книги из ГПНТБ / Смирнов Г.Н. Океанология (в инженерном изложении) учебник
.pdfзначению_пологости кГл/кГл\%, можно найти относительную длину
волны Кі/Хгл и длину волны X;. Кривая IV так же как и кривая III, определяет момент разрушения волны и позволяет найти длину
разрушающихся волн Д.раз.
В прибойной зоне, т. е. при глубинах меньше ЯкрДгл длина вол ны вычисляется с помощью кривой IV вне зависимости от крутизны волны на глубокой воде и характера разрушения. Высота волны в прибойной зоне изменяется различно в зависимости от вида разру шения волны.
При разрушении волн по типу «ныряющего буруна» изменение высоты волны происходит скачком, и высота вторичной волны сра
зу же после разрушения равна h2 = Kihu где /гі = /граз— высота |
вол |
ны непосредственно перед разрушением; К і — коэффициент, |
най |
денный по данным натурных наблюдений, линейно изменяющийся от Кі=0,2 при уклоне дна г = 0,05 до /Сі = 0,8 при £=0,01.
Определив местную пологость волны kva3/h2 и полагая, что она определяется, примерно, на глубине разрушения, по одной из кри вых I (рис. ІѴ-37), находят соответствующую пологость волны на глубокой воде кгл/^2(гл), предполагая, что волна с такой исходной пологостью при трансформации без разрушения на глубине ~ / / раз будет иметь пологость Яраз//і2.
001 |
2 |
4 |
6 В 0,1 |
2 |
3 |
4 0,5 |
|
|
|
|
|
|
Н / А га |
Рис. ІѴ-37. Изменение пологости волны е глубиной (кривые 1); кривая 2 опреде ляет критическую пологость волны при разрушении; кривая 3 определяет зависи мость глубины разрушения от пологости волны на глубокой воде
150
Дальнейшее изменение высоты вторичной волны определяется кривой / (рис. ІѴ-36), соответствующей значению Агл/Й2гл, вплоть до второго разрушения, непосредственно перед которым высота волны имеет какое-то значение /і3. Затем определяется высота вол ны после второго разрушения /14 и повторяются все указанные вы ше построения и т. д. Ход расчета иллюстрируется рис. ІѴ-38.
С уменьшением пологости откоса дна коэффициент К\ увеличи вается, разница между значениями высот волны до и после разру шения, например, между hi и h2 уменьшается, а следовательно, уменьшается и разница между соответственными высотами волн
Йігл и Й2гл И ПОЛОГОСТЯМИ ВОЛН Агл/^ігл И Агл//г2гл на глубокой воде, что ведет к уменьшению разницы между соседними глубинами раз рушения. При этом линии прибоя сближаются, сливаясь при даль нейшем уменьшении уклона дна в сплошную полосу прибоя. Можно полагать, что одновременно с этим меняется и характер разруше ния волн, что при достаточно пологих уклонах дна заканчивается формированием «скользящего буруна», т. е. образованием собствен но прибойной волны.
Для определения высоты прибойной волны Ащ, в зависимости от
глубины НііАгл удобно воспользоваться кривой 2, показанной на рис. ІѴ-37, которая дает зависимость между предельной пологостью волны и глубиной разрушения волны. Определив по известной уже
глубине разрушения Драз/Агл значение (А //і)раз = (А//г)щ> и зная Араз= Ацр, можно вычислить высоту прибойной ВОЛНЫ /ідр.
Рассмотренные изменения параметров волн определяются толь ко изменением глубины воды вне зависимости от характера релье фа дна, что наблюдается при фронтальном подходе волн к прямо линейному берегу.
В общем случае косого подхода волн относительно направления изобат при расчете параметров волнения на мелководье, как уже указывалось выше, необходимо учитывать явление рефракции волн.
Теорию рефракции морских волн для монохроматической вол ны впервые разработал в 1935 г. академик В. В. Шулейкин, кото-
151
п
Рис. ІѴ-39. Схема поворота волнового луча при рефракции:
ООі — касательная к промежуточной изобате в точке Р; пп — перпендикуляр к к а сательной; а — угол рефракции; Да — угол поворота
рый ввел в рассмотрение коэф фициент
(IV-105)
подобный показателю пре ломления, характеризующему свойства среды при решении рефракционных задач.
