ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 09.04.2024
Просмотров: 216
Скачиваний: 0
Рис. 23. Формы волны.
а — д вухм ерн ая, б — трехм ерн ая.
Иногда в результате неполного отражения прогрессивных волн в бассейнах с переменным поперечным сечением возникают слож ные п о с т у п а т е л ь н о - с т о я ч и е волны.
По форме выделяют двухмерные волны, имеющие большую про тяженность гребня, и трехмерные, длина гребня которых соизме рима с длиной волны (рис. 23).
По размерам волны делят на короткие, волны конечной глу бины и длинные. Это подразделение определяется отношением
длины волны К к глубине моря |
Я. Если отношение ~~г<2, волны |
|
И |
À |
К |
короткие; если — ~2, волны конечной глубины и при — > 2 волны |
|
Я |
Я |
длинные. Короткие волны обычно и короткопериодные, а длин ные— долгопериодные. По расположению различают поверхност ные и внутренние волны. Поверхностные возникают на поверхности океана, внутренние — в толще воды, на поверхности раздела слоев воды с различной плотностью.
§ 51. Элементы волн
Волна характеризуется следующими элементами: высотой, длиной, периодом, скоростью распространения (фазовой и орби тальной), крутизной, фронтом, направлением распространения (рис. 24).
В ы с о т а h — разность уровней гребня и подошвы волны, рав ная ее удвоенной амплитуде a = 0,5h. (Нередко высоту неверно определяют как вертикальное расстояние между гребнем и подош вой. Это расстояние не вертикально, а почти горизонтально.)
Д л и н а в о л н ы К— кратчайшее горизонтальное расстояние между двумя соседними гребнями или подошвами. Для поступа тельных волн — это расстояние между двумя частицами, находя щимися в одинаковой фазе колебаний.
П е р и о д в о л н ы т — время одного обращения частицы по ее орбите. Это промежуток времени между прохождением двух сле дующих один за другим гребней через одну и ту же точку прост
ранства. Период |
равен: т = - ^ - , где |
оз — угловая |
скорость |
орби- |
|
|
0) |
|
|
|
|
тального движения; величина, обратная периоду ~т |
= f, называется |
||||
частотой. |
р а с п р о с т р а н е н и я |
в о л н о в о г о |
п р о |
||
С к о р о с т ь |
|||||
ф и л я , или ф а з о в а я с к о р о с т ь , |
с — горизонтальное расстоя |
ние, проходимое любой точкой профиля волны в единицу времени. За полный период т профиль волны сместится со скоростью с на расстояние, равное длине волны:
X
с—— .
О р б и т а л ь н а я с к о р о с т ь ѵ — линейная скорость движения частицы по орбите. В случае круговых орбит средняя линейная ско-
2,лг
рость ѵ= —— , или v = 2nrf, где г — радиус орбиты.
К р у т и з н а в о л н ы ô — угол наклона волнового профиля к го ризонту, т. е. угол между нормалью к волновому профилю и вер тикалью (или между касательной и горизонталью). Средняя кру тизна определяется отношением высоты волны к полудлине (6 =
но для удобства на практике для определения крутизны
пользуются отношением высоты к длине
h
Т
Ф р о н т в о л н ы — линия, проходящая |
вдоль гребней |
волны |
|
нормально направлению перемещения |
волнового профиля. |
|
|
Н а п р а в л е н и е р а с п р о с т р а н е |
н и я |
волны — направление, |
откуда идет волна (азимут в градусах или румбах).
§ 52. Основы теории волн
История исследования морских волн восходит к трудам Нью тона, Лапласа, Лагранжа и др. Первые теории морских волн ба зировались на положениях классической гидродинамики и связаны с работами Герстнера, Стокса, Релея, Джефриса, Кельвина и др. Большой вклад в изучение волн внесен трудами отечественных уче ных А. И. Некрасова, H. Е. Кочина, Л. Н. Сретенского, В. М. Маккавеева, В. В. Шулейкина, Ю. М. Крылова, Л. Ф. Титова и многих других.
