книги из ГПНТБ / Смирнов Г.Н. Океанология (в инженерном изложении) учебник

наблюдений за колебаниями уровня, которые ведутся на специаль­ но оборудованных гидрометеорологических станциях и водомерных постах.

Вследствие значительных колебаний уровня в ряде случаев удобнее пользоваться средними уровнями, которые определяются по данным наблюдений. При этом вычисляют:

—средне-суточный уровень как среднее из ежечасных наблюде­ ний; в морях с незначительными приливами этот уровень может быть определен как среднее из суточных наблюдений;

-средне-месячный уровень как среднее из средне-суточных на­ блюдений; в морях без (приливов (безливных) средне-месячный уро­ вень может быть определен (при четырех срочных наблюдениях) с точностью до 1,0 см; в морях с приливами (ливных) точность вы­ числения понижается до 5,0 см;

-средне-годовой уровень, как средне-арифметическое из отсче­ тов по футштоку за весь год, что соответствует среднему годовому уровню в данном месте; при четырех срочных наблюдениях средне­ годовой уровень вычисляется с точностью до 1,0 см при любом ре­ жиме года.

'Средний многолетний уровень вычисляется как, средне-арифме­ тическое из средне-годовых уровней, принимаемых равноточными, и поэтому для его определения с заданной точностью необходимо иметь наблюдения определенной продолжительности.

По рекомендации А. И. Дуванина [23] минимально необходимое число лет наблюдений п можно определить по приближенной

220

уровня от среднего многолетнего по данным длительного ряда на­ блюдений (более 10 лет) на одном из соседних пунктов; Я — задан­ ная точность определения среднего многолетнего уровня в абсолют­ ных единицах.

Поскольку средний многолетний уровень зависит от гидрометео­ рологических условий, то его значения меняются от пункта к пунк­ ту побережья.

Все наблюдения за уровнем приводятся к единому горизонту, за который в настоящее время принят горизонт на отметке — 5,0 м относительно нуля Кронштадского футштока, наблюдения по кото­ рому ведутся уже более 100 лет.

С определением уровня связано понятие нуля глубины — услов­ ного уровня, к которому приводятся глубины морей и океанов при составлении морских навигационных карт. По поводу вычисления нулей глубины имеется много предложений [51]. Однако все они не свободны от тех или иных недостатков и поэтому рекомендуется вычислять нули глубины в соответствии с установившейся практи­ кой. В Советском Союзе в -морях с величиной прилива не более 0,5 м за нуль глубины принимается средний многолетний уровень, за исключением Каспийского моря, где за нуль глубины принят условный горизонт. В морях, где величина прилива равна или боль­ ше 0,5 м за нуль глубины принимается наиболее низкий уровень, возможный по астрономическим причинам, так называемый теоре­ тический нуль глубины (ТНГ).

При расчете нулей глубин не учитываются кратковременные, не­ периодические и сгонно-нагонные колебания, что должно быть сде­ лано при практическом использовании морских навигационных карт.

В ряде случаев систематические колебания уровня, в частности, приливо-отливные колебания могут быть использованы для сниже­ ния стоимости строительства и упрощения способа производства строительных работ.

При наличии приливных колебаний можно повысить отметку по­ рога сухих доков, предусмотрев ввод и вывод ремонтируемых судов в полную воду. Тоже самое относится к устройству судостроитель­ ных и судоремонтных эллингов.

При приливных колебаниях уровня в ряде портов предусмотрен заход судов в порт и выход из порта в полную воду, что дает воз-. можность обойтись либо без подходных каналов, либо уменьшить их глубину. В этом случае суда в порту заводятся в закрытые бас­ сейны, как, например, в Лондонском порту, или становятся к при­ чалам, у которых вырыт котлован, как например, в порту Конакри (Гвинейская республика).

221

Глава VI

МОРСКИЕ ТЕЧЕНИЯ

§1. КЛАССИФИКАЦИЯ ТЕЧЕНИЙ

ИДЕЙСТВУЮЩИЕ СИЛЫ

Морскими течениями называются поступательные перемещения водных масс, характеризующиеся направлением и скоростью. Пос­ кольку вертикальная составляющая скорости течения обычно неве­ лика, то ее в простейших случаях не учитывают и рассматривают движения водных масс только в горизонтальной плоскости.

Морские течения могут быть классифицированы:

1. По силам и факторам их вызвавшим, т. е. по их п р о и с ­ х о ж д е н и ю . Классификация по этому признаку является основной в теории морских течений. При этом различают течения ветро­ вые, или дрейфовые, градиентные, в том числе плотностные, и при­ ливно-отливные. Дрейфовые течения возникают под действием тан­ генциальной силы трения, развивающейся на поверхности воды при движении над ней воздушных потоков, т. е. при воздействии ветра. Градиентные течения вызываются действием градиента гидростати­ ческого давления, возникающего при наклоне поверхности моря относительно уровенной поверхности вследствие ветрового наго­ на, изменения атмосферного давления, речного стока, неравномер­ ного распределения плотности морокой воды в горизонтальном на­ правлении. Приливно-отливные течения возникают в результате воздействия на водные массы приливообразующих сил Луны и Солнца.

