У
Рис. ѴІ-6. Годографы скорости градиентного течения при различных значениях относительной глубины
я /D ;
изображенным на рис. ѴІ-6 пунктиром, выше этого слоя скорости течения практически совпадают с величиной, вычисленной по фор муле (ѴІ-32), и направлены, примерно, по оси Ох. Так, например, при H/Dт'=1,5 составляющая скорости течения по оси Оу на по верхности (o )z= o = —0 ,0 0 2 (м)г=о, т. е. равна всего лишь 0,2% от со ставляющей по оси Ох и направлена в сторону, противоположную уклону поверхности моря (см. рис. ѴІ-6 ). Количество воды, перено симое при градиентных течениях, можно вычислить аналогично тому, как это было сделано для дрейфовых течений. Перенос воды при градиентных течениях с увеличением глубины неограниченно возрастает (см. выше). При этом составляющая потока по оси Оу, т. е. в направлении горизонтальной составляющей градиента давле ния, имеет существенное значение только в придонном слое толщи ной ZV и стремится к определенному значению
lim Фу = |
D'Tg siny |
(ѴІ-38) |
Н^оо |
4ясо sin ф |
С уменьшением глубины составляющие потока уменьшаются, нс* Фѵ уменьшается значительно медленнее, чем Фх, и на малых глуби нах может быть, что ФѴ>ФХ (см. рис. ѴІ-6 , годограф для #Д Ѵ = -0,25).
§ 4. ПРИЛИВНЫЕ ТЕЧЕНИЯ
В приливной волне движение частиц происходит по сильно вы тянутым в горизонтальном направлении орбитам. Вертикальная со ставляющая движения частиц вызывает колебания уровня (прили вы), горизонтальная составляющая обусловливает появление так называемых приливных течений. Эти течения в зависимости от ха рактера прилива разделяются на полусуточные, суточные и сме шанные.
Приливные течения характеризуются сильной изменчивостью в пространстве и во времени. Вдали от берегов они меняются только' по направлению, сохраняя более или менее постоянную скорость. Такие течения получили название вращающихся течений. Вращение
вектора скорости, как правило, происходит в северном полушарии: по часовой стрелке, но может иметь место и обратная картина, иногда даже в одном и том же месте в зависимости от изменения астрономических и гидрометеорологических условий.
Ближе к берегам наряду с изменением направления становится более заметным и изменение скорости по величине: наблюдаются часы с минимальной и максимальной скоростями. В узких проливах, бухтах, устьях рек и т. п. течения приобретают возвратно-поступа тельный характер: скорость меняется по величине и при минималь ном значении меняет свое направление на обратное. Такие течения получили название реверсивных.
При смешанном характере течений при больших склонениях Лу ны течения могут быть суточными, при малых склонениях Луны — полусуточными. В одном и том же месте могут наблюдаться вра щающиеся течения, которые затем на некоторое время переходят в возвратно-поступательные. В приливных течениях меньше, чем в колебаниях уровня, проявляются фазовые и тропические неравен ства. Наблюдения показывают, что далеко не всегда максимальные скорости соответствуют сизигии и максимальному склонению Луны.
Из-за большой изменчивости приливных течений их изучение на практике ведется путем обработки результатов наблюдений (см. ни же); однако в достаточно простых случаях, а также для выяснения внутреннего механизма и физики явления весьма полезны и теорети ческие методы исследований, чему посвящены работы многочислен ных авторов как у нас, в Советском Союзе, так и за рубежом [23]. При этом исходят из общих уравнений движения жидкости (ІѴ-1), записывая их в простейшем виде применительно к плоским длин ным волнам. При этом ось х принимается направленной в сторону распространения волны, ось г — вниз. По условию составляющая скорости V по оси у отсутствует, составляющую скорости w п» оси г принимают равной нулю. Изменение составляющей скорости
и вдоль оси X происходит очень |
медленно. Поэтому |
можно поло |
жить — = 0 и пренебречь в уравнениях (ІѴ-1) величиной и ~ |
дх |
|
дх |
Рассмотрим вначале случай, |
когда все внешние |
силы, кроме |
силы тяжести, отсутствуют. Жидкость полагаем однородной и не сжимаемой. При этих условиях из уравнений движения жидкости (ІѴ-1) запишем:
ди |
dp |
0 , |
(VI-39) |
dt |
"Ь et— |
дх |
|
|
S |
dp |
|
|
a —j — 0. |
|
|
dz |
|
|
Аналогично предыдущему (см. § 3) можно показать, что имеет мес то соотношение
Тогда, подставив это значение в первое уравнение (ѴІ-39), получим
Чтобы учесть влияние колебания уровня, уравнение неразрыв ности запишем в несколько ином виде по сравнению с уравнением (ІѴ-2) гл. IV. Обозначим глубину воды через Я и отклонение уров ня через г]. Двумя плоскостями AB и А'В', перпендикулярными оси X , выделим объем жидкости Н - 1 -dx, полагая размер по оси у, рав ным единице. Через плоскость AB за dt сек в выделенный объем войдет количество жидкости, равное ри(Н + r\)dt. На пути dx эта величина изменится на
д[ри(Н + т))] dx, дх
и количество жидкости, вытекающее из объема за dt сек, через плоскость А 'В' составит
\ e u ( H + 4 ) + J M ä ± M d x } d t .