Все классические теории волн рассматривали установившееся волнение, которое существует после прекращения действия внеш него импульса, т. е. свободные гравитационные волны, которым больше всего отвечает зыбь. В этих теориях исследовалась форма волнового профиля при различной глубине моря, кинематическая структура, закон изменения движения с глубиной и были получены формулы для основных элементов волн. Одной из ранних теорий волн на большой глубине была теория трохоидальных волн, опубли кованная в 1802 г. чешским ученым Герстнером. Она построена на допущениях, что море бесконечно глубоко, вода состоит из отдель ных материальных частиц, лишенных внутреннего трения, частицы, находящиеся на одной и той же глубине, описывают замкнутые орбиты одинакового радиуса, но различаются по фазе, так как
приходят в движение неодновременно. При такой кинематике час тиц волновой профиль имеет форму трохоиды. На рис. 25 приво дится трохоида — кривая, представляющая собой след точки т, ле жащей на поверхности производящего круга радиусом г0, располо женного внутри катящегося круга радиусом /?при перемещении его без скольжения по горизонтали (XX) в пространстве. Кривая, опи санная точкой М катящегося круга, будет циклоида, т. е. предель ная кривая семейства трохоид. На рис. 22 а показано движение час тиц воды при поступательном перемещении профиля в пространстве. С началом действия ветра каждая из двух соседних частиц, рас положенных слева с наветренной стороны, приходит в движение раньше. Частица 1 выйдет из состояния покоя раньше, чем ча стица 2, которая отстает от частицы 1 на угол Ѳ], а частица 2 от 3 — на Ѳ2 и т. д.
2%R
Рис. 25. Трохоида и циклоида.
Все частицы, лежащие на одной глубине (изобаре), с началом волнения находятся в разной фазе колебаний Ѳ. Соединив точки 1, 2, 3, 4 и т. д., можно получить профиль волны в момент to. Мо жно получить волновой профиль и в момент t', соединив точки Г, 2', 3' и т. д., который будет смещен в направлении действия ветра. Аналитически, решая уравнения движения, и геометрически
трохоидальная теория дает выражения для |
волнового профиля |
в виде: |
|
x=/?0-j-/-sin Ѳ, |
|
г — г cos Ѳ, |
(39) |
где X и 2 — текущие координаты частиц; /?D = —------% радиус катяще-
Vt
гося круга; г = —— радиус производящего круга; Ѳ— фаза, опре
деляющая положение частицы в ее орбите.
Фаза, зависящая от положения центра орбиты относительно на чала координат и времени (рис. 22 а), имеет выражение
Q= ka — (ot,
2п |
носит название волнового |
числа; со : |
2п |
■угловая |
|
где к- |
X |
% |
|||
скорость; |
X— длина волны; т — период; |
а — расстояние |
центра ор |
биты, описываемой частицей от среднего уровняв момент временив Трохоидальная теория дает основные формулы для определения
элементов волн — длины X, периода т и скорости с:
к- g^2 |
|
(40) |
|
gX |
|
(41) |
|
2п |
’ |
||
|
|||
2пХ |
|
(42) |
|
g |
' |
||
|
Так как длина, период и скорость распространения волн свя заны между собой уравнением Х = сх, то, измерив один из трех элементов, можно определить остальные два (табл. 18). Высота волн h определяется инструментально или по эмпирическим форму лам, полученным из непосредственных наблюдений.
|
|
|
Таблица 18 |
|
X |
X |
с |
к |
_ |
1 , 5 6 x 2 |
0 , 6 4 с 2 |
X |
0 , 8 J / T |
— |
0 , 6 4 с |
С |
1 , 2 5 Ѵ х |
1 , 5 6 т |
— |
Если принять g = 9,81 м/с2, входящее в расчетные формулы, то, определяя длину волны в метрах, период в секундах, а скорость
вм/с, можно получить простые формулы, связывающие X, с, х.
Втрохоидальной теории получен закон изменения радиусов г круговых орбит с глубиной, а следовательно, и высот волн, так как
ho
rz= r Qe
hz= h Qe
2z
X 2
у
2 z
X
>
(43)
(44)
где го и ho — радиус орбиты и высота волны на поверхности моря; rz и hz~~ радиус орбиты и высота волны на глубине г.