Из соотношения (ІѴ-105) следует, что поскольку ско рость распространения волн зависит от глубины воды, то и коэффициент Пі зависит от той же величины. Если записать
(ІѴ-106)
Сі/Сгл
то легко видеть, чт зависимость коэффициента П\ от относительной глубины воды Ні/Хгл можно построить, разделив единицу на соот-
ветствующую конкретной глубине величину с,/сгл или АДгл, значе ние которой берется по кривой / рис. ІѴ-35 или вычисляется по формуле (ІѴ-97).
Полученная зависимость (кривая 5 рис. ІѴ-35) может быть ап проксимирована параболой, — пунктирная кривая 6 на том же ри сунке, —
|
(ІѴ-107) |
асимптотами которой являются ось ординат — у и прямая у —1. |
|
Воспользовавшись оптическим законом преломления |
|
Sin (Xi = const |
(IV-108) |
(где (Хі — угол между волновым лучом и нормалью к изобате в точ ке, через которую этот луч проходит (рис. ІѴ-39), можно сравни тельно легко построить рефракционную картину, т. е. нанести ход волновых лучей при любом рельефе дна.
В настоящее время для построения планов рефракции широко применяют численные и графические методы. В Советском Союзе получил распространение графический метод построения волновых лучей. Перед построением планов рефракции, полагая, что малые колебания глубины не влияют на изменение длины волны, произво дят сглаживание изобат на участках, равных примерно 5Х, что од новременно исключает возможность дифракции волн (см. ниже),
152
ар, грод —____________
5 |
10 15 20 25 30 |
35 |
40 |
45 |
50 |
55 |
60 |
-от
поскольку устраняются резкие перепады глубин. Между сглажен ными изобатами проводятся средние линии, отвечающие глубине 1/2 (Ні + Ні+і) . На глубокой воде в соответствии с направлением распространения волн наносятся волновые лучи, расстояние между которыми /гл выбирается в зависимости от требуемой точности по
строения плана рефракции и принимается обычно равным Ѵл. По строение ведется независимо для каждого луча. Исходный луч про
водится до средней линии между изобатами |
Я0 = 0,5 ХГЛ и Нх и в |
точке их пересечения луч поворачивается на |
угол АаРо в сторону |
меньших глубин. Величину Дар удобно определять по номограмме, построенной Г. Г. Кузьминской (рис. ІѴ-40).
Для того чтобы воспользоваться номограммой, надо знать угол рефракции аРо и относительные глубины на соседних изобатах ДоДгл, ЯіАгл. Значение этих величин определяется по карте. Что бы найти угол поворота АаРо, из точки с абциссой ЯіДгл, например, ЯіДгл —0,27 проводят перпендикуляр до кривой, соответствующей ДоАгл = 0,5; из полученной точки проводят горизонтальную линию до пересечения с кривой на правой стороне номограммы, соответст вующей углу рефракции аро> например, аР„ =65° и, опустив перпен
дикуляр к оси абсцисс правой стороны номограммы получают зна чение АаРо =б°30/. По новому направлению луч проводят до пере
сечения с линией 1/2 (#і + Я2) и определяют угол рефракции аРі, равный, например, 45°. Затем из точки с абсциссой, например, Я2Дгл = 0,183 проводят перпендикуляр до кривой, соответствующей глубине ЯіДгл= 0,27 и определяют, как указано выше, АаРі = 4°30/ и т. д.