2. По у с т о й ч и в о с т и , выделяя при этом постоянные, пе­ риодические и временные течения. Постоянные течения характери­ зуются небольшими изменениями направления и скорости в течение относительно длительного периода времени. Подобные течения, при­ мером которых могут служить Гольфстрим и пассатные течения, вызываются соответствующим распределением плотности воды или постоянно действующими ветрами. К периодическим течениям (характерным примером этих течений могут служить приливно-от­ ливные течения) относятся такие течения, направление и скорость которых повторяются через равные промежутки времени и в опреде­ ленной последовательности. Временными течениями называются те-

223

чения, вызванные непериодическим действием внешних сил, в том числе кратковременным действием ветра.

3. По г л у б и н е р а с п о л о ж е н и я выделяют поверхност­ ные течения, в слое воды от поверхности до глубины 10—15 м, глу­ бинные и придонные.

4. По х а р а к т е р у д в и ж е н и я различают прямолинейные

и криволинейные, в том числе циклонические и антициклонические.

5. По ф и з и к о - х и м и ч е с к и м с в о й с т в а м — теплые и холодные, соленые и распресненные течения, относительно окружа­ ющих масс воды.

Для объяснения возникновения и развития морских течений в первую очередь необходимо располагать сведениями о природе, ве­ личине и распределении сил, вызывающих течения, а также сил, сопутствующих течениям *.

Из сказанного выше следует, что к внешним силам, вызываю­ щим течения, относятся тангенциальная сила трения ветра, прили­ вообразующая сила и изменение атмосферного давления. К сопут­ ствующим силам относятся силы внутреннего трения и отклоняю­ щая сила вращения Земли или горизонтальная составляющая силы Кориолиса. Природа и величина всех этих сил были рассмот­ рены в гл. IV и V.

К внешним силам относится также и сила тяжести, которая пос­ тоянно действует на каждую частицу жидкости вне зависимости от того, находится ли эта частица в состоянии покоя или в состоянии движения. Сила тяжести без учета небольших периодических изме­ нений под влиянием Луны и Солнца представляет собой равнодей­ ствующую силы притяжения Земли и центробежной силы, причем последняя на экваторе составляет 1/288 силы тяжести. Поле силы тяжести характеризуется величиной нормального ускорения go, оп­ ределяемой на уровне моря в миллигаллах (мгл) ** формулой

go = 978049(1 + 0,052884 sin2<p — 0,000059sin22cp), (VM)

где ф■—широта места.

Из формулы (VI-1) следует, что ускорение силы тяжести умень­ шается от полюсов к экватору, что объясняется увеличением цент­ робежной силы у экватора и сжатием Земли у полюсов.

Величина ускорения силы тяжести изменяется также в зависи­ мости от положения относительно уровня моря и неоднородности распределения массы в земной коре (аномальная часть ускорения). Однако изменения эти невелики *** и в практических расчетах имм можно пренебречь, определяя ускорение g во всех случаях по (ѴІ-1).

*Общая картина течений в океане зависит также от рельефа дна и копфигуірации берегов.

**1 мгл = ІО"3 м/сек2.

*** Увеличение ускорения на каждые Ю00 м глубины составляет 0,02% от g0; аномалия силы тяжести редко превышает 200 мгл, что составляет также 0,02% от go.

224

Величину ускорения силы тяжести можно рассматривать ікак градиент гравитационного поля

( Ѵ І ' 2)

где Г — потенциал силы тяжести (геопотенциал); Я — глубина, из­ меряемая по направлению, совпадающему с линией отвеса.

При отсутствии других сил, кроме силы тяжести, работа при пе­ ремещении в направлении, перпендикулярном линии отвеса, равна

йГ п

нулю — - — 0, что определяет положение некоторой уровенной dx

(изопотенциальной) поверхности. Одной из изопотенциальных по­ верхностей является поверхность моря, для которой потенциал Г принимается равным нулю. Тогда на любой глубине Я (м) потен­ циал силы тяжести равен

Расстояние между изопотенциальными поверхностями, разли­ чающимися между собой на единицу геопотенциала, по предложе­ нию Бьеркнеса принято называть динамическим дециметром (дин. дм). Из уравнения (ѴІ-3) следует, что

1 дин. дм — —— ж 1,02 геом. дм.

9,81

Однако это только совпадение числовых величин. Динамический де­ циметр представляет собой работу, которую надо совершить, чтобы переместить единицу массы по линии отвеса на расстояние 1 /g, и, следовательно, имеет размерность работы.

Пользуясь этой единицей, можно определить изопотенциальные поверхности как поверхности одинаковой динамичеокой глубины от­ носительно уровня моря.