дх }
Тогда разность между количествами жидкости, втекающей и выте кающей, составит
|
|
дх |
|
|
или |
ö(„uH) |
+ г<д(ри) |
+ u ö (m L |
\ i x d t |
_ l |
' |
дх |
дх |
дх |
’ |
Это уменьшение количества жидкости в выделенном объеме вызовет понижение уровня между плоскостями AB и А'В' за время dt на ве личину
что соответствует изменению количества жидкости на
Приравняв выражения (ѴІ-41) и (ѴІ-42), получим, пренебрегая чле нами второго порядка малости, уравнение неразрывности
дт] д(иН)
dt дх
или при Я = const
Окончательно, переписав уравнение (ѴІ-40) и (ѴІ-43), получим сис тему уравнений:
ди |
<Эг) |
dt |
^ дх ’ |
dr] |
ди |
dt |
(ѴІ-44) |
дх |
Для поступательной приливной волны можно принять в первом приближении, что изменение уровня происходит по ікосинусоидаль-
ному закону
2nt
г] = riocos — ,
где ц0— амплитуда колебаний; Т — период колебаний. Тогда решение уравнений (ѴІ-44) дает:
т] = |
г|оcos 2п I |
|
X |
|
|
Г ). |
|
и = |
«іо |
0 |
( t |
х: |
(ѴІ-45) |
—ң |
cos 2п |
( — |
X ■ ) . |
|
|
|
|
|
откуда
СГ)0
Здесь с — скорость распространения волны, c — ^gH; к — длина при ливной волны; X— расстояние рассматриваемой точки от начала координат.
Из анализа второго уравнения (ѴІ-45) следует, что скорость при ливного течения в случае поступательной приливной волны имеет максимальное значение в моменты полной и малой воды, а при сред нем положении уровня равна нулю.
Горизонтальное перемещение частиц воды £ за время от U до t2 получим, интегрируя выражение d£,= udt и принимая значение и по (ѴІ-45),
£ |
— |
f^ |
wmax |
—---- —) dt. |
|
|
CO S 2я (' T к ' |
Амплитуду горизонтальных перемещений частиц получим, поло жив ^і= 0 и І2 =Ні Т и приняв какое-либо фиксированное значение х/к, например, xjk —0 , тогда
Отсюда максимальное горизонтальное перемещение частиц воды за полупериод приливной волны, т. е. за время от малой до полной во ды, равно
Т
£тах = Птах— • (ѴІ-46)
Я
Горизонтальные перемещения частиц даже при незначительных колебаниях уровня могут достигать нескольких километров (табл. VI-2) и возрастают с уменьшением глубины, и, следовательно, в при брежных районах могут формироваться мощные приливные тече ния. Скорости приливных течений резко возрастают на мелководье и особенно в узких проливах, соединяющих заливы с морем.
На мелководье, где амплитуда прилива соизмерима с глубиной воды, которую в данном случае надо рассматривать как величину переменную, скорость течений определяется по более сложной фор муле [74] и зависит от значений г]о/Я и х/к. При этом наибольшие скорости наблюдаются на бровке материкового склона. Здесь при весьма большом значении х/к, если принять начало координат на урезе воды, нет еще резкого уменьшения величины г|о/Я, которое наблюдается уже в зоне материкового склона, где глубины быстро нарастают до 3—4 км и скорости течения сильно уменьшаются (табл. ѴІ-2).