Такое построение проводится для всех лучей. В результате по лучают систему лучей, взаимное расположение которых опреде
153
ляет характер изменения важнейшей характеристики волнения — высоты волны. Если как и раньше пренебречь потерями энергии на трение, то поток энергии между волновыми лучами можно считать постоянным
Ев |
гл |
Сгр |
|
/гл = |
Ев.Срр./г') |
|
||
|
|
1 гл |
|
|
I |
|
||
где Uл и U— расстояния между волновыми лучами на глубокой во |
||||||||
де и в заданной точке. |
|
|
|
|
|
|
|
|
Откуда для волн малой амплитуды получим |
|
|||||||
■ f |
= |
У |
/ - Т |
^ Ѵ |
- г |
(ІѴ-109) |
||
К* |
|
|
|
СгР; |
У |
h |
|
Первый множитель— это коэффициент трансформации, а второй
/сР = 1/ ~ - |
(іѵ -110) |
Li |
|
называется коэффициентом рефракции.
В случае сложного рельефа дна высота волны на мелководье
определяется но формуле |
|
hi = /С,/СрАгл. |
(ІѴ-111) |
При схождении волновых лучей, — конвергенции, наблюдаемой при наличии подводных возвышенностей или у мысов (рис. ІѴ-41, а), высота волны увеличивается (см. уравнение ІѴ-110). При
расхождении лучей — дивергенции, что имеет место при подводных впадинах, бухтах или при косом подходе волн к берегу с прямоли нейными изобатами (рис. ІѴ-41, б и в ) , высота волн уменьшается. Поэтому у мысов обычно наблюдается усиление волнения, в бухтах же, наоборот, волнение уменьшается.
Для разрушающихся волн, поступая аналогично предыдущему и принимая зависимости теории одиночных волн (см. вывод форму лы IV-104), получим коэффициент рефракции, равный
з__
кі : = ] / - /^ -. |
(іѵ-112) |
Li |
|
Из сопоставления (ІѴ-112) и (ІѴ-110) следует, что высота разби вающихся волн возрастает или уменьшается более интенсивно, чем высота волн в мелководной зоне до разрушения при одинаковом изменении расстояния между волновыми лучами.
Для сложных условий трансформации волн на мелководье, при наличии глубоко вдающихся в сушу заливов, островов, проливов и проч., а также при распространении волн на глубокой воде парал лельно изобатам, рекомендуется рассмотреть трансформацию спектра волн. С позиции линейной спектральной теории волн при распространении волнения в сторону уменьшающихся глубин со ставляющие глубоководного спектра трансформируются независи
154
мо друг от друга как монохро |
|
|
|
||||||||
матические волны, и изменение |
|
|
|
||||||||
амплитуды |
составляющей |
оп |
|
|
|
||||||
ределяется |
коэффициентами |
|
|
|
|||||||
трансформации |
Кт и рефрак |
|
|
|
|||||||
ции Кр. При этом коэффициент |
|
|
|
||||||||
Кр |
определяется в |
соответст |
|
|
|
||||||
вии с изложенной выше мето |
|
|
|
||||||||
дикой, а коэффициент /Ст, по |
|
|
|
||||||||
скольку рассматривается тран |
|
|
|
||||||||
сформация |
синусоидальной со |
|
|
|
|||||||
ставляющей бесконечно |
малой |
|
|
|
|||||||
амплитуды, — либо |
по |
форму |
|
|
|
||||||
ле (IV -102), либо по верхней |
|
|
|
||||||||
кривой |
/ |
(рис. ІѴ-36) |
вне |
за |
|
|
|
||||
висимости от пологости состав |
|
|
|
||||||||
ляющей на глубокой воде. |
|
|
|
|
|||||||
|
Так же как и при определе^- |
|
|
|
|||||||
нии высоты волны на глубокой |
|
|
|
||||||||
воде при расчете трансформа |
|
|
|
||||||||
ции непрерывный спектр заме |
|
|
|
||||||||
няется |
дискретным |
спектром |
|
|
|
||||||
из |
п составляющих; |
обычно |
|
|
|
||||||
принимается п —5, 7, 9 и редко |
|
|
|
||||||||
