книги из ГПНТБ / Егоров Н.И. Физическая океанография
.pdfтемпературы близок к пулю, — гидростатическое давление. Измене ния солености с глубиной не оказывают существенного влияния на изменения скорости звука.
Поэтому в океанах скорость звука вначале убывает, следуя за убыванием температуры воды, и достигает минимума на глубине, на которой вертикальный градиент температуры становится близок к пулю. Далее скорость звука возрастает до самого дна благодаря увеличению гидростатического давления, так как температура и со леность почти не изменяются с глубиной.
Такое изменение скорости звука типично для случая образова ния глубинного подводного звукового канала. Глубина залегания оси канала, как отмечено выше, соответствует глубине залегания минимума скорости звука. Эта глубина в различных районах Ми рового океана различна и тесно связана с характером вертикаль ного изменения температуры воды.
Поэтому, руководствуясь данными о вертикальном распределе нии температуры в различных частях океанов, рассмотренном в гл. II, можно сделать следующие общие выводы о глубине зале гания оси подводного звукового канала.
В Атлантическом океане глубина оси канала возрастает от 600—- 800 м в северной его части до 1300—1500 м в районе тропика. К эк ватору глубина залегания оси канала уменьшается до 600 м и затем возрастает в южной тропической зоне до 900—1000 м. К южному полярному району глубина оси канала вновь уменьшается до 100—
200м.
ВТихом океане отмечается картина, близкая к указанной выше
для Атлантики, распределения глубины залегания оси канала. В по лярных районах обоих полушарий глубина канала расположена на горизонте около 100 м, возрастая к тропикам до 800—1000 м, сохра няясь в этих пределах и в экваториальной зоне.
В Индийском океане глубина залегания оси канала составляет примерно 100 м в южном полярном районе, возрастая до 1500 м в северных его частях.
Вследствие малых годовых колебаний температуры воды на больших глубинах можно предполагать, что указанные глубины за легания оси капала не будут существенно изменяться в годовом ходе, так же как не будут изменяться и абсолютные величины ско рости на оси канала.
Так как температура воды на оси канала в различных районах океанов неодинакова, неодинакова будет и скорость звука. Однако эти различия значительно меньше, чем на поверхности. Скорость звука на оси канала может изменяться от 1450—1460 м/с в поляр ных районах до 1480—1490 м/с в тропических и экваториальных районах.
Сравнивая скорости звука на поверхности со скоростями звука на оси канала, можно сделать вывод, что их изменения от поверх ности до оси канала будут наибольшими в экваториальной зоне, где они равны примерно 50 м/с, и уменьшаются к полярным районам обоих полушарий.
201
Рассмотренный подводный звуковой канал в океанах, как отме чено выше, является глубинным стационарным каналом.
В океанах и морях в определенных районах и в определенные сезоны создаются гидрологические условия, при которых возникает канал с глубиной погружения его оси в несколько десятков метров, т. е. поверхностный звуковой канал. Он возникает в тех районах и в те сезоны, где и когда наблюдается вертикальное распределение температуры, аналогичное распределению скорости звука в подвод ном звуковом канале, т. е. при наличии минимума температуры на какой-то глубине. В отдельных, относительно редких случаях по верхностный звуковой канал может возникать и за счет соответст вующего изменения солености морской воды или совместного воз действия температуры и солености.
В поверхностных слоях океанов и морей массы воды подвер гаются перемешиванию под воздействием как тепловых, так и ди намических процессов. Особенно интенсивное перемешивание отме чается в холодную часть года, когда наблюдаются наиболее силь ные ветры и хорошо развита термическая конвекция. Благодаря перемешиванию температура и соленость воды по вертикали, а сле довательно, и скорость звука выравниваются. Глубина перемешива ния составляет от нескольких десятков до сотен метров. В холодную часть года в слое перемешивания происходит охлаждение слоев воды. Ниже этого слоя отмечается рост температуры воды с глуби ной, а следовательно, и рост скорости звука.
