят от силы (скорости) ветра ш, продолжительности его действия и длины раз­ гона ветра D. Последняя определяется как расстояние, проходимое ветром над.морем при изменении его направления не более чем на + 22V20, т. е. на ± 2 румба.

Длина разгона ветра над океанами определяется обычно разме­ рами барических образований, а над морями, как правило, рас­ стоянием от подветренного берега до рассматриваемой точки моря.

Следует отметить, что зависимость элементов волн от силы ве­ тра, продолжительности его действия и длины разгона была вна­ чале установлена эмпирически и лишь позже нашла свое теоретиче­ ское обоснование в исследованиях В. М. Маккавеева (1937 г.).

Поэтому первые практические методы расчета ветровых волн бази­ ровались на гидродинамических теориях волн и эмпирических дан­ ных. В последующем они были уточнены на основе уравнения ба­ ланса энергии и их статистических характеристик,- Эти методы мо­ жно назвать условно э м п и р и ч е с к и м и.

Вторая группа методов расчета базируется на непосредственном) решении уравнений баланса энергии волн при введении тех или иных гипотез о связи между высотой и длиной (скоростью) волн и гипотез о механизме передачи энергии ветра волне. Естественно, что й в данном случае используются выводы классических гидроди­ намических^ теор'йй, эмпирические связи и статистические характе-;

пистпкн распределения волн (в частности, функции распределения!

элементов волн)’. Эти методы можно назвать э н е р г е т и ч е с к и м и. !

-Третья группа методов, развитие которых усилено в последние годы, строится на выводах спектральной теории волн с использова-i нием эмпирических данных, энергетики и статистики ветровых волн.

Эти методы можно назвать с п е к т р а л ь н ы м и.

Эмпирические методы. Существует довольно большое число эмпирических соотношений между элементами волн и силой ветра, продолжительностью его действия и длиной разгона.

Крупным недостатком многих из них является то, что в них нет уточнений, к волнам какой обеспеченности эти соотношения отно­ сятся, на какой высоте от поверхности моря следует определять ско­ рость ветра при производстве расчетов и не всегда дается анализ использованных данных при установлении связей. В этом свете с лучшей стороны выделялись формулы Л. Ф. Титова, которые и были положены в основу первой официальной «Инструкции по со­ ставлению прогнозов морских ветровых волн».

260 !

Э т и ф ор м у л ы бы ли уточнен ы Т итовы м (1 9 6 9 ). О н и теп ерь и м ею т вид:

/г=0,0152‘Ш ’5, 2р 0,146„О,5-1,5 w =0,029': w h = ——-гт-g t 0,5 п ПГ)П- 1,5„Л,0,5, (2 тг) ™0’V )'3=0,457.x0-W ’4, :

(7.46) - 2, t w0,65 —\ V t 0,35 г \ ),o 2 w, т=.0, h s 0, где x разгон волн в км;

w— скорость ветра в м/с, измеренная на уровне 6—10 м над поверхностью моря;

t — время роста волн в ча С сах;

р = :—. Предельные значения Р принимают равным 1. Тогда w предельные значения элементов волн будут определяться по фор | мулам, вытекающим из (7.46) при р = 1: „ *-пред- =0,0152та2, =0,64w, ^пред (7.47) =0,023, -•пред '-пред ! »3,0™2, "пред - » 1 9 ®.

J Если предельное значение р принять иным, например, 0,8, выра­ жения (7.47) примут другой вид, отличаясь от (7.47) константами.

Переход к элементам волн другой обеспеченности легко осуще­ ствить с помощью приведенных на рис. 7.17 безразмерных функций распределения элементов волн.

На основании этих формул рассчитана табл. 29, в которой при­ ведены максимальные значения высоты волн (3%-ной обеспечен­ ности) при данной силе ветра и необходимые для этого длина раз­ гона и продолжительность действия ветра.

Энергетические методы. В основу энергетических методов рас­ чета морских ветровых волн, как отмечено выше, положено решение уравнения баланса энергии (7.26). Имеется большое число решений этого уравнения, доведенное либо до расчетных формул, связываю­ щих элементы волн с силой ветра, продолжительностью его дейст­ вия и длиной разгона, либо до соответствующих графиков.

Тем не менее должной согласованности этих решений не достиг­ нуто. Причины этого заключаются, во-первых, в различии гипотез, принимаемых для получения дополнительного соотношения, связы­ вающего высоту и длину волны;

во-вторых, в различии гипотез, Таблица Максимальные высоты волн для различной силы ветра и необходимые для их образования продолжительности действия ветра (I) и разгон (х) (по JI. Ф. Титову) w D (разгон) Высота волн Отно­ Сте­ Средняя Средний шение пень t длина период Л3% 3% обе­ волне­ средняя Т волны к сила ветра, спечен. ния : ветра, м/с Т скорость МИЛИ км баллы h (м) (часы) (м) (сек.) (балл) V. (м) 4 6 108 197 1 1,3 0,5 5 1,1 6 3,8 III 1 / 5 9 243 445 1 7,0 1,2 3 2,6 0 5,8 1/20 V 6 11 363 680 2 0,8 3,9 0 76 7, 1,8 4 1 /20 VI 7 14 588 1070 2 6,4 2,9 8 6,3 0 8,9 1/20 V II 8 17 867 1580 3 2,1 4,3 9 9,3 0 1 0, 185 1/20 V III 9 20 1200 2200 6,0 3 7,8 1 2,9 256 1 2,8 1/20 IX 10 23 1587 2900 4 3,5 8,0 5 1 7,0 14, 337 1/20 IX 11 27 2183 3980 5 1,0 11,2 0 IX 2 3,6 1 7,2 1/ 12 30 2700 4900 5 6,7 1 3,7 0 1/2 0 IX 2 9,0 575 1 9, принимаемых для механизма передачи энергии ветра волне, а соот­ ветственно и в различии формул, используемых для расчета этой энергии;

в третьих, не всегда достаточно обоснованны заключения об обеспеченности элементов волн, к которым относят полученные связи.

Достаточно полное решение задачи о расчете ветровых волн на базе уравнения баланса энергии ветровых волн получено В. В. Шу­ лейкиным. Выше были приведены его выводы о механизме пере­ дачи энергии от ветра к волне и формула для расчета передаваемой мощности, а также формула для расчета потери энергии на турбу­ лентное трение.

Для замыкания уравнения баланса энергии волн с целью уста­ новления расчетных зависимостей между волнообразующими фак­ торами и элементами волн Шулейкин использует выведенное им уравнение, связывающее относительные высоты и длины волн - i - ° - 278i + ° - 722 ( i ) ' ' ' ' 7- где X и h0— длина и высота волн на стадии наибольшей крутизны, q соответствующей началу волнообразования и определяемой отно Q шением (3= — ^0,27, где с — скорость распространения волны, w aw —1скорость ветра.

Исходя из условия, что при установившемся волнении переда­ ваемая мощность от ветра к волне полностью расходуется на вну­ треннее турбулентное трение, он получил следующее уравнение, вы­ раженное в безразмерной форме:

т 31, „ dri _ _ L = 1 _ T)_ (7.49) dt где ц — безразмерная высота волн;

Ч=~г—', t — безразмерное время /Z o o — L i роста волн;

t- при этом t измеряется в часах, а период T o o Too в секундах;

— безразмерное расстояние (длина разгона);

= х = ------, где х — расстояние в километрах, w— в метрах в секунду 1 Т У оо й T — в секундах. Индекс оо при элементах волн характеризует их oo значения при полностью развитом (установившемся) волнении. Шу­ лейкин считает, что такой процесс наступает при р = 0,82. При ука­ занном значении р отношение ( “^ о о = 21. Исходя из него и урав hoo нения (7.48), можно получить следующие соотношения:

-—^-=50, ho ho =16,7.

ho На основе обработки результатов наблюдений Шулейкиным было установлено, что высота полностью развитых волн 5 %-ной обеспеченности связана со скоростью ветра соотношением:

/1„=0,0205 до2. (7.50) Это позволило ему (с учетом приведенных соотношений) пост­ роить график (рис. 7.25), определяющий предельные элементы вет­ ловых волн 5%-ной обеспеченности как функции скорости ветра.

[На том же рисунке представлена кривая значений.величины дотоо, входящей в расчет безразмер­ ного расстояния в уравнение (7.49). Решение этого уравне­ ния в безразмерной форме по­ зволило построить графики для расчета безразмерной вы­ соты г| от безразмерного вре­ мени действия t (рис. 7.26) и безразмерного расстояния (рис. 7.27). Первая из них ис­ пользуется при развивающем­ уся волнении, а вторая — при 'установившемся. Определение Стадии развития волн осуще­ ствляется по граничной кривой (рис. 7.28). Если точка, Рис. 7.25. Предельные элементы вет­ ровых волн 5%-ной обеспеченности как функции скорости ветра (по Шу­ 25 w м /с лейкину).