больше. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Проведенные расчеты и ис |
|
|
|
|||||||
следования |
показали, |
что |
на |
|
|
|
|||||
высоту |
волны |
на |
мелководье |
|
|
|
|||||
основное |
|
влияние |
оказывает |
|
|
|
|||||
распределение энергии |
по |
на |
|
|
|
||||||
правлению, т. е. угловой |
спектр, |
|
|
|
|||||||
и очень |
|
незначительно |
влияет |
|
|
|
|||||
частотный спектр. Поэтому при |
|
|
|
||||||||
расчетах |
трансформации |
при |
|
|
|
||||||
нимается, |
что |
элементарные |
|
|
|
||||||
волны, идущие с разных на |
|
|
|
||||||||
правлений, |
имеют |
один и тот |
|
|
|
||||||
же период, отвечающий макси |
|
|
|
||||||||
муму теоретического частотно |
|
|
|
||||||||
го |
спектра |
тт ах, которой |
со |
|
|
|
|||||
гласно |
|
|
экспериментальным |
|
|
|
|||||
данным равен |
|
|
|
|
а) |
|
Рис. ІѴ-41. Рефракция волн: |
||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
вызванная подводным повышением дна |
||
|
|
Ттах=1ДТгл, (IV -113) |
у мыса; б) вызванная подводным пониже |
||||||||
|
|
нием |
дна в бухте; в) вдоль участков бере |
||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
га |
с |
прямолинейными изобатами; I — вол |
где |
Тгл — средний период |
ви |
новые |
лучи; 2 ~ изобаты; 3 — гребни волн |
|||||||
|
|
|
|||||||||
димых |
|
волн |
на |
глубокой |
|
|
|
воде, вычисленный теоретически или определенный по опытным данным.
155
Для определенности высоту волны на подходах к прибрежной
зоне вычисляют на глубине Я = Я*, где Я*— условная длина волны, равная
= |
(ІѴ-114) |
|
2л |
Длину волны составляющих спектра на глубокой воде принима ют равной
, _ ßTmax Атах — ---~ ,
2я
или с учетом выражений (ІѴ-113) и (ІѴ-114)
Яшах = 1,24Я*. |
(IV-115) |
Поскольку принимается, что трансформация волн начинается на глубине Н = 0,5 Я*, то теоретически спектр должен деформироваться
С ГЛубиНЫ |
0,65 Яшах- |
через АЕ{ обозначить долю энергии і-ой |
Если, как |
и прежде, |
|
составляющей |
спектра |
на глубокой воде, а через /Ст];. — коэффи |
циент трансформации и рефракции той же составляющей, то коэф фициент изменения средней высоты волны на мелководье можно вы числить по формуле
К ТР= У 2 ДЕі (КТѴі)\ |
(ІѴ-116) |
! =1 |
|
Так как принята одна и та же длина волны для всех составляю щих, то коэффициент трансформации /Ст не зависит от направления и поэтому
К JP К т |
2 |
(IV-117) |
ДEtK РГ |
Средняя высота волны в заданной точке прибрежной зоны равна Ь= КтѴкгл. Согласно Б. X. Глуховскому определение высоты волны заданной обеспеченности производится по формуле
ІЦ±%) |
2,932(1 -0,4 — |
Igio^ |
(IV-118) |
||
h |
|||||
\ |
Н |
|
|
где F — интегральная безразмерная функция распределения высот волн в точке с глубиной Н [16].
156
Расчет трансформации волн по спектральной теории произво дится до глубины разрушения волн. Проведенные расчеты по этой методике для сложных условий трансформации волн дают резуль таты, удовлетворительно совпадающие с данными измерений.
§8. ЭЛЕМЕНТЫ ВЕТРОВЫХ ВОЛН, НАБЛЮДАЕМЫХ
ВОКЕАНАХ И МОРЯХ
Вреальных условиях на поверхности океанов и морей одновре менно могут наблюдаться вынужденные ветровые волны и волны зыби, пришедшие из других районов; в результате их сложения появляется так называемое смешанное волнение, что особенно ха рактерно для океанов. В чистом виде ветровое волнение наблюдает
ся чаще на морях, а волны зыби без ветрового волнения — в океанах.