В теплую половину года, когда приход тепла от Солнца возра стает, поверхностные слои воды начинают прогреваться и их тем пература растет. Благодаря ветровому перемешиванию и течениям тепло передается нижележащим слоям воды. Однако прогрев ниже лежащих слоев воды происходит позже, чем поверхностных. В ре зультате существенно изменяется вертикальное распределение тем пературы воды; она вначале падает, достигая определенного мини мума, а затем растет с глубиной. Соответственно изменяется и вертикальное распределение скорости звука. На глубине минимума температуры воды возникает минимум скорости звука, соответст вующий оси подводного звукового канала. Этот минимум скорости звука может усиливаться благоприятным распределением солено сти воды.
Поверхностный подводный звуковой канал, в отличие от глубин ного, располагается на небольших глубинах, но менее устойчив в пространстве и времени. Он наблюдается обычно только в теплую часть года, нередко характеризуется малыми изменениями скоро сти звука с глубиной, занимает ограниченные площади и меняется по глубине. В наиболее теплые месяцы глубина залегания оси ка нала может достигать 30—40 и даже 100—120 м. Осенью, с началом зимнего охлаждения воды, канал исчезает. В морях с приливами и относительно мелководных сезонный канал неустойчив даже летом.
Шумы моря. В море почти всегда и везде можно регистриро вать шумы и звуки, обусловленные либо движением самих масс
202
воды и воздушных потоков над ними, либо организмами, живущими в море.
Особенно интенсивные шумы возникают в море, которые могут регистрироваться приборами на удалениях в несколько сот кило метров от зоны с сильным волнением. Непрерывное разрушение волн в открытом море и особенно у берегов создает мощные по силе шумы, отчетливо слышимые без приборов на больших расстояниях.
Многообразную гамму шумов создают морские организмы. Уже всякое передвижение немикроскопических животных, а тем более движение стай по дну, в толще или у поверхности воды, порождает слышимые звуковые колебания—-шумы. Естественно, что передви жение, например, косяков крабов по неровному каменистому дну будет порождать гораздо более мощные шумы, чем ползание по илистому дну морских звезд или ежей.
При спокойном море хорошо различимы шумы от плавания у по верхности воды китообразных, тюленей, морских черепах, отдель ных крупных или мелких стайных рыб.
Так, например, скумбрия на Черном море, выпрыгивая из воды перед восходом или заходом Солнца, создает шумы, слышимые из далека. Шум от движения хамсы напоминает шум крупного летнего дождя.
Шум, создаваемый косяками довольно крупной рыбы — пела миды, бывает слышен па несколько километров.
Сильные шумы, напоминающие иногда пушечные выстрелы, мо гут создаваться и отдельными крупными рыбами при их выпрыги вании из воды, как например, акулы-лисицы, рыбы-солнца, скатовманта и др. Прыжки китов производят в тихую погоду грохот, слы шимый на десять и более километров.
Достаточно сильные шумы шуршащего типа создаются при дви жении масс сардин или анчоусов, а жужжащего типа, регистрируе мые при движении кальмара, создаются также и при движении рыб.
На дне, обнажающемся при отливе, можно слышать шипящий или свистящий звук от выпускания пузырьков газа и щелканье от смыкания крючковатых створок у морских желудей.
Хорошо известны и собственные звуки, испускаемые морскими животными и рыбами, как, например, рев ластоногих (котиков, тю леней, моржей), плачущие звуки сиреновых рыб (ламантины), фыр канье и хрюканье, свистки и лай дельфинов.
Собственные шумы моря, а также нередко шумы и звуки мор ских организмов и рыб существенным образом могут влиять на ра боту гидроакустических средств, тем более что выше были приве дены преимущественно примеры шумов и звуков, доступных слуху. Однако гаммы звуков как самого моря, так и живых организмов настолько разнообразны, что пока изучена только очень небольшая их часть.
Глава VII
м о рс к и е волны
§ 34. Общие сведения о морских волнах
Классификация морских волн. Морские волны можно класси фицировать по различным признакам.