Р ис. 7.26. Д и а гр а м м а для расчета ветровы х t в о л н п о б е з р а з м е р н о м у вр е м е н и д е й с т в и я в о л н (п о Ш у л е й к и н у ) ’.

Р и с. 7.27. Д и а гр а м м а д л я р а с ч е та в е т р о в ы х вол н по б езразм ерном у р а з го н у (п о Ш у л е й к и н у ).

|наносимая по приведенным на рисунке координатам, оказывается |выше граничной кривой, то волнение принимается установившимся, а если ниже развивающимся.

Для перехода от безразмерных элементов волн к конечным ис­ пользуется диаграмма для расчета длины волны и их периода (рис, 7.29).

Таким образом, последовательность расчета будет следующая.

! По заданной скорости ветра определяются значения % оо, я w-%^ (рис, 7.25). По заданному разгону ветра х определяется безразмер х ное расстояние—, а по заданной продолжительности действия Рис. 7.2 8. Граничная кривая для рас- Рис. 7.2 9. Д иаграмм а для расчета длины чета ветровы х волн (п о Ш у л ей к и н у ). волн и их периода (п о Ш у л ей к и н у ).

ветра — безразмерное время---. По этим величинам определяется Too ' стадия развития волн (рис. 7.28), в зависимости от которой исполь ! зуются либо первая (рис. 7.26), либо вторая (рис. 7.27) диаграммы, определяющие значения безразмерной высоты волны г. Н а этих | диаграммах справа показаны безразмерные значения глубины моря, gH гДе Н — глубина моря. Кривые определяемые отношением с индексом ноль относятся к глубокому морю 0,5 j. По диа­ грамме (рис. 7.29) определяют относительные периоды, длины волн ;

и их крутизну, которые легко позволяют перейти (с учетом сказан­ ного выше) к абсолютным значениям элементов волн1.

V, 1 На приведенны х рисунках скорость ветра обозначена через а период через Т.

Спектральный метод. В практике расчета элементов ветровых волн спектральный метод следует считать наиболее перспективным.

Естественно, как указано выше, при этом методе подхода к реше­ нию задачи расчета элементов волн (точнее, поля волнения) не ис­ ключается использование выводов классических, статистических и энергетических теорий, а напротив, их широкое и комплексное при­ ложение.

В наиболее простом виде спектральный метод можно рассмот­ реть на примере разработок, выполненных Пирсоном, Нейманом и Джеймсом, опубликованных в монографии «Ветровые волны». Пред­ ложенный ими метод используется в прогностической службе США.

Сущность метода состоит в установлении связей между элементами волн определенной обеспеченности или их средними значениями и энергией волн.

В качестве характеристики энергии заданной совокупности волн используется так называемый кумулятивный спектр, представляю­ щий интегральное значение элементарных волн в заданном диапа­ зоне их частот. Такие спектры рассчитываются для различных зна­ чений скорости ветра, продолжительности его действия и длины разгона. Между кумулятивным спектром Ек и элементами волн за ­ данной обеспеченности существует определенная связь. Так, на­ пример, средняя высота волны h связана с ним соотношением Л = 1,77 У Як.

Для установившегося волнения найдена связь между величиной Ек и скоростью ветра w, выраженной в узлах, которая имеет вид Для определения среднего периода установившихся волн т ис­ пользуется эмпирическое соотношение т = 0,285®, а для средней длины волны X соотношение ? =3,41t2.

v Для расчета элементов неустановившихся волн вводится ряд вспомогательных графиков, построенных на основе эмпирических связей.

Переход от средних значений элементов волн к элементам волн любой обеспеченности осуществляется с помощью графиков, анало­ гичных рис. 7.17.

В принятом в настоящее время в гидрометеорологической службе методе расчета (прогноза) ветровых волн тесно сочетаются спектральная и энергетическая теории волн с учетом статистиче­ ских законов распределения волн и выводов классических (гидро­ динамических) теорий.

В результате работ, выполненных в Государственном океано­ графическом институте (ГОИН ) и Союзморниипроекте (СМ НИ ИП ) коллективом авторов, разработано Руководство по расчету пара­ метров ветровых волн (Л., Гидрометеоиздат, 1969), ответственные редакторы которого Б. X. Глуховский и Ю. М. Крылов.

В этом руководстве выводы спектральной теории волн в основ­ ном используются при расчетах элементов волн в условиях слож­ ной береговой черты. Здесь элементы волн существенно зависят от углового энергетического спектра — Е (0), представляемого при '(0) =— cos20.

веденным выше законом Для практических расче я тов оказалось удобнее пользоваться интегральной функцией угло­ вого распределения энергии Ф„) ‘ e si" 180° 2я Численные зависимости параметров волнения от разгона и ско­ рости ветра получены эмпирическим путем в результате обработки данных волнографных наблюдений, а от времени действия ветра — путем решения уравнения баланса энергии волн с учетом тех же эмпирических связей.

В итоге были выведены следующие основные соотношения между параметрами волн и волнообразующими факторами в без­ размерной форме:

4 _0,0 0 4 2 (^ У '\ Wг \W 1 ^ = 0,0 0 1 3 ( — ) U\ (7.51) \w ) w х ' где безразмерное время действия ветра иразгон связаны уравне­ нием g'- 7.3 (-S T ‘ - 7 W \W Уравнение связи среднего периода т и средней высоты волны h имеет вид -1= 18,7 ( ^ V 5. (7.53) Н а основе приведенных зависимостей построены специальные номограммы, позволяющие вести расчет элементов волн при задан­ ных значениях волнообразующих факторов как на глубоководных, так и мелководных акваториях.

§ 41. Волны от землетрясений (цунами). Внутренние волны Волны от землетрясений (цунами). В современной океанографи­ ческой литературе цунами — общепризнанное название длинных морских волн, возникающих от сейсмических причин. Происхожде­ ние этого слова японское.

Цунами образуются в результате подводных землетрясений или извержений вулканов, когда в океане происходят деформации дна значительного размера, хотя не исключается возможность их образования и при землетрясениях на суше, при. сбрасывании с берега значительных масс грунта или льда или при подводных оползнях.

^ 'Ц у н а м и, возникающие от сильных землетрясений или изверже­ ний вулканов, вызывают большие бедствия для населения побере­ жий океана, и каждое цунами надолго остается в памяти народов, населяющих берега океана, подвергшиеся его воздействию. Не вы­ зывает удивления поэтому, что сведения о морских волнах — цу­ нами— сохранились с 479 г. до нашей эры. За весь этот промежу­ ток времени продолжительностью примерно 2500 лет было отме­ чено 355 цунами, из них 30 — вызванных деятельностью вулканов.

Географическое распространение этого явления полностью обу­ словлено зонами сейсмической и вулканической деятельности.

Из 355 наблюденных цунами 308 отмечено в Тихом океане, 26 — в Атлантическом и 21— в Средиземном море. Каталог цунами можно найти, например, в работе И. Д. Понявина, где дана и де­ тальная библиография.

Из приведенных данных следует, что основной район, где зарож ­ даются цунами,— это сейсмический пояс разлома Тихого океана, к которому относится до 80% всех землетрясений, регистрируемых на земном шаре. Недаром эту зону Тихого океана называют «огнен ' ным кольцом».

, • Океанские участки земной коры в пределах этого пояса опуска ются, а края континентов поднимаются. Зона поднятия и опускания 1 земной коры сосредоточена на довольно узком пространстве, что : приводит к большим напряжениям в земной коре. Когда породы не выдерживают напряжений, происходит разрыв земной коры, что и / вызывает землетрясение. Так как отрезок времени, в течение кото­ рого лроисходит разрыв, весьма мал, мощность землетрясения до­ стигает огромной величины. Такие землетрясения на дне океана посылают по направлению континентов длинные волны — цунами, ” достигающие-у побережий гигантской высоты..

i.

... 'Более всего от цунами страдают побережья Камчатки, Японии, Курильские и Гавайские острова. Наиболее разрушительными из них являются те, которые образуются от землетрясений на скло­ нах глубоководных впадин.

Н а Гавайских островах ввиду большей удаленности от эпицент­ ров цунами разрушительное действие последних обычно бывает более слабым, чем на Японских островах. Однако и здесь бывают цунами большой разрушительной силы, которые приносят большой вред населению островов и сопровождаются человеческими жерт­ вами.