Из этих выражений следует, что с увеличением глубины в ариф метической прогрессии радиусы орбит, а также и высоты волн убы вают в геометрической прогрессии. Отсюда вытекает, что на
уменьшается в 23 раза, т. е. почти до 4% поверхностной, а на глу бине, равной длине волны (z = k ) , — в 535 раз. Таким образом, на
к
глубине, равной — , волнение можно считать затухшим. Выводы
трохоидальной теории волн применимы главным образом при ис следовании зыби.
Для исследования волн в открытом море и прибрежной полосе приходится обращать внимание на соотношение между длиной волны и глубиной моря и использовать выводы не только теории коротких трохоидальных волн, но и теории волн конечной глубины и длинных волн. Если глубина Н велика, то при отношении Н/к^ ^0,Зч-0,5 орбиты частиц круговые, а профили трохоидальных волн
„ gk
распространяются со скоростью сі = —— , следовательно, период т,
длина к и другие элементы определяются по формулам трохоидаль ной теории.
Если глубина Н конечна и отношение 0,1 < #Д < 0,Зн -0,5, эл липтические орбиты вытянуты и профиль волны близок к синусои дальному. Это волны мелководья, распространяющиеся со скоро стью
с2= ~ ~ |
(45) |
которая зависит не только от длины волны, но и от глубины моря. Если глубина моря мала по сравнению с длиной волн, то гипербо лический тангенс
th 2 i:-^ -»2îc-y -, |
(46) |
тогда скорость будет равна c2 = gH. Это известное выражение Лаг ранжа—Эри для скорости распространения свободных длинных волн, у которых длина превосходит глубину моря и отношение Н / к ^ 0,1. Они возникают главным образом под действием приливообразующих сил Луны и Солнца, а также геотектонических сил. Однако и ветровые волны, распространяясь с больших глубин на малые, могут преобразовываться в длинные, когда их длина начи нает превосходить глубину моря. У длинных волн профиль сину соидальный и орбиты частиц представляют собой эллипсы, очень сильно вытянутые в горизонтальном направлении. Заметим, что скорость перемещения волнового профиля длинной волны cz= gH зависит от глубины и не зависит от других элементов. При переходе на малые глубины скорость распространения длинных волн опре деляется формулой Дудсона
c = V g ( H + За), |
(47) |
где а — амплитуда волны.
Максимальная скорость горизонтальных смещений частиц (те чений) связана с амплитудой волны а и глубиной моря Я форму лой Комоа
^MaKC= 0 Y - j f . |
(48) |
Длина и период длинных волн определяются выражениями:
Х = = т Y g H , |
(49) |
\ |
(50) |
|
х~ Ѵ І н |
||
' |
§53. Групповая скорость и энергия волн
Вприродных условиях волны представляют собой сумму нала гающихся друг на друга простых колебаний, распространяющихся
водном или в разных направлениях и имеющих различные высоты
ипериоды. При наложении волн (интерференции) с различными элементами возникает явление, называемое б и е н и е м . Основными причинами образования групп больших волн, разделенных поло сами меньших волн, служат пульсация скорости ветра и различия скоростей отдельных волн. Догоняя друг друга и интерферируя, они образуют группы. Групповые волны начинают исчезать при преоб разовании ветровых волн в волны зыби. Так как волны бегут груп пами, возникло представление о «девятом вале». В разных райо нах Мирового океана самыми крупными могут быть третий, седь мой и одиннадцатый или n-ный, в том числе и девятый, вал. Закономерность в чередовании крупных результирующих и мелких волн определяется ветровыми и геоморфологическими условиями.
Вслучае большой глубины моря скорость перемещения результи
рующей волны, называемая групповой скоростью и равная
_ |
с1с2 |
(51) |
|
гр ~~ CJ + ca |
|||
|
не совпадает с фазовой скоростью интерферирующих волн щ и сг. Так как периоды этих волн в глубоком море близки друг к другу, то С и с2 полагают равными их средней скорости сср, тогда
Сер |
(5 2 ) |
Сгр = — |
т. е. групповая скорость волн, распространяющихся на большой глубине, равна половине фазовой скорости с. Для мелководных районов для случая волн конечной глубины групповая скорость за-
н
висит от параметра б = 2я-^~ и равняется
|
1 |
28 |
(53) |
-гр ■ |
'sh 25 |