По силам, вызывающим волновое движение, т. е. по происхожде нию, можно выделить в океане (море) следующие виды волн:
в е т р о в ы е — вызванные ветром и находящиеся |
под его воз |
|||
действием; |
действием |
периодических |
||
п р и л и в н ы е — возникающие под |
||||
сил притяжения Луны и Солнца; |
с |
отклонением поверх |
||
а н е м о б а р и ч е ск и е — связанные |
||||
ности океана от положения равновесия |
под действием ветра |
|||
и атмосферного давления; |
|
|
в |
результате |
с е й с м и ч е с к и е ( ц у н а м и ) — возникающие |
||||
динамических процессов, протекающих в земной коре и, в первую
очередь, подводных землетрясений, |
а также извержений вулка |
нов, как подводных, так и прибрежных; |
|
к о р а б е л ь н ы е — создающиеся |
при движении корабля. |
Наиболее часто (практически всегда) на поверхности морей и океанов наблюдаются ветровые и приливные волны, при этом вет ровые волны доставляют наибольшие неприятности мореплавателю: вызывают качку корабля, заливают палубу, уменьшают скорость хода, уклоняют его от заданного курса, могут наносить поврежде ния, а подчас вызывают гибель судна, разрушают берега и берего вые сооружения. В настоящей главе основное внимание уделено ветровым волнам.
Приливные волны обычно воспринимаются в форме периодиче ских колебаний уровня — приливов и периодических течений. По этому они будут рассмотрены ниже в главах VIII и IX.
По силам, которые стремятся возвратить частицу воды в поло
жение |
равновесия, |
различают к а п и л л я р н ы е г р а в и т а ц и |
о н н ы е |
волны. В |
первом случае восстанавливающей силой яв |
ляется сила поверхностного натяжения, во втором — сила тяжести. Капиллярные волны малы по своим размерам и образуются либо
204
в первый момент воздействия ветра на водную поверхность (рябь),
либо на поверхности основных гравитационных |
волн |
(вторичные |
||
волны). В море главное значение имеют гравитационные волны. |
||||
По действию силы после образования |
волны |
выделяют волны |
||
с в о б о д н ые , |
когда сила прекращает |
действие |
после |
образова |
ния волны, и |
в ы н у ж д е н н ы е , когда действие силы не прекра |
|||
щается. |
|
|
|
|
По изменчивости элементов волн во времени выделяют у с т а
н о в и в ш и е с я |
волны, которые не изменяют своих элементов, и |
|||||
н е у с т а н о в и в ш и е с я , |
развивающиеся или, наоборот, затухаю |
|||||
щие, изменяющие свои элементы по времени. |
|
|
|
|||
По расположению различают п о в е р х н о с т н ы е волны, воз |
||||||
никающие на поверхности моря, и в н у т р е н н и е , |
возникающие на |
|||||
глубине и почти не проявляющие себя на поверхности. |
длина |
|||||
По |
форме |
выделяют |
д в у х м е р н ы е волны, |
средняя |
||
гребня |
которых во много раз больше средней длины волны, |
тр ех - |
||||
м ер н ы е, средняя длина гребня которых |
соизмерима с длиной |
|||||
волны, |
и у е д и н е н н ы е , |
имеющие только |
куполообразный гре |
|||
бень и не имеющие подошвы. Если на гребне уединенной волны по местить поплавок, он будет перемещаться вместе с гребнем. По этому, как известно, уединенную волну называют также перенос ной волной.
По соотношению длины волны и глубины моря различают к о
р о т к и е |
волны, у которых длина волны значительно меньше глу |
||
бины моря, и д л и н н ы е , |
у которых, напротив, длина волны значи |
||
тельно больше глубины моря. |
|||
По перемещению |
формы волны выделяют волны п о с т у п а |
||
т е л ь н ы е |
(рис. 7.1), |
видимая форма которых перемещается в про |
|
странстве, |
и с т о я ч и е |
(рис. 7.2), видимая форма которых в про |
|
странстве не перемещается.
Поступательные волны характеризуются тем, что у них пере мещается только форма (профиль) волны. Частицы же воды дви жутся по почти замкнутым орбитам, имеющим форму, близкую к окружности или эллипсу. Поэтому предмет, находящийся на по верхности моря, также совершает колебательные движения, соот ветственно движению частиц воды по их орбитам.