На Курильских островах и Камчатке наиболее сильны цунами, образующиеся в результате землетрясений в Курил'о-Камчаткой впадине, и продолжении ее у японских берегов.

'•.Механизм формирования цунами тектонического происхожде­ ний наиболее подробно рассмотрен в работе Г. И. Попова (1961 г.).

По его мнению, возникновение сильнейших землетрясений яв­ ляется следствием образования разрывов на поверхности земной коры или под корой. При небольшой глубине очагов землетрясений разрывы доходят до поверхности, где образуются разломы. Прак­ тически мгновенные изменения (со скоростью звука) рельефа дна океана образуют местные изменения в объемах воды на значитель­ ных участках дна океана, что может служить одной из причин воз­ никновения цунами.

Однако не каждое землетрясение на дне океана формирует цу­ нами. Для объяснения этого явления Гутенберг выдвинул гипотезу о возникновении цунами вследствие образования огромных ополз­ ней при землетрясениях, вытесняющих огромные массы воды. О бос­ новывая свою гипотезу, Гутентберг, указывает, что большая часть землетрясений образуется в океанических впадинах, на склонах ко­ торых возможно образование оползней.

Шепард отвергает это предположение, говоря, что есть много районов океана, где возможно образование оползней, но цунами там не образуются. Кроме того, скорость движения оползня недоста­ точна для образования цунами.

Саваренский, Святловский, Тищенко, Добровольский и Живаго предложили иную гипотезу, которая сводится к следующему: зем­ летрясения приводят к образованию разрывов земной коры, что вы­ зывает сбросы, взбросы, сдвиги и надвиги, приводящие к опусканию или поднятию значительных районов дна океана. В таких условиях в водной среде происходят практически мгновенные изменения объ­ ема и давления. Волны давления зарегистрированы акустическими приборами при некоторых землетрясениях. Эти причины и приводят к образованию волн сжатия и разрежения, формирующих на по­ верхности океана цунами.

Изложенные гипотезы в общем не противоречат одна другой, а скорее дополняют пробелы каждой из них.

Непосредственной причиной образования цунами являются из­ менения рельефа дна, происходящие в результате землетрясения:

оползни, провалы, сбросы, поднятия и другие подобные явления, возникающиеся практически мгновенно на огромных участках дна океана. Это подтверждают и данные непосредственных измерений.

Так, например, опускание дна во время землетрясения в Адриати­ ческом море достигало 400_м/При подводном землетрясении в С а­ гами (Япония) тщательные промеры установили в северной части поднятие на 230 м, а в южной опускание на 400 м. По расчетам Шулейкина, при поднятии дна было вытеснено около 22,5 км3 воды, сформировавшей, цунами.

В бухте Литуя (Аляска) в воду с высоты около’900 м в резуль­ тате землетрясения обрушилось 300 млн. м3 породы. Ввиду относи­ тельной малости бухты (длина около 11 км, максимальная глубина 200 м) обвал вызвал всплеск воды высотой 520 м. Волна высотой до 60 м опустошила берега бухты.

При образовании цунами в момент возникновения провала на дне океана вода устремляется к центру образовавшейся впадины, заполняет ее, затем под действием инерционных сил переполняет, формируя невысокий, но громадный по объему холм воды на по­ верхности океана. Под действием тяжести эта выпуклость начинает совершать колебательные движения относительно уровня океана, соответствующего состоянию покоя, — образуется цунами.

При резком поднятии дна вначале образуется выпуклость, кото­ рая под действием сил тяжести приходит в колебательное движе­ ние, и таким образом возникает цунами.

В месте зарождения (на больших глубинах) цунами, образовав­ шееся в результате землетрясения, представляет собой поперечную волну ничтожно малой высоты, распространяющуюся со скоростью c = ig H, которая не может быть, видимо, даже измерена с достаточ­ ной степенью достоверности, так как глубина океана велика, а при­ ращение (положительное или отрицательное) этой глубины в ре­ зультате цунами чрезвычайно мало, тем более что длина волны оп­ ределяется сотнями километров. Естественно, никакие суда, под килем которых эта волна проходит, не могут ее зарегистрировать или даже заметить^ ~~ Цунами при извержениях вулканов изучены меньше по сравне­ нию с цунами, образованными землетрясениями. По извержению вулкана'Кракатау, которое непосредственно наблюдалось многими очевидцами, можно судить, что в отдельных случаях высота волн достигает громадной величины (40 м). В этом случае механизм ф ор­ мирования морских волн иной, так как силой, вызвавшей цунами, был подводный взрыв. С достаточной долей достоверности действие подводного вулканического взрыва можно отождествить с подвод­ ным атомным взрывом. Однако наряду с поперечными могут возни­ кать продольные волны (волны сжатия), которые создают до­ статочно резкие удары о днище корабля, подобные тем, которые испытывает корабль при посадке на мель. Этот эффект отмечается кораблями в момент нахождения вблизи эпицентра зарождения сейсмической волны.

Свидетельством воздействия продольных волн могут служить записи в вахтенных журналах об ударах о грунт в таких районах океана, где глубины достигают нескольких тысяч метров.

С удалением волн цунами от места их зарождения высота волн уменьшается, а длина увеличивается. Однако при подходе к берегу вследствие резкого изменения глубины, как следует из рассмотрен­ ного выше вопроса о поведении волн у побережья, происходит рез­ кое увеличение высоты при уменьшении длйны волны. При этом, как отмечено, чем меньше крутизна волн (а цунами обладают весьма малой крутизной), тем интенсивнее нарастание высоты. Это и при­ водит к тому, что при высоте волны в месте зарождения порядка ! десятков сантиметров, цунами у берегов достигают десятков мет­ ров (по косвенным данным — до 80 м ).

Наступлению волн цунами на берег обычно предшествует пони­ жение уровня моря и приход сравнительно небольших волн. Затем ) может быть вторичное понижение уровня и после этого приходят I волны цунами. З а первой крупной волной, как правило, приходит |еще несколько волн с интервалами от 20 мин. до 1 2 час. Наступле — ! ние цунами иногда сопровождается свечением воды и дна, произ­ водимым планктоном. Свечение бывает иногда настолько сильным, что напоминает вспышку прожектора.

Цунами могут иметь характер одиночных волн или цуга волн, близких по своим свойствам к одиночным.

В настоящее время имеется большое число работ, посвященных ;

исследованиям цунами и разработке методов их прогноза (преду­ преждения). Учитывая грозную опасность цунами, создана спе­ циальная служба прогноза (предупреждения) цунами.

Предсказание цунами зависит от того, как будет предсказано землетрясение. Землетрясения в настоящее время не предсказы­ ваются, и, таким образом, задача прогноза цунами в прямом смы­ сле этого слова также пока невозможна.

В настоящее время под прогнозом цунами подразумевают рас­ чет времени, необходимого для подхода волны от эпицентра свер­ шившегося где-то в океане землетрясения до заданного пункта по­ бережья.

Н о и такой прогноз осложняется тем, что не при всех землетря сеЯ1Ш1Гв^сжеанё"в^ни!сают.цушми^ Поэтому первоначальной зада чёйТпослё того уже как землетрясение зарегистрировано и опреде­ лен его эпицентр, является проверка, относится ли данное землетря­ сение к тем, которые формируют цунами. Пока это делается на j основании эмпирических данных, которые просто устанавливают наиболее опасные^айоны океана, где землетрясения чаще всего вы зывают цунамиЛТак, например, утверждается, что у берегов Япо­ нии землетрясения;

' сопровождаемые цунами, появляются чаще то­ гда, когда их эпицентры расположены к востоку от Сангарского пролива и к югу от о. Сикоку. Но такого рода заключения не всегда ;

надежны, и поэтому обычно надежным подтверждением цунами яв­ ляется р егистрация сформировавшейся волны.

\Предсказания цунами основываются на регистрации происходя ;

щих в океане процессов во время землетрясения тремя способами:

сейсмические наблюдения на ряде станций, наблюдения над уров ! нем с помощью мареографов и акустические наблюдения.

Заблаговременность предупреждения, необходимая при всяком прогнозе, в данном случае обеспечивается тем, что скорость распро ;

странения сейсмических волн в земной коре измеряется несколь­ кими километрами в секунду, и, таким образом, сведения о земле­ трясении, происшедшем где-то на дне океанй, поступают в течение считанных минут. / " Служба прогноза цунами базируется на системе сейсмических станций и сети мареографных пунктов, расположенных на островах и многих пунктах побережья. Эти пункты регистрируют сформиро­ вавшуюся волну цунами..