Т а б л и ц а ѴІ-2
Максимальные скорости приливных течений и горизонтальные перемещения частиц при колебании уровня, равном 0,5 м
|
|
|
|
Глубина ВОДЫ, м |
|
|
Характеристики течения |
1 0 0 |
500 |
|
2 0 0 0 |
3C00 |
4000 |
|
|
1 0 0 0 |
« m a x ' |
C M j С е к |
15,6 |
7,0 |
4,9 |
3,5 |
2 , 8 |
2,5 |
^ m a x |
> км |
2 , 2 |
1,0 |
0,7 |
0,5 |
0,41 |
0,35 |
|
|
|
|
|
|
При отражении приливной волны от берегов образуются стоячие приливные волны, и изменение уровня при этом происходит по за кону
г) = г](х) cos 2я — .
Вид функции г\{х) при произвольной конфигурации бассейна на известен, и в настоящее время рассмотрены только простейшие случаи.
Для прямоугольного бассейна постоянной глубины Я
|
X |
|
■ц(X) = т]о cos 2 я — , |
|
|
Я |
|
тогда |
2лх |
|
2я^ |
(ѴІ-47) |
Г] = Г)о cos —- cos---- . |
1 |
я |
|
Подставив формулу (ѴІ-47) во второе уравнение (ѴІ-44), после ин тегрирования получим
2 пх |
t |
(VI-48) |
« = WmaxSin------s in 2 n ~ . |
X |
Г |
|
Из уравнения (ѴІ-48) следует, что скорость приливного течения в
/ |
|
|
2 я + 1 |
' |
|
V |
— |
4 |
) |
при |
случае стоячих волн равна нулю в пучностях I |
X |
---------- |
|
любых значениях / и в узлах (^х = — Х ) при |
|
£ = 0 |
и і = 1І2 |
Т, т. е. |
при полной и малой воде; максимальное значение скорости имеет
место в узлах при |
t = lUT и t = 3UT, т. е. при среднем положении |
уровня. |
(ѴІ-45) и (ѴІ-48) показывает, что в рассмотрен |
Анализ формул |
ных случаях скорость течения меняет свое направление на противо положное в моменты полной и малой воды, т. е. имеет место упо минавшееся выше реверсивное течение.
При рассмотрении приливных течений в широких каналах и за ливах, в окраинных морях и открытом океане необходимо учиты вать влияние отклоняющей силы вращения Земли. В этом случае уравнения (IV-1) (по-прежнему при отсутствии внешних сил, кроме силы тяжести) запишутся, если аналогично предыдущему использо-
др |
g |
дп |
dp |
g |
дц |
|
вать соотношения — = |
—•— |
и = |
— —— в виде |
|
ох |
а |
ох |
оу |
а |
оу |
|
ди |
|
|
|
|
<3n |
(VI-49) |
— = |
2 ш sin ср-о — g - — , |
дх |
|
|
|
|
дх |
|
дѵ |
|
— 2 |
|
|
öri |
|
—- = |
(о sin cp • и — g — . |
|
dy |
|
|
|
|
dy |
|
Уравнение неразрывности в этом случае запишется аналогично (ѴІ-43), если рассматривать изменения количества жидкости в эле ментарном объеме в направлении dx и dy
дг]
(ѴІ-50)
dt
Наиболее простое решение этих уравнений дано для бесконеч ного канала в 1879 г. Томпсоном (Кельвиным). Если ось х принять направленной вдоль канала по его середине, ось у — перпендику лярно оси канала, а ось г — вниз, и допустить, что в начале канала
t
уровень изменяется по закону т] = т]о cos 2 л — , то, интегрируя уравнения (ѴІ-49) и (ѴІ-50), получим
|
|
g |
|
и = — n, |
|
|
|
c |
|
|
V = 0 , |
(VI-51) |
—2w sill 9 |
г/ |
|
-------- |
|
|
Y]=T|0e c |
|
cos 2 я |
|
Соотношения (VI-51) показывают, что сила Кориолиса оказыва ет влияние и на изменение уровня, и на изменение скорости прилив ного течения.
Изменение уровня поперек канала не одинаковое, и если смотреть по направлению распространения волны, то в гребне уровень выше справа, а при впадине слева, т. е. величина прилива больше у пра вой стенки канала, что объясняется направлением силы Кориолиса относительно направления течения. Следовательно, здесь же будут больше и максимальные скорости приливных течений при полной и малой воде.