Видимое перемещение формы (профиля) волны можно пояснить следующим образом. Предположим, что частицы воды совершают движение по замкнутым круговым орбитам (рис. 7.1). Если импульс силы, вызывавшей волнение, действовал слева, то частицы, дейст вующие правее, придут в движение позже и поэтому будут отста вать по фазе от частиц, расположенных левее, и займут в момент времени положения 1, 2 ,3 . . . Проведя кривую через эти точки, по лучим профиль волны в момент времени ti (сплошная кривая на рис. 7.1). Опытным путем установлено, что частицы воды движутся по орбитам с одинаковой угловой скоростью. Поэтому в следующий момент времени tz они переместятся на своих орбитах на один и тот же угол и займут положения 1', 2', 3' ... Проведя пунктирную кривую через указанные точки, получим профиль волны в момент
205
о |
X |
Рис. 7.1. Поступательная волна и орбита частиц.
Рис. 7.2. Схема стоячей волны.
времени to. Как видно на рисунке, профиль волны сместился в на правлении действия силы, хотя частицы воды не имели поступа тельного движения.
Стоячие волны. При стоячей волне частицы воды не совершают движений по круговым орбитам. В пучностях, т. е. в точках, где амплитуда колебания уровня наибольшая, частицы двигаются только по вертикали. В узлах, т. е. в точках, где колебания уровня отсутствуют, частицы двигаются только в горизонтальном направ лении.
На рис. 7. 2 показаны три положения поверхности моря при стоя чих волнах: два крайних (пунктирные линии) и средние (сплошная линия). Буквой У обозначены узловые точки (узлы), а буквой П — пучности. Стрелками на линии среднего уровня показаны орбиты частиц в различных точках волнового профиля.
Втабл. 27 приведены основные характеристики поступательных
истоячих волн.
Элементы волны. Каждая волна, поступательная или стоячая, характеризуется определенными элементами. Общими элементами для обоих типов волн являются следующие.
Волновой профиль — кривая, получаемая в результате сечения взволнованной поверхности моря вертикальной плоскостью в за данном направлении (обычно в направлении распространения волн).
Гребень волны — часть волны, расположенная выше среднего волнового уровня.
Вершина волны — наивысшая точка гребня волны.
Ложбина волны — часть волны, расположенная ниже среднего волнового уровня.1
Подошва волны — наинизшая точка ложбины волны.
1 Средний волновой уровень —линия, пересекающая волновой профиль так, что суммарные площади выше и ниже этой линии одинаковы.
207
Т а б л и ц а 27
Основные характеристики поступательных и стоячих волн глубокого моря (по А. И. Дуванину)
Волны
Характеристика
поступательные |
стоячие |
Профиль волны |
Остается |
постоянным, |
||||||
|
|
|
перемещается |
в |
на |
|||
|
|
|
правлении |
движения |
||||
Амплитуда |
колебаний |
волны |
|
вдоль |
ли- |
|||
Постоянная |
||||||||
уровня |
и |
составляю |
нии |
распространения |
||||
щих скорости |
волн |
|
|
|
|
|
||
Характер |
связи между |
Изменяются синфазно |
||||||
колебаниями уровня и |
|
|
|
|
|
|
||
горизонтальной состав |
|
|
|
|
|
|
||
ляющей скорости |
Правильные окружности |
|||||||
Траектории |
частиц (в |
|||||||
глубоком море) |
Ниже глубины ощутимо |
|||||||
Распределение давления |
||||||||
|
|
|
го движения |
частиц |
||||
|
|
|
воды (больше поло |
|||||
|
|
|
вины |
длины |
волны) |
|||
|
|
|
влияние волн на из |
|||||
|
|
|
менение |
давления |
не |
|||
|
|
|
сказывается |
|
|
|||
Меняется во времени между узлами посту пательного движения
Изменяется вдоль длины волны
Изменяется |
со |
сдвигом |
по фазе |
на |
четверть |
периода |
|
|
Горизонтальные линии в узлах, вертикальные в пучностях, в проме жутках — различно на клоненные прямые. По всей глубине сказыва ется переменное вол новое давление
Высота волны h — превышение высоты волны над соседней по дошвой на волновом профиле, проведенном в генеральном направ лении распространения волн. Высота волны равна удвоенной ам плитуде или удвоенному радиусу орбиты поступательной волны при круговых орбитах.