Наличие удаленных от побережья океана островов дает возмож­ ность предупредить население берегов океана о приближающейся неотвратимой опасности. Немедленно по получении сведений о волне цунами, измеренной мареографами, дается предупреждение и уста­ навливается время подхода волны к различным пунктам побережья океанаЛ»

Н а больших расстояниях от цунамигенных районов, какими яв­ ляются Гавайские острова и тихоокеанское побережье США, пре­ дупреждение о цунами осуществляется станциями, оборудованными сейсмографами с видимой записью и механической регистрацией, предназначенными для обнаружения удаленных землетрясений (Кирнос и Рыков, 1961).

Японская служба предупреждения цунами также опирается преимущественно на сейсмические наблюдения.

Наиболее опасными для Японии являются цунами, возникающие вблизи тихоокеанского побережья. В этих районах действует до сейсмических станций, объединенных в оперативные группы числом до 9 с центрами в метеорологических обсерваториях. Обсерватории связаны со станциями прямой кабельной связью. Обсерватории объявляют состояние тревоги каждая по своему району.

При землетрясении, соответствующем по шкале С СС Р 6—7 бал­ лам, станция передает о нем данные не позже чем через 5 мин. от его начала. Центр, получив данные со своей группы станций, при­ нимает решение о подаче сигнала тревоги. Все необходимые сведе­ ния в обслуживаемый район передаются не позднее чем через 20 мин.

от начала землетрясения.

Удаленные от берегов Японии землетрясения регистрируются специальной группой из 9 станций. Станции связаны прямым прово­ дом с Токио.

Для наших дальневосточных районов, подверженных воздейст­ виям цунами, — Камчатки и Курильских островов — наиболее опас­ ными являются цунами, возникающие в районах Курило-Камчат ской впадины. Эта впадина удалена от побережья на относительно небольшое расстояние. Волна цунами добегает здесь до берега всего за 20— 30 мин после начала землетрясения. Для регистрации эпи­ центра землетрясения используется специальная установка — У БО Э Ц (установка быстрого определения эпицентра), разме­ щенная в Петропавловске-на-Камчатке, Ключах и Южно-Саха­ линске.

Установка состоит из двух комплектов приборов. Один из них показывает направление на эпицентр — азимут, другой — расстоя­ ние и силу землетрясения.

Л. М. Бреховских указывает на реальные возможности преду­ преждения цунами путем наблюдений за распространением звуко­ вых волн.

Внутренние волны. Как показано в гл. II, изменение плотности с глубиной далеко не всегда равномерно, и в силу различных при­ чин может возникать более или менее резко выраженная слоис­ тость.

Из теории волн и наблюдений следует, что на поверхности раз­ дела между слоями воды разной плотности возникают волны, ана­ логичные волнам на поверхности моря, которую можно рассматри­ вать как поверхность раздела слоев воды и воздуха. Поэтому вы­ воды, относящиеся к поверхностным волнам, можно применить и к волнам, образующимся на границах раздела вод и называемых внутренними волнами. Различия заключаются в том, что при рас­ смотрении волн на поверхности раздела слоев воды необходимо учитывать плотность и нижнего и верхнего слоев. Для поверхност­ ных волн плотность воздуха не учитывается, так как она мала по сравнению с плотностью воды.

Внутренние волны возникают под действием тех же сил, кото­ рые вызывают и поверхностные волны. В зависимости от отноше­ ния длины внутренней волны к толщине слоев различают короткие волны, у которых это отношение мало, и длинные волны, у которых длина волны превышает толщину слоев. Если толщина слоев воды большая (теоретически равная бесконечности), скорость распрост­ ранения внутренних волн определяется формулой Р —P 2i (7.54) Р 2п 2+Р где рг — плотность нижнего слоя воды;

pi — плотность верхнего слоя воды. Остальные обозначения прежние.

Если в формуле (7.54) р2 принять за плотность воды, a pi за Рг • pi — плотность воздуха, то отношение------ можно считать равным P2+ P единице. Тогда формула (7.54) принимает вид формулы (7.13), по­ лученной ранее из трохоидальной теории волн Следовательно, короткие волны на свободной поверхности моря можно рассматривать как частный случай внутренних волн.

Так как разность плотностей двух слоев воды составляет обычно 0,01— 0,02 единиц плотности, то скорость внутренних волн будет в 7— 10 раз меньше скорости поверхностных волн той же длины.

Если толщина верхнего слоя воды мала и равна Hi, а толщину нижнего слоя по-прежнему можно считать большой, то для скоро­ сти внутренних волн получается формула Р 2 — P i (7.55) 2л, 2я# p2 c th -— ---------f - p i.

IS Заказ № Если длина воли больш толщ е ины слоев (длинны волны и е ), х скорость определяется ф м ор улой Р 2 '— p i (7.56) gH zH i рг Н2+ Н где Hi и p —толщ и плотность в д верхнего слоя;

Я2и р i ина оы 2— толщ и плотность во ыниж ина д него слоя.

Если в ф м (7.56) полож Я2 р ор уле ить авной глубине м р Я, оя a Hi —вы атм еры то соте осф, Hi = 1 и -P - P l l-=1.

Я2+Я1 р Тогда получаем известную нам ф улу скорости поверхностной орм длинной волны (7.19) cZ=gH2= g H.

Следовательно, ид линны поверхностны вол м но рассмат­ е е ны ож ривать как частны случай внутренних в л.

й он П воздействии од ри инаковой си на свободную поверхность лы м р и на внутренню поверхностьраздела образую волны н оя ю тся,е одинаковы п вы е о соте. Внутренние вол ы и ею больш вы н мт ую соту, ч поверхностны так как работа, затрачиваем на п д ем слоя ем е, ая оъ во ы в воздухе, значительно больш работы на п д ем слоя в д д е оъ оы вво е, близкой п плотности.

д о От поверхности раздела вверх и вн з внутренние во н бы и л ы стро уменьш тся п вы п закону аю о соте о ~ 2* Т х, (7.57) h=h0e где h —вы во н на расстоянии 2 от поверхности раздела (слоя сота л ы скачка плотности);

h0—вы сота во н на поверхности раздела.

лы Н аблю дения показы т, ч вы ваю то сота внутренних волн м ет до­ ож стигать 20— 0 м О ечались случаи, когда поплавок, уравнове­ 3. тм ш н й в слое скачка на глубине 30— 5 м появлялся н поверхно­ ен ы 3, а сти м р Н о я. екоторы исследователи (наприм Н е ер, ансен) указы т ваю н вы а соты внутренних волн порядка 1 0 м Соответственновы 0. соте внутренних волн изм еняется и глубина слоя скачка, в котор о и ом н образую С этим необход м считаться, так как с полож ем тся. ио ени слоя скачка связаны глубина залегания «ж идкого грунта», условия распространения звука и прозрачность в д.

оы Внутренние вол ы возникаю ие в слое скачка плотности, н н, щ е единственны представители внутренних волн Теоретические ис­ е.

следования и наблю дения показали, что в толщ в д возникаю е оы т внутренние во н и п и постоянном градиенте плотности в д, т. е.

лы р оы п и плавном возрастании плотности с глубиной и отсутствии слоя р скачка плотности.

Н аиболее п лн е теоретические исследования таких внутренних оы вол б л пр и ен Ф н ы и о звед ы иельстадтом Его исследования основаны.

на решении диф еренциального уравнения, описы щ систем ф ваю его у длинны внутренних волн, которое и еет ви х м д — +Pgpw = 0, где 1ф w —вертикальная скорость частиц вод ;

г —вертикальная коорди­ ы ната.

Это уравнение дает бесчисленное м ество реш нож ений, состав­ ляю их бесконечны спектр внутренних во н О щ й л. днако и этогоз спектра только сравнительно небольш чи волн и еет прак­ ое сло м тическое значение. Н аибольш значение и ею вол ы пер х ее мт н вы порядков, которы характеризую наибольш и значениям ам е тся им и­ плитуд. С увели чением порядка волн их ам плитуда ум еньш ается.

П орядок во н определяется чи лы слом м аксим ов ам ум плитуд, наблю ­ даем х на различны глубинах. Волна первого порядка им о и ы х еет д н м аксим, второго два и т. д. П ум риливная волна, н им щ м е ею ая акси­ м а, так как ее ам ум плитудына всех глубинах одинаковы относится, к волне нулевого порядка.

Слож ение волн различного порядка дает весьм слож а ную кар­ тину изм енения с глубиной ам плитуд и горизонтальны скоростей.