В настоящее время данные по ветру и волнению для океанов и морей Советского Союза подробно освещаются в Атласах волне ния и ветра и в Регистре, где приводятся статистические характе ристики и экстремальные значения элементов волн и скорости вет ра по различным зонам. Из приведенных в указанных материалах данных, следует, что в среднем, например, для Северной Атлантики более чем в 75% случаев наблюдается волнение с высотой волны до 2—3,5 м и только в 1% случаев (иногда до 4—5%) высота вол ны больше 8,5 м (табл. ІѴ-7).
Наиболее частое и сильное волнение в Атлантическом океане наблюдается в полярной зоне и в умеренных зонах обоих полуша рий. Примерно то же наблюдается в Индийском и Тихом океанах. В этих зонах иногда волны достигают весьма значительной высоты. Так, например, в Северной Атлантике высоты наибольших волн до стигают 17—18 м. В районе Австралии была инструментально из мерена волна высотой 31 м\ в Тихом океане отмечены высоты волн 25 м\ в водах Индоокеанекого сектора Антарктики (57° ю. ш., 159° в. д.) Г. В. Ржеплинским с помощью стереофотосъемки с бор та д/э «Обь» была определена высота волны 24,9 м.
По данным Атласа волнения и ветра Атлантического океана, ко торые получены путем расчета по полю ветра, в умеренной зоне Северного полушария (район 45° с. ш., 15° з. д.) в январе — марте максимальная высота волны 1% режимной обеспеченности может достигать 30 м\ по данным визуальных наблюдений в этой зоне зафиксирована высота волны 26 м. В Тихом океане максимальная высота волны 1 % режимной обеспеченности может достигать, со гласно расчету по ветру, в умеренных широтах южного полушария в июле — сентябре 27,5 м.
Средние периоды волн 1 % режимной обеспеченности могут со ставлять в открытых частях океанов 14—16 сек.
Длина штормовых волн достигает 150—300 м и более. Так, на пример 27.01.1957 г. в районе 46° с. ш., 14° з. д. методом стереофото съемки была измерена длина волны, равная 180 м при высоте ее
157
Т а б л и ц а IV-7
Средние значения повторяемости волнения за год в Атлантическом океане (по данным Регистра СССР)
Повторяемость вЪлнения, % |
Ч> |
|
3* »S |
Зоны океана
Градация высот волн М
0-2 |
2— |
3,5—6 6 -8 ,5 |
8,5 |
3,5 |
Максимальные зна ния высот волн но данным наблюден* м
Примечания
Полярная зона, север- |
45 |
35 |
18 |
2 |
0,17 |
|||||
нее |
60° |
с. ш. . |
. . |
|||||||
Умеренная |
|
зона, |
от |
32 |
34 |
26 |
|
|
||
60° с. ш. до 45° с. ш. |
6,5 |
1,2 |
||||||||
Субтропическая |
зона, |
|
|
|
|
|
||||
от 45° с. ш. до 11° |
40 |
33 |
18,0 |
3,2 |
0,1 |
|||||
С. ш............................ |
|
|
|
|
||||||
Тропическая |
зона, |
от |
|
|
|
|
|
|||
11° |
с. |
ш. |
до |
|
40° |
46 |
30 |
9,5 |
0,7 |
|
С. ш............................ |
|
|
|
|
|
|||||
Субэкваториальная |
|
|
|
|
|
|
||||
зона, от 11° с. ш. до |
65 |
28,5 |
6,5 |
0,5 |
|
|||||
5° |
с. ш..................... |
|
|
|
|
|
||||
Экваториальная |
зона, |
|
|
|
|
|
||||
от 5° с. ш. до эква |
|
|
|
|
|
|||||
тора и на западе до |
81 |
17 |
2 |
|
|
|||||
8° з. д........................ |
|
|
|
|
|
|
12—14
16—18
14—16 По визуальным на блюдениям
10—15 К градации 6—8,5 м отнесены волны с h $г6,0 м
К градации 6—8,5 м отнесены волны с h > 6,0 м
К градации 3,5—6 м отнесены все волны с h >3,5 м
13,5 м. В умеренной зоне Южного полушария Атлантического океа на наблюдались волны длиной 400 м.