Амплитуда колебания и скорость течения, как это следует из (ѴІ-51), зависят от соотношения s='T/тм. Действительно, если вспомнить, что тм = я(со sincp) -1 — половина маятниковых суток, за-
Я |
(ѴІ-51) показатель степе- |
менить с = — , то в третьем уравнении |
Т |
2я |
-. |
ни при е можно представить в виде —---------у. |
Отсюда становится |
Тм |
% |
|
очевидным, что изменения поперек канала амплитуды колебаний и скорости течения при распространении приливной волны в канале тем меньше, чем канал уже и чем меньше период волн по сравне нию с половиной маятниковых суток. Поэтому сила Кориолиса практически не оказывает влияния на ветровые волны и волны цу нами, периоды которых соответственно не превышают 20 сек и 60 мин. Ничтожно влияние силы Кориолиса и на приливные волны при их распространении в узком канале.
Исследование течений в поле силы Кориолиса при отражения приливной волны, т. е. при стоячих волнах, из-за сложности явления выполнено только для простейших случаев и, в частности, для пря моугольного замкнутого с одного конца бассейна, длина которого в два раза больше ширины. Опуская математические выкладки, дос таточно сложные и громозкие, приведем только схематическое опи сание физики явления. При приливных колебаниях уровня наблю даются, как уже указывалось, значительные горизонтальные коле бания частиц, поэтому на них воздействует сила Кориолиса, вызы вая поперечные колебания этих частиц, а следовательно, и попереч ные колебания уровня.
Поскольку момент наступления максимума скорости течения: сдвинут относительно наступления максимального уровня при про дольных стоячих волнах на Уі Т, т о и поперечные колебания уровня!
|
сдвинуты относительно |
про |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
дольных колебаний на ту же |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
величину. |
При |
|
|
сложении |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
двух |
стоячих |
волн |
одинако |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
вого периода, сдвинутых по |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
■фазе на |
1/4 |
Т и происходя |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
щих |
во |
взаимно |
перпенди |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
кулярных плоскостях, возни |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
кает |
вращательное |
движе |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
ние приливной волны вокруг |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
амфидромии. |
|
|
|
|
случае |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
В |
упомянутом |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
прямоугольного |
|
|
бассейна |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
имеют место две амфидро- |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
мии — внешняя |
и |
внутрен |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
няя (рис. ѴІ-7, |
а). |
Течение |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
во внешней |
|
половине |
бас |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
сейна носит возвратно-по |
Рис. ѴІ-7. Распространение |
приливной |
|
ступательный, |
реверсивный |
волны в широком канале |
в |
|
поле силы |
|
характер, а |
|
во |
|
внутренней |
Кориолиса |
|
(по |
Тэйлору); длина |
канала |
|
|
|
930 км, ширина 465 км, глубина 74 м: |
|
|
части |
бассейна |
вектор |
ско |
I |
|
|
|
линии; |
I I |
— линии |
I,равных |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
I V— котидальные |
|
|
рости описывает |
замкнутую |
амплитуд; |
I I I |
— орбиты |
частиц воды |
в |
плане; |
|
— направление |
вращения |
Земли; |
|
2, |
3 |
|
кривую, |
т. е. |
имеет |
место |
|
|
вращающееся приливное те |
. . . — котидальные |
часы, |
нулевое |
время |
|
соот |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
ветствует положению приливной волны на по |
|
чение, годографы |
скорости |
ловине длины канала; |
0,2, |
0,4, |
0,8 |
... |
1,6 — |
|
которого |
в |
различных |
точ |
|
|
амплитуда прилива, |
м |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
ках представляют собой эллипсы неодинаковых очертаний и ориен тировки (рис. ѴІ-7, б).
По внешнему виду амфидромии при воздействии силы Кориоли са напоминают амфидромии при сложении двух систем взаимно пер пендикулярных стоячих волн, сдвинутых по фазе на 'ДТ (рис. ѴІ-8 ), но при этом характер течений оказывается различным, что видно из сравнения (рис. ѴІ-7 и рис. ѴІ-8 ).