х И нтересно отм етить тот ф акт, что м аксим альны ам е плитуды вну­ тренних длинны волн описы ы уравнением Ф х, ваем х иельстадта, п и р равном ерном увеличении плотности с глубиной отм ечаю в слоях тся с наим еньш вертикальны градиентом плотности в д. П на­ им м о ы ри ли слоев скачка м чии аксим ам ум плитуд располагается в зоне ска­ чка, однако м аксим альны ам е плитуды отм ечаю н сам сл е тся е-в ом о скачка, а на его ниж границе.


ней Теория Ф иельстадта относится, как о ечен вы е, к свобод­ тм о ш н м д нны волнам О ы ли м. днако ее м ж о использовать и п и изуче­ он р ни внутренних приливны волн так как величи возм аю ей и х, на ущ щ си м п сравнению с величи и входящ и в уравнение лы ала о нам, им Ф иельстадта.

П распространении внутренних при вны волн отм ри ли х ечается на определенны ш х иротах явление резонанса, т. е увели. чение ам ­ плитуд внутренних приливны во н О обусловлено тем ч н х л. но, то а этих ш иротах собственны пер од колебаний толщ в д бли йи и о ы зок к периоду при вны волн, ч и создает явление резонанса.

ли х то Д полусуточны приливны волн явление резонанса отм ля х х еча­ ется на ш ироте 30°. Явление резонанса сущ ественно изм еняет ха­ рактер при вны течений на глубинах, особен п д слоем скачка, ли х но о ч вы дает п и обработке результатов наблю то нуж р дений над прилив­ н м течениям на этих ш ыи и иротах и п и и пред чи рх вы слени учиты и ­ вать воздействие внутренних волн.

18* § 4 2f Х а р а к т е р и с т и к а в о л н М и р о в о г о о к е а н а И излож з енной вы е теории следует, ч элем ш то енты м орски х волн, возникаю их п действием ветра в океанах и м щ од орях, зави­ сят н только от си ветра, н и от продолж е лы о ительности его дейст­ вия, д н разгона и рельеф дна. П ли ы а оэтом ветер о н й и той ж у до е си п и различны конкретны условиях м ет вы вать различ­ лы р х х ож зы н е во н.

ы лы О этом свидетельствую и результаты непосредственны на­ б т х б д йИ лю ени. звестно, наприм что ветер си ер, лой 1 баллов м ет 2 ож наблю даться как над океанам так и п и, очти над всем м р и Од­ и о ям.

нако наблю ы м даем е аксим альны вы е соты во н в океанах значи­ л тельно больш ч в м р е, ем о ях.

Таблица Наибольшая высота ветровых волн и соответствующие им длина, скорость распространения и период по наблюдениям в океанах и морях (по JI. Ф. Титову) В ’етер Э л е м ен ты волн отн ош ен и е с к о р о с ть вы сота скорость пери од дл и н а бал л вы соты (м /с ) (м) (м /с ) (м) (О к длине 6 13 4,0 87 7, 1 1,8 1/ 7 16 5,8 129 1 4,2 9,1 1/ 8 19 8,4 138 1 4,7 9,4 1/ 9 22 1 1,5 180 1 6,8 1 0,7 1/ 10 25 1 3,5 1/ 1 2,6 285 2 1, 11 27 1 4,5 376 2 4,4 1 5,5 1/ В табл. 3 пр вед ы наибольш вы 0 и ен ие соты волн п наблю о дениям в океанах и м р п и различны скоростях ветра, и ею и обес­ о ях р х м щх печенность о л 5% ко о.

В дополнени к табл. 25 следует отм е етить результаты некото­ р х наблю ы дений. Ветровы вол ы вы ен сотой около 1 м оп ед ы 8 р елен Корниш вАтлантическом океане п и ветре 1 —1 баллов и около ем р 2 мп и ветре 1 баллов.

1р Вы соту во н 2 м наблю лы 1 дали с судна «А сканю в Тихом с»

океане в вр я продолж о ем ительного ш а ураганной си. В ан­ торм лы тарктических водах с дизель-электрохода « б » в 1 5 г. бы из­ Оь - 9 8 ла м ена инструм ер ентально вы сота вол ы 24,5 м Эдм н. ондсон приво­ д л сведения о наблю и денной визуальной вы соте вол ы в Тихом н океане порядка 30— 5 м 3.

П риведенны вел ч н ветровы волн встречаю в океанах е ииы х тся д льн р ко ово о ед.

Результаты наблю дений, при енны в табл. 3, показы т, вед е 0 ваю чм то аксим альны ш овы вол ы м е торм е н огут достигать д ны около ли 400 м и следовательно, распространяться д значительны глубин.

, о х Если принять в соответствии с трохоидальной теорией вол, что вы н ­ сота во н с глубиной ум лы еньш ается п экспоненциальном закону, о у нетрудно вы числить, ч п и вы то р соте вол ы на поверхности 1 м на н глубине 1 0 мвы 5 сота волны будет 0,7 м на глубине 1 0 м—1 м, 0,9, а на глубине 30 м—7 м.

Географ ическое распределение волн в различны районах М х иро­ вого океана п сезонам (м о есяцам дается в специальны пособиях, ) х указанны в списке литературы х.

П составлении пособи в настоящ врем ш роко использу­ ри й ее яи ю реж но-клим тся им атические характеристики ветровы волн Для х.

и определения сущ х ествует несколько п и ов.

р ем О и них заклю дин з чается в том ч п ти, то о повы картам полей м ветра рассчиты тся элем ваю енты волн о н м и м ов, описанны д и з етод х вы е, а далее, исходя и вероятности вы ш з деленны пх олей ветра за год, сезон, м, и ую вероятность элем есяц ском ентов ветровы волн х отож дествляю с вероятностью соответствую их типов п ы т щ огод.

Д океанов оказалось ц ля елесообразнее использовать другой п и. П синоптическим картам рассчиты т элем р ем о ваю енты волн для вы бранны точек. Располагая результатам таких расчетов за дли­ х и тельны (м й ноголетний) п и д м н получить характеристики ер о, ож о волн за год, сезон, м.

есяц Последний способ требует длительного вр ен и кропотливы ем и х еж едневны расчетов. П х оэтом в Л у енинградском гидром етинсти туте М М Зубовой разработан способ, позволяю ий реш ука­.. щ ить заннуюзадачу в б лее короткие отрезки вр ен.

о ем и Расчет п предлож о енной м етодике дал следую ие значения ре­ щ ж но-клим им атической характеристики вы волн 3%сот -ной обеспе­ ченности (близкой к м аксим альной) для зи ы (январь—м м арт) в Северной Атлантике, район 56° с. ш 20° з. д.,.

В ы с о т а волн 1,5 2,3 3,2 4,1 5,0 6,0 8, 3% -н о й 1 0,0 1 2, 1,2 1 5, о б е с п е ч е н н о с т и (м ) 92,7 82,8 60,8 4 8,6 28,9 19,7 8,3 3,0 0,5 6 0,0 7 0, Их режимно климатиче­ ская харак ­ теристика (% ) И таблицы ви н характерное (достаточно резкое) ум з до еньше­ н е обеспеченности вы крупны волн Такая картина отм и сот х. ечается в всех районах М о ирового океана. Полученны результаты доста­ е точно хо о о согласую с данны и наблю рш тся м дений. ' Глава VIII КОЛЕБАНИЯ УРОВНЯ МИРОВОГО ОКЕАНА § 43. Уровень океана и причины его колебаний /П олож ение свобод ой поверхности М н ирового океана —ур овень океана \ ф ируется разнообразны и силам воздействую им орм м и, щи на м ассы в д. Если б в д океана бы о н од ы и находи­ оы ы оы ли д ор н лись в п л о п ко то поверхность океана совпадала б с поверх­ о н м о е, ы ностью норм, альной к направлению си тяж лы ести, назы ой ваем уровенной, и и изопотенциальной поверхностью л.

П оверхность среднего м ноголетнего уровня М ирового океана наиболее близко совпадает с о н й и уровенны поверхностей до з х, а поэтом и приним у ается в п во приближ ер м ении за поверхность геоида (среднего полож ения поверхности Земли).

Реальная поверхность океана н остается в п е окое, а находится в н р ы ом и енени п д влиянием м х и енчи х си от­ еп ер вн зм ио ноги зм вы л, клоняясь от поверхности геои да.

П оскольку отклонения поверхности (уровня) океана от среднего уровня обусловленыдвиж ениям его в д наблю и о, дения над этим от­ и клонениям позволяю судить о динам и т ическом состоянии в д о океана. Так, наприм п топограф поверхности океана и п на­ ер, о ии о блю дениям над колебаниям уровня у б и ерегов рассчиты тся гра­ ваю диентны течения.