Длина волн зыби иногда может достигать еще больших значе ний. Так например, наблюдалась зыбь длиной, вычисленной по пе риоду: в Бискайском заливе — 402 м\ у мыса Доброй Надежды — 583 м\ в экваториальной части Атлантического океана — 824 м.
На морях из-за меньших значений разгона и скорости ветра эле менты ветровых волн не так велики, как в океанах, однако, в не которых случаях и здесь они достигают значительных величин (табл. ІѴ-8). Так, в Средиземном море длина волн зыби, разрушив ших в 1937 г. мол Мустафа в Алжирском порту, расположенный на глубине 20,0 м, составляла около 200 м, что дает на глубокой воде Ягл=360 м. Длина ветровых волн, разрушивших в 1957 г. мол Форано в порту Генуя, расположенный на глубине —^18,5 м, состав ляла около 175 м, что дает на глубокой воде Агл= 290 м. На Черном море волны, повредившие юго-западный волнолом в порту Туапсе,
158
1
оо
>
Элементы волн
Повторяемость волнения, %
Я
Я
Я
го
о
с
о
s а>
к
о.
о
н
03
о
С
к |
|
|
|
|
со |
со |
|
|
|
|
|
1 |
|
о « |
О■— |
|
со |
о |
00 |
|
аз |
|
см |
см |
|
см |
|
S ^ |
1 |
|
|
t-H |
1 |
||||||||
с |
|
•—< »—• |
|
|
|
|
1-Н |
*—1 1—( |
|
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
О |
|
о |
СО |
|
|
|
о |
о |
о |
f |
1 |
о |
|
|
о |
00 |
см |
о |
||||||||
|
—н |
00 |
го |
Г-Н |
I*- |
ю |
соJ-H |
1 |
ІО |
||||
«=< |
|
|
|
|
|
|
|
СМ |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
2 * |
|
|
|
СМ |
00 |
00 |
о |
|
|
|
|
|
|
3 ~ |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
>о га |
00 |
|
00 |
го |
■'ф |
ь-** |
см |
о |
оз |
оо |
со |
аз |
|
ю и |
|
||||||||||||
га 2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
о |
|
со |
о |
|
|
|
Ю |
|
С |
О |
|
о С О |
|
V |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
V |
CM СМ
|
|
|
ОЗ |
|
СО |
со |
|
|
|
СО |
|
|
|
|
|
El |
|
El |
|
|
о |
|
о |
|
|
X |
|
Я |
|
|
а* |
|
|
|
|
о X |
о X |
||
|
я |
I |
Я |
I |
|
X |
I |
X |
|
|
го |~- |
03 |
^ |
|
03 |
я> |
я> |
||
S |
И '— ' |
|
|
Я
О
03
El |
|
El |
|
о |
|
о |
|
Я |
|
я |
|
а, |
|
о. |
|
аз |
|
<ѵ |
|
я |
|
а |
|
»Я |
|
*я |
|
3 |
|
3 |
|
я |
|
я |
|
дСГ 35С- |
|||
о X о X |
|||
!я |
I |
я |
• |
Я |
I |
я |
\ |
1 |
го I |
|
|
я > |
я > |
||
я |
|
и•—* |
|
го |
|
го |
|
я |
|
я |
|
О
СМ
соСО о S
I I і і
я я я я
|
|
|
|
о |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
я |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
о |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
а. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
я |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
\о |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
я |
|
|
|
|
|
|
|
|
X |
U |
|
|
|
|
|
|
<ѵ |
6 |
|
|
|
|
|
||
|
3 |
|
|
|
|
|
|||
|
я |
|
|
|
а) |
»я |
|||
|
о |
|
я |
я |
|
|
|
||
|
я |
|
|
о |
о |
|
я |
о |
я |
|
и |
|
|
ь |
о |
я |
|
||
|
L |
, |
|
я |
о |
|
|||
|
C |
|
|
а. |
|
||||
U0 РЗ |
ГО |
|
|
0Q :т |
X |
я |
ЗГ < |
Р£Г |
|
X |
|
|
ю О |
С* |
159