Вращающиеся течения возникают, как это показал Свердруп, и при распространении приливной волны в широком море без отраже ния, т. е. ограниченном только двумя боковыми сторонами. При этом гребни волн располагаются горизонтально и в отличие от волн Кельвина (см. уравнение ѴІ-51) подъем уровня у боковых сто рон моря отсутствует (рис. ѴІ-9, а, б). Скорость распространения волн равна
c = y§H l / j Z r ^ |
(ѴІ-52) |
и волны могут существовать только при условии s < l или Т<х, т. е. когда их период меньше половины маятниковых суток. Скорость течения в каждый момент времени одинакова по величине и на правлению и достигает максимума при полной и малой воде. Боль-
Рис. VI-8. Обегающая волна (амфидромия) при интерференции двух взаимно перпендикулярных стоячих волн с 12-часовым периодом в квадратном бассейне (по Тераде):
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
а — г) |
топография поверхности воды через часовые |
промежутки для |
одной четверти |
периода, |
представленная |
в |
виде |
блок-диаграммы; |
a' — г') |
течения, |
соответствующие |
a — г; |
д ) |
эллипсы |
течения в одном |
пункте; |
е) траектория частицы |
воды |
в |
случае д; |
ж) распределение |
эллипсов течений |
в северо-восточной части |
бассейна; э) котидальные |
|
линии и амплитуда |
колебаний |
{см) для |
одного периода |
шая ось эллипса совпадает с направлением распространения волн (рис. ѴІ-9, б); отношение осей эллипса равно s.
На характер и величину скорости приливных течений, так же как на изменение уровня при приливе (см. гл. V), оказывают боль шое влияние трение о дно и стратификация вод. Трение о дно бла годаря турбулентной вязкости сказывается в слое воды, мощность которого зависит от периода прилива и величины коэффициента пе ремешивания (турбулентной вязкости). Для исследованного Сверд рупом случая распространения приливной волны без отражения с учетом трения о дно характер течения выше слоя трения остается таким же, как и без учета трения.
В слое трения скорость течения уменьшается, но течение остает ся вращающимся (рис. ѴІ-9). Отношение осей эллипса течения бу дет меньше s, т. е. эллипс становится более сплющенным (рис. ѴІ-9, б'). Большая ось эллипса повернута право в северном полу
Рис. VI-9. Полусуточные приливные течения в мелком море (по Сверд
рупу) : / — без трения; II — при трении:
а, а') скорость течения на вертикали Oz в направлении распространения приливной
волны, показанная для промежутка времени в 7 лунных |
часов; б, б') эллипсы прилив |
ных |
течений (2=0 — поверхность моря, |
2= 0,7ЬН — V* |
глубины |
над поверхностью |
дн а); |
в, в') продольный разрез волны, состояние поверхности и распределение течений в |
|
момент /=0; $‘2—nj(T • A z ) t |
где Т — период |
приливной |
волны |
шарии на некоторый угол относительно направления распространения волны, максимальное значение которого наблюдается на не котором расстоянии от дна. Линии нулевых значений скоростей ис кривляются и максимум скорости наступает значительно раньше полных и малых вод, т. е. раньше чем в верхних слоях воды (рис. ѴІ-9, в'). Это происходит из-за того, что в придонном слое или на мелководье большая ось эллиптической орбиты частиц в приливной волне принимает положение примерно параллельное линии дна (рис. VI-10). При этом величина прилива возрастает, момент на ступления полной и малой воды приближается к моменту смены на правления течения (точки а и a'), а максимальные скорости наблю даются ближе к положению среднего уровня (точки m и m ').
Кроме того, под влиянием трения о дно приливная волна дефор мируется: передний склон становится круче заднего, время прилива сокращается, а время отлива увеличивается, и, следовательно, ско
рости течения |
при прили |
|
|
|
ве |
оказываются |
больше |
7 |
|
а |
чем при отливе, что имеет |
|
|
|
|
огромное значение |
для |
|
|
|
перемещения |
и |
отложе: |
|
|
|
ния |
наносов |
(см. |
ниже). |
|
|
|
При глубине |
воды |
мень |
|
|
|
ше толщины слоя |
трения |
|
|
|
влияние трения о дно мо |
|
|
|
жет |
сказываться |
во |
всей |
|
|
|
толще воды до поверхно |
Рис. ѴІ-10. Орбиты частиц приливной волны |
сти моря. |
|
|
вод |
Стратификация |
1 — уровень |
на |
мелководье: |
так |
усложняет формиро |
полной |
воды; 2 — средний уровень; |
|
3 — уровень малой воды |