е х Процессы и силы, влияющ ие на положение уровня океана. Все п ессы и си, вы ваю и разнообразны динам роц лы зы щ е е ические явле­ н я в океанах и влияю ие на полож е его поверхности (уровня), и щ ени в наиболее о щ ф р е м ж о объ ни в следую ие осн б ей о м о н еди ть щ овные группы :

а)' косм ические—приливообразую ие си ;

щ лы б геодинам ) ические и геотерм ические явления в зем ой кор н е (землетрясения и м оретрясения, изверж ения вулканов на поверх­ ности суш и п д во о, вековы п д ем и опускания суш и со­ и о дй е оъ ы и вр ен ы тектонические движ ем н е ения);

1 Уровень океана (моря) — высота поверхности океана (моря), свободной от влияния ветровых волн и зыби, измеряемая относительно условного горизонта.

вм ) еханические и ф изико-хим ические воздействия, обусловлен i ные солнечной радиацией и воздействием атмосферы (тепловые про­ цессы в океане, и енения атм ерного давления, ветер, осадки, зм осф ! береговой сток ит. п.).

v Слож систем движ ная а ения водны м ф ирую аяся в ре­ х асс, орм щ зультате действия всех этих ф акторов, в той и и о степени про­ ли н й является в определенной топограф поверхности М ии ирового океана, н р ы ом еп ер вн еняю ей сво очертания.

щ и Н аиболее правильны в вр ени пери е о ем одически колебания по­ е верхности м р возбуж тся приливообразую им силам Н оя даю щи и. о даж и эти колебания исследованы ещ недостаточно, хотя и м е е ного лучш других ви о колебаний. Только для ограниченны площ е дв х а­ дей некоторы м р им тся карты состояния уровенной поверх­ х о ей ею ности на определенны ф приливны явлени е азы х й.

Благодаря периодичности приливны колебаний уровня о и лег­ х н ко м огут бы и ть склю чены и наблю з денны данны надуровнем пу­ х х те - и осреднения. П осреднени за м мх ри и есяц и год м ж о такж ли он е освободиться от других периодических колебаний. Тем сам м м ­ ыо ж вы но делить и данны наблю з х дений за колебаниям уровня непе­ и риодическую наиболее трудно учиты ую часть, обусловленную, ваем главны образом изм м енчивостьювоздействия атм еры осф.

Геотерм ические и геод н и и а.м чески явления в зем коре обус­ е ной ловливаю ли кратковрем т бо енны непери чески зачастую до­ е оди е, во о резкие, даж катастроф льн е ические, колебания уровня, такие, как цунами, сильные сейши, ли относительно м лен е бо ед ны и енения среднего уровня вследствие поднятия и опускания зм ли суш и.

Непериодические колебания уровня. Колебания уровня, обус­ ловленны различны и сторонам деятельности атм еры и сол­ е м и осф н н й радиации, и ею о ы н непери чески характер. О еч о м т б чо оди й днако вм о ногих случаях в них м ж о установить известны ритм свя­ он й, занны с наличи суточного и годового хода определяю их гидро­ й ем щ м етеорологических ф акторов. М ногообразны стороны атм ер­ е осф н й деятельности приводят и к м о ногообрази ви о колебаний ю дв уровня. В о щ реж е уровня м р м н вы б ем им о я ож о делить следую ие щ главнейш непери чески составляю ие, вы ие оди е щ званны солнечн е ой радиац идеятельностьюатм еры ией осф.


а) Сгонно-нагонны колебания, связанны с ц е е иркуляцией в д о, возникаю ей в результате тангенциального трения, возникаю его щ щ м ду воздуш м потоком и вод о поверхностью ограниченной еж ны нй, береговой чертой.

б Колебания уровня, вы ) званны и енени атм ерного дав­ е зм ем осф I ления, представляю статическуюреакц юв д на изм т и оы енение атмо­ сф ерного давления. П повы ени атм ерного давления на ри ши осф 1м иллибар уровень м р пониж оя ается на 1 м и наоборот, п и по­ 0м р ниж и давления на 1м уровень-м повы ается на 1 м.

ени б оря ш 0м в) Колебания уровня вследствие неравном ерностей в проц ессе влагооборота (испарение, осадки, б ереговой сток) связаны с изм е­ н и количества в д в различны частях океана и в м ен ем оы х ли орях.

г) Колебания уровня вследствие и енений плотности во ы П зм д. ри увеличении плотности уровень пониж ается, п и ум р еньш ении—по­ вы ается. П ш лотность в д, как известно, изм оы еняется п и изм р ене­ н и ее тем и пературыи солености.

В п и о е м н наблю ррд ы е даем в чи стом ви е перечи д сленны в д е иы колебаний уровня. Н аблю датель ф иксирует сум арны эф ект раз­ м йф личны п и и. И х р ч н нтересно отм етить, ч м ду различны и ви ам то еж м ди колебаний уровня сущ ествует определенная связь. Ещ в работах е С. О М. акарова и в б лее п н работе Л. Ф Рудовица, п ре­ о озд ей. о зультатам наблю дений над уровнем Ч ерного и Балтийского м р, о ей б л установлено, что с основны и колебаниям ветрового проис­ ыо м и хож дения совпадаю и енения уровня, обусловленны изм т зм е ене­ ниям атм ерного давления и плотности в д. Это нетрудно объ­ и осф оы яснить. П ониж ение атм ерного давления над суш и п ш и осф ей овы ен е давления над м р сочетается с нагонны и п отнош юк берегу о ем мо ени ветрам Следовательно, уровень м р повы ается о новр енн и. оя ш д ем о п д воздей ем двух ф о стви акторов: ветра и атм ерного давления.

осф В обратном случае, когда давление над м атериком повы ается,ш а над м р пониж о ем ается, происходит пониж е уровня м р у бе­ ени оя рега п воздействиемо ои ф од б х акторов.

О днако изм енения уровня вследствие и енени давления—ста­ зм й тические и енения, значительно м ьш динам зм ен е ических, обуслов­ ленны действием ветров и течений как вдоль бер х еговой чер, так ты ив откры м ртом о е.

Н Н Зубов рассм.. отрел полож е уровня п д влиянием бари­ ени о ческого рельеф п и условии н ч н ограниченного м р На ос­ ар и ем е о я.

новании о ен приближ чь енной зависим ости о сделал вы д ч н во, то «динам ическое пониж е уровня м р создаваем ветрам и те­ ени о я, ое и чени и возникаю им п д влиянием распределения давления ат­ ям, щио м сф ы в области пониж о ер, енного давления в десять раз б ольш е ч о п ш я уровня, создаваем тем ж распределе­ стати еск го овы ени ого е н ем давления б учета влияния ветров, течений и отклоняю ей и ез щ силы вращ ения Зем (силы Кориолиса)». Следовательно, и в от­ ли кры океане статическая реакция уровенной поверхности на из­ том м енени атм ерного давления значительно уступает колебаниям | я осф динам ического происхож дения.

Колебания уровня вследствие неравном ерностей в п ессе вла­ роц гооборота: вы падения осадков, испарения, берегового стока м огут бы весьм значительны и. Так, наприм п и сильны ливнях ть а м ер, р х м ет вы ож падать количество осадков, и ер ое величи и не­ зм яем нам сколько сот м лли етров идаж б лее м им ео етра за сутки. Такие осадки i м огут вы звать кратковрем енны резкие п д ем уровня.

е оъ ы В некоторы районах отм х ечается си льное и спарение, приводя­ щ к значительны пониж ее м ениям уровня. Так, наприм в Красном ер, м р сло в д, испаряю ийся за год достигает 2,5 м ое й оы щ,.

Рассм атривая влияние плотности в д на полож оы ение уровня.м р у б о я ерегов, м ж о замон етить, что действие этой п и и ы тож рчн е совпадает с действием ветра. Н аиболее естественное объ яснение этом вы у текает и сам сущ з ого ества сгонно-нагонны явлений, сум х м ны эф ект которы у берегов определяет в конечном резуль­ ар й ф х тате о о е чер реж а колебаний уровня. Явление нагона сн вны ты им всегда означает перем ение некоторого количества б лее легких ещ о поверхностны во в прибреж область, а соответственно и повы хд ную ­ ш е уровня. Это п ш е уровня несколько усиливается за счет ени овы ени пониж енной плотности приносим х к берегу в д П сгонны вет­ ы о. ри х рах, напротив, м ее плотны в д уносятся в откры м р а на ен е оы тое о е, см и вд м ену м оль атерикового склона подним тся более плотны аю е глубинны во ы Уровень п и этом пониж е д. р ается как за счет оттока вод так и за счет зам, ены у берега м ее плотны поверхностны ен х х в д б лее плотны и глубинны и вод и оо м м ам.