Длина волны Я — горизонтальное расстояние между вершинами двух смежных гребней на волновом профиле, проведенном в гене ральном направлении распространения волн.
Крутизна волны — отношение высоты данной волны к ее длине. Крутизна волны в различных точках волнового профиля различна. Для практики важное значение имеет наибольший наклон, который
приближенно равен отношению высоты волны к полудлине /г/— -
Для удобства характеристики крутизны волны пользуются отноше
нием высоты к длине |
которое и называют средней крутизной |
волны.
Перечисленные элементы определяют геометрические характе ристики волны. Для поступательной волны необходимо добавить еще три элемента.
Направление распространения волн, отсчитываемое от норда в сторону их движения.
208
Фронт волны — линия на плане взволнованной поверхности, про ходящая по вершинам гребня данной волны, которые определяются по множеству волновых профилей, проведенных параллельно гене ральному направлению распространения волн.
Длина гребня волны — протяженность гребня волны в направле нии ее фронта.
Луч волны — линия, перпендикулярная фронту волны в данной
точке.
Кроме элементов, определяющих геометрические характери стики волны, выделяют кинематические элементы. К ним относятся:
Период волны т — интервал времени между прохождением двух смежных вершин волн через фиксированную вертикаль. Период волны можно определить и как время обращения частицы по ее ор бите. Для стоячей волны период определяется промежутком вре-
Рис. 7.3. Кривая волновых колебаний свободной поверхности воды в точке.
мени, за который совершается полное колебание уровня, так как частицы воды в этом случае не совершают движения по круговым орбитам.
Скорость распространения, или фазовая скорость с — скорость перемещения гребня волны в направлении ее распространения, оп ределяемая за короткий интервал времени порядка периода волны. Понятие скорости относится только к поступательной волне.
На рис. 7.1 видно, что за время полного оборота частицы по своей орбите *, т. е. за период волны т профиль волны сместится на расстояние, равное длине волны X.
Отсюда легко установить, что
Указанные элементы волн относятся к правильной — двухмер ной волне. Реальные ветровые волны трехмерные. Запись реальной трехмерной волны по наблюдениям в точке представлена на рис. 7.3. Как видно на рисунке, реальная волна весьма далека от двухмерной1
1 Скорость перемещения частиц жидкости |
по волновой орбите называют |
орбитальной скоростью волнового движения. |
|
14 Заказ № 115 |
209 |
волны (типа зыби). Поэтому в теории волн приходится вводить до полнительные термины, к которым в первую очередь относится поня тие высоты волн в точке. Под этим термином понимается разность уровней по вертикали между вершиной и подошвой волн, зарегист рированных в точке.
Для реальных морских ветровых волн, которые являются трех мерными, возникает необходимость введения дополнительных тер минов.
На рис. 7.4 представлена схема трехмерной волны. Здесь видно, что для такой волны необходимо введение дополнительного тер мина— длина гребня — L. Само понятие «высота волны» стано
вится условным, если ее определять по |
результатам |
наблюдений |
в точке. Действительно, через поплавок |
волнографа, |
установлен |
ного в точке, волна может проходить любым участком своего «фрон та», и не обязательно участком с максимальным возвышением (вершиной) и понижением (подошвой). Поэтому для трехмерных волн вводится еще одно дополнительное понятие — в ы с о т а т р е х м е р н ы х волн . Она определяется как разность по вертикали
между наивысшим уровнем в е р ш и н ы , |
определяемой как наивыс |
шая точка холма , расположенного |
выше среднего волнового |
уровня, и уровнем подошвы, представляющим наинизшую точку ложбины, среднего волнового уровня.
На рис. 7.4 hT— высота трехмерной волны, определяемая как вертикальное расстояние между высотами уровня в точке А (вер шина) и В (подошва) профиля волны, К— длина волны, a L —
длина гребня.1
Балл силы (степени) ветрового волнения. Для характеристики ветрового волнения, наблюдаемого на поверхности океанов и морей, широко используется балловая оценка силы (степени) волнения.1
1 Длина гребня — горизонтальное расстояние между подошвами двух смеж ных ложбин на волновом профиле, проведенном перпендикулярно генеральному направлению распространения волн.
210