Для практических расчетов в океанологии принимают единицу, равную 10 дин. дм. Эту единицу называют динамическим метром (дин. м). При измерении глубины в дин. м ее обозначают символом

где Я — глубина, измеряемая в геом. м.

Пользуясь соотношением (ѴІ-4), можно перевести геометриче­ ские глубины в динамические (табл. ѴІ-1). При этом численные рас­ хождения составляют до 2% от глубины в метрах.

Возникновение в море внутренних сил, вызывающих течения, обусловливается изменением гидростатического давления, т. е. на­ личием поля давления, которое определяется полем масс. Послед­ нее можно изобразить распределением плотности или удельного объема, — что наиболее часто применяется в океанологии, — с уче­ том поля силы тяжести. Гидростатическое давление в толще мор­

Отсюда в соответствии с (ѴІ-4) давление через глубину, измерен­ ную в динамических метрах, выражается формулой

Следовательно, давление в 1 дбар приблизительно равно давлению столба морокой воды высотой в 1 дин. м. Поэтому давление на глу­ бине Я м численно равно приблизительно этой глубине (табл. VI-1).

Заменив среднюю плотность морской воды р через средний удельный объем а, получим

Если учесть изменение плотности и удельного давления с глубиной, то соответственно получим выражения

стей. При равновесии водных масс изопотенциальные и изобариче­ ские поверхности не пересекаются: во всех точках изопотенциальной поверхности имеет место одно и то же давление, и точки изобари­ ческой поверхности имеют одну и ту же динамическую глубину.

При движении вод изобарические поверхности получают неболь­ шой наклон *, вследствие чего изобарические и изопотенциальные

* Угол наклона изобарических поверхностей у в однородном море одинаков

226

s*

227

Из выражения (VI-11) следует*, что gradp является силой, дей­ ствующей на единицу объема воды. Составляющая этой силы по направлению нормали к изопотенциальной поверхности уравнове­ шивается силой тяжести; составляющая по касательной к изопотен­ циальной поверхности, образует внутреннее поле сил, и, несмотря на то, что она из-за небольшого угла наклона изобаричеоких по­ верхностей очень мала по сравнению с силой тяжести, является той силой, которая при отсутствии других сил вызывает перемеще­ ние водных масс, т. е. развитие и существование морских течений. Таким образом, чем ближе друг к другу расположены динамиче­ ские горизонтали, тем больше угол наклона изобарической поверх­ ности, а следовательно, больше и составляющая градиента гидро­ статического давления по направлению касательной к изопотенци­ альной поверхности, что в итоге приводит к усилению морских течений.

Наклон изобарических поверхностей вызывается перемещения­ ми водных масс, обладающих различными удельными объемами. Поверхности равных удельных объемов, так называемые изостерические поверхности, при статическом равновесии водных масс бу­ дут параллельны изопотенциальным и изобарическим поверхно­ стям, а при наличии движения будут с ними пересекаться. То же самое относится и к линиям равных давлений и равных объемов—•

изобарам и изостерам.

Для построения последних проф. Н. Н. Зубов предложил поль­ зоваться условной динамической глубиной, выражение для которой можно получить из (VI-10), если вместо удельного объема а под­ ставить значение условного удельного объема vt (см. гл. II). Тогда

Поскольку значение величины 0,9p постоянно для фиксированной изобары, то она не влияет на определение разности динамических глубин, и поэтому условная динамическая глубина вычисляется по формуле

которая и используется при практических расчетах. При этом вмес­ то динамических глубин, которые отсчитываются сверху вниз от по­

* Так как давление — это сила, действующая на единицу площади и ее раз­ мерность MLT~2 : L2, то для градиента давления соответственно — MLT-2 : ІЯ

228

верхностной изобары, имеющей при наличии течений некоторый наклон, пользуются динамическими высотами. Последние отсчиты­ ваются снизу вверх от изобары, принимаемой за горизонтальную. Численно динамические высоты равны динамическим глубинам и вычисляются по тем же формулам.

§ 2. ДРЕЙФОВЫЕ ТЕЧЕНИЯ

Простейшим случаем дрейфовых течений является установив­ шееся течение, вызванное ветром постоянной силы и направления; при этом на частицу жидкости действуют тангенциальная сила тре­

верхность моря горизонтальна, следовательно, внутреннее поле сил отсутствует, полный градиент давления направлен по оси z и равен

составляющие градиента по осям х и у равны нулю, если плоскость хОу совместить с поверхности моря, а ось z направить вниз

д р = др = 0. дх ду

б) течение происходит только в горизонтальной плоскости, и скорость в вертикальном направлении равна нулю;

в) поскольку движение установившееся, и, следовательно, со­ ставляющие горизонтальной скорости « и о п о осям х и у постоян­ ны, то

= const, что позволяет принимать во внимание только трение между горизонтальными слоями воды (см. гл. I); при этом внешнюю силу трения можно рассматривать как граничное значение внутренних

II) и отклоняющей силы вращения Земли (гл. V), а также имея в

229