И звестно, ч непери чески колебания уровня м р у запад­ то оди е оя ного побереж Соединенны Ш ья х татов п очти полностью зависят от плотности в д в поверхностном 500-м овом слое. В связи с этим оы етр б л установлено, что динам ыо ические п и и ы (течения) обусловли­ рчн ваю в этом районе значительно больш и енения плотности, ч т ие зм ем солнечная радиация (это, вероятно, справедливо и для м о х, дру­ н ги гих р онов М ай ирового океана).

В сво о ер ь, изм ю ч ед енчивость течений связы вается с колеба­ н ям больш м таба в интенсивности циркуляции атм еры ии ого асш осф.

П оэтом рассм у, атривая колебания уровня п д воздействием изм о е­ н и внутренних свойств вод о м ен й н й ассы—е плотности, м н ус­ е ож о тановить зависим ость динам ического состояния океана от внеш него и чр чай общ процесса —циркуляции атм еры езвы но его осф.

П редставляя п и и ы колебаний уровня м р в зависим рчн оя ости от : наиболее общ черт динам их ического реж а —циркуляции атм им о ! сф ы ер,-—надо вм есте с тем им в виду ком еть плексны характер й ' явлений, связанны с этимслож мим х ны ногосторонним п оцр ессом.

Д ействием основногоф актора —касательны исилам ветров—по­ м и рож тся сопутствую ие проц, которы дополнительно и даю щ ессы е.

в о н м и то ж направлении с осн до ме овной п и н влияю на по­ р чи ой т лож ение уровенной поверхности. В Балтийском м р как показал о е, JI. Ф Рудовиц, в о н ми том ж направлении изм. до е еняю полож т ение уровня м р ветер, атм ерное давление, плотность в д и осадки.

оя осф оы В других, м естах ком бинац од ии инаково направленны проц х ессов и и соотнош х ение м ду соб м еж ой огут б ть и ы и б лее и м ее ы н м, о ли ен вы д ы и для проявления определенного вида колебаний уровня.

го н м Слож ность непериодических колебаний уровня и разнообразие п чи и вы ваю их, затрудняю созданиеи теорииипракти­ ри н, х зы щ т х ческие расчеты Д настоящ врем н разработаносколько-ни­.о его ени е будь удовлетворительной теории непериодическихколебанийур вн о я..

О тдельны частны реш е е ения относятся преим ественно к иссле­ ущ д ованию колебаний уровня, возникаю их п и стоячих волнах и на­ щр зы ы сейшами1 В них рассм ваем х. атриваю отдельны харак­ тся е теристики сейш как, наприм п и ы располож, ер, ер од, ение узлов и 1 Сейшевые колебания уровня моря (сейши) — свободные колебания уровня моря в виде стоячих волн в замкнутых и полузамкнутых водоемах, происходя­ щие по инерции после прекращения воздействия внешних сил.

. пучностей п и идеализированны ф ах м р х орм орского бассейна (пря­ м оугольной круговой и т. п.) и просты ф ах рельеф дна (ров­, х орм а н е д о, д о с постоянны уклономит. п.).

он н м Для практических расчетов непери чески колебаний уровня оди х уб ерегов м р и океанов о ы н использую эм о ей б чо тся пирическиесвязи м ду колебаниям уровня и внеш м ф еж и ни и акторам и.

Как показы т наблю ваю дения, наиболее резкие колебанияуровня связаны с воздействием ветра, вы ваю и сгонно-нагонны коле­ зы щ м е бания уровня. П оэтом преж всего и устанавливаю связи м у де тся е­ ж непери чески и колебаниям уровня и направлением и си­ ду оди м и лой ветра. Так как п ле ветра определяется п лемдавления, в м о о о но­ гих случаях оказы вается удобнее устанавливать связи м ду еж колебаниям уровня и направлением и вел ч н й градиента дав­ и иио ления.

Такой путь реш ения задачи, когда учиты вается только воздейст­ ви ветра на колебания уровня, м ет б ть в оп еленной мфе е ож ы ред оправдан и тем ч как б л показано вы е, нередко другие при­, то, ыо ш ч н, вы ваю ие непери чески колебания уровня (и енени и ы зы щ оди е зм е атм ерного давления, плотности воды действую в о н м на­ осф ), т до правлении с действием ветра. П оэтом о и будут учиты ун ваться в той и и о степени п и установлении эм ли н й р пирических коэф иц ф иентов связи м ду непери чески и колебаниям уровня и ветром (гра­ еж оди м и диентомдавления).

Вм есте с тем исследования последних лет показали, ч далеко то н в всех случаях м н ограничиться только учетом воздействия ео ож о ветра п и расчетах (прогнозах) непери чески колебаний уровня р оди х м оря. В ряде случаев, как напр м п и наводнениях в устье и ер р р Н, основнуюр ль играю д. евы о т линны во н, возникаю ие вслед­ е лы щ ствие разности давления над м ской акваторией. П ор одход гр ебней таких вол в сочетании с нагоном и создает те исклю н чительны на­ е воднения, н ко.являю иеся катастроф еред щ ическим которы на­ и, е блю дались ивЛ енинграде.

В настоящ вр я разработаны м д прогноза наводнени ее ем ето ы й н о о теоретических р ени уравнений гидродинам с уче­ а сн ве еш й ики том статистических связей. О днако эти воп осы вы ят, за рам р ход ки данной м онограф а тем кто и и интересуется, следует обра­ ии,, м титься к соответствую им литературны источникам Среди по­ щ м.

следних работ надо отм етить м онограф Н. А. Лабзовского (1971), ию в котор дано достаточно п лн е освещ ой оо ение вопроса о непериоди­ ческих колебаниях уровня и соврем енны м х етодах и прогноза.

х Средний уровень. Вследствие значительны и енени уровня х зм й п и его изучени в м р и о ногих случаях оказы вается б лее уд о обны м пользоваться вм есто истинны вы уровня средни и его значе­ х сот м н ям.

ии Средним уровнем м р назы оя вается величи полученная в ре­ на, зультате осреднения наблю денны значений уровня за определен­ х н й интервал вр ени В зависим ы ем. ости от пром утка вр ен, за еж ем и которы производится оср нени вы й ед е, деляю следую ие ср ни т щ ед е уровни: суточны мй, есячн й год, м ы, овой ноголетни. й 'V В практике кораблевож дения, гидрограф и геодезии наиболь­ ии ш значение им средний м ее еет ноголетний уровень, так как от нега ведется отсчет глубин в м р ивы на суш ое сот е.

Средний м ноголетний уровень определяется как среднее ариф ­ м ческое и среднегодовы уровней, приним ы как равноточ­ ети з х аем х н е. П ы оэтом для его определения с заданной точностью необхо­ у д м им наблю и о еть дения оп еленной продолж ред ительности.

П о елени средних уровней исклю тся п и осреднении ри пред и чаю р пери и од чески п ли е колебания уровня. П е ри вны оэтом н б д м у ео хо и ая:

продолж ительность наблю дений для определения среднего м ного­ летнего уровня с заданной точностью определяется вели н не­ чи ой периодических колебаний, обусловленны воздействием атм сф ы х о ер..

В различны м ях эти вел ч н различны х ор ииы.

Д определения необход м продолж ля и ой ительности наблю дений А. И Д. уванин вы простую ф улу, которая и еет ви вел орм м д где П—заданная точность определения м ноголетнего уровня;

бmx—наибольш наблю a ее денное значение отклонения среднего го­ дового уровня от м ноголетнего;

п —необход м чи лет наблю и ое сло ­ д и.

ен й Значение бтах определяется и продолж з ительной сер и наблю и ­ д й (в несколько десятков лет) п од у и пунктов м р в ко­ ени о ном з о я, тор м велись такие наблю о дения. В настоящ вр я практически ее ем н всех м р им тся хотя б в о н м пункте наблю а о ях ею ы до дения над ко­ лебаниям уровня продолж и ительностью б лее 1 лет. Н о 0 аибольш ее значение 6тах для такого пункта и приним ается п и расчетах про­ р долж ительности наблю дений для лю бого другого пункта в том же м р П ф уле (8.1) м ж о реш и обратную задачу—опре­ о е. о орм он ить делить погреш ность в определении среднего м ноголетнего уровня, полученного и ряда наблю з дений за п лет.

П риведем п и ер пользования ф улой (8.1). И 63-летнего рм орм з ряда наблю дений над уровнем в А зовском м р установлено, ч ое то наибольш отклонение Smx среднегодового уровня от ср д е ^ ее a е н го м о летн, вы 'н го его веденного за тот ж п и д равно 3 см Если не­ е ер о, 0.

о хо и о в каком пункте м р определить м б дм -то оя ноголетний уровень с точностью 1 см то, как следует и ф м (8.1), продолж 0, з ор улы итель­ ность наблю дений долж бы 3 года.

на ть П олож ение м ноголетнего уровня зависит от гидром етеорологи­ ческих условий рассм атриваем ого района. П оэтом му ноголетний уровень м еняется от пункта к пункту. Д побереж океанов м ля ий но­ голетний уровень м ж о считать постоянны на расстояниях, не он м превы аю их 500 км Д м р эти расстояния следует считать шщ. ля о ей порядка 70—1 0 км В Балтийском м р наприм сущ 0. о е, ер, ествует ук­ лон среднего м ноголетнего уровня к проливам.

Средний м ноголетний уровень и еет год м овой ход Если рассчи­.

тать средни ме ноголетние уровни для каж дого м а (среднем есяц е­ сячны уровни) и нанести их на граф то м ж о зам е ик, он етить, что они Я изменяю от м а к м у. На рис. 8 пр вед ы кривы го­ тся есяц есяц.1 и ен е дового хода среднего многолетнего уровня п данны А. И Д о м. ува нина. Как ви н на рисунке, кривы в его левой части указы т до е ваю н повы ен е среднего м а ши ноголетнего уровня в летние м ы и по­ есяц ниж ение в зи ни а кривы правой части и ею обратны хо.

м е, е мт йд Рис. 8.1. Годовой ход среднего многолетнего уровня при муссонном (а) и зо­ нальном (б) типах циркуляции атмосферы.

1 — Балтимор (Чесапикский зал.), 2 — Батуми (Черное море), 3 — Шатт-Эль-Араб (Пер­ сидский зал.), 4 — Мергун (Бенгальский зал.), 5 — Манила (Филиппинские острова), 6 — Кийру (о. Тайвань), 7 — Печенга (Баренцево море), 8 — Кабелвоч (Норвежское море), 9 — Гринок (Ирландское море), 10 — Харлинген (Северное море), 11 — Симеон (Канада), 12 — Виктория (Канада).

Различие годового хода обусловлено различием в реж е цир­ им куляции атм еры Кривы в левой части рисунка относятся к рай­ осф. е онам с хорош вы енной м о раж уссонной циркуляц ией, а в правой— с зональной. Эти и енения среднего м зм ноголетнего уровня необхо­ д м учиты ио вать п и оп ед и вы р р елен и соты уровня и глубины м р о я.

§ 44. П и вн е колебания уровня. Важ р ли ы нейш тер и ие м ны и о р ел и п ед ен я Явление п ли ри вов. П риливны и явлениям и приливам м и, ли и, вМ ировом океане назы тся динам ваю ические и ф изико-химические п о ессы в водах м р и океанов, вы рц о ей званны приливообразую е ­ щ м силам О возникаю вследствие действия косм ии и. ни т ических j сил—сил притяж ения м ду Зем еж лей, Луной и Солнц. П ем риливо­ образую ая сила Луны в ср нем в 2,17 раз больш приливообра­ щ ед е зую ей си Солнца. П щ лы оэтом осн у овны чер при вны явлени е ты ли х й определяю главны образом взаим м полож ем Л тся м ны ени уны иЗем ли.

Вследствие непреры вного и енения взаим зм ного полож ения Зе­ ми Л л, уны и Солнца изм еняю и вел ч н ириливообразую их тся ииы щ сил Луны и Солнца. О м действовать в о н й и той ж точке ни огут до е как в противополож х направлениях, так и в о н м и том ж ны до е,-Это отраж ается на характере и вели не наблю ы при вов и вы чи даем х ли ­ зы их и енения.

вает зм Сущ ественное влияние на величину и характер п и вов ока­ р ли зы т ф ваю изико-географ ические условия м р (океана) : очертания оя берегов, разм, глубины наличие островов и т. д Если б океан еры,. ы покры Зем сплош слоем од вал лю ь инаковой глубины п и вы н, р ли а о н й и той ж ш до е ироте бы б одинаковы и и зависели б только ли ы м ы от приливообразую их си Л иСолнца.

щ л уны О днако, как известно, п ли е колебания уровня и течения ри вны на о н й и той ж ш до е ироте м еняю в весьм ш тся а ироких пределах.

В о н х районах, как, наприм в заливе Ф ди ер, анди (п в Н -о овая Ш от ;

ландия, Канада), при вны колебания уровня достигаю 1 м п ли е т6,о ! расчетам 1 м а в других, как, наприм в Балтийском м р рас­ 8, ер, о е, п лож о енном на той ж ш е ироте, о и практически отсутствую н т.

П риливны явления представляю о о.— е т-.с -б й яодно е движ во ение.

П дёйствйем ер о и еско, приливообразую ей си в^ кеан од~ -п и д ч й щ лы о ё возникает слож волна, им щ п и д соответствую ий пе­ ная ею ая ер о, щ риоду си, н отличную от н ам лы о ее плитуду и ф Ч азу. астицы в д оы в при вной волне движ ли утся п орбитам и ею и ф у эллипса, о, м щ м орм с о, о ен си сью ч ь льно вы тянутой п горизонтали. Д ение частиц о виж п и орбитам наблю ох датель восприним как пери ает одически коле­ е бания ур в я и течени.

он- й П риливны течения м ж о рассм е он атривать как п оекц и движ ри е­ н я частиц п и орбитам на горизонтальную плоскость, а колеба­ и ох н я уровня —как пр и на вертикальную о П и оекц и сь. роекции на го ! ризонтальную плоскость (приливны течения) характеризую е тся двум величинам направлением и скоростью а пр и на вер­ я и:, оекц и тикальную о только о н й—вы сь до сотой уровня. Н етрудно ви еть, д ;

что об стороныявления тесно связаны м ду собой и и следовало е еж х б - рассм ы атривать совм естно. О днако в настоящ вр я ещ н ее ем е ет достаточно п лн и надеж обоснованной теории которая позво­ о ой но, лила б охвати все м ы ть- ногообразие явления. П оэтом пр ли ы у и вн е колебания уровня и п ли е течения о ы н рассм ри вны б чо атриваю тся раздельно. П ервы рассм е отрены в данной главе, а вторы • е— в гл. IX. Тем н м ее втерм е ен инологииприливны течений и м х ето­ дах и вы слени есть м ого общ с п и вны и колебаниям х чи я н его р ли м и уровня. П оэтом м е вы д, относящ у ноги во ы иеся к пр ли ы коле­ и вн м баниям уровня, будут справедливы и для при вны течени. ли х й Важ нейш терм ие ины и определения. Рассм отрим о о ы тер­ сн вн е м н и определения, используем е п и и иы ы р зучении при вны коле­ ли х баний уровня.

П риливом назы вается п д ем уровня п и прохож оъ р дении п и в р ли н о ё П во н, а отли лы вом—его падение. Не следует см ивать тер­ еш м н «при в» и «при вы п д последним поним тся прилив­ иы ли ли »: о аю н е колебания уровня вМ ы ировомокеане.

П олной во о назы дй вается м аксим альны уровень в п од л е й р о.ж н е о ного пери приливны колебаний, а м ид ода х алой в д й—м оо ини­ м альны уровень в продолж й ение этого п од ери а.

^ -П ериодом прилива _назы вается пром уток вр ен м ду еж ем и еж ТЦ япоследовательны и п Еум м олны и и м м водам. В зависи­ м ли алы и и м ости от пери различаю полусуточны п и вы и ею и сред­ ода т х р ли, м щ е н й п и д равны п и ер о, й олови е лунны суток (1 ч 25 м суточны н х 2 ин);

е со ср ни п и д, равны лунны суткам (24 ч 5 м ед м ер о ом м м 0 ин);

см е­ ш е, у которы в течение п анны х олови ы лунного м а пер од м н есяц и е­ няется с полусуточного на суточны. Если преобладает полусуточ­ й н й п и д то такой см анны п и в назы т неправи ы ер о, еш й р ли ваю льны м полусуточны, а если преобладает суточны п и —неправиль­ м й ер од н мсуточны п и вом ы м р ли.



Pages:     | 1 |   ...   | 6 | 7 || 9 | 10 |   ...   | 13 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.