ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 10.04.2024
Просмотров: 178
Скачиваний: 1
Т а б л и ц а 13
Пример вычисления устойчивости
Z м |
Т °С |
^ °/оо |
*ср |
Scp |
|
|
23 поправки |
*01~£ zd |
24 поправки |
25 поправки |
(7+8+9) |
|
|
|
|
|
|
О |
|
Таблица |
Таблица |
Таблица |
0•1£-* |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Ц I |
|
|
|
|
|
С |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
7 |
||
|
|
|
|
|
43 |
|43 |
|
|
|
|
|
|
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
6 |
|
7 |
8 |
9 |
1 0 |
11 |
|
400 |
12,44 |
35,19 |
11,59 |
35,07 |
- 8 5 |
-1 ,3 1 |
0 |
0 |
- 1 ,3 |
- 8 6 |
||
600 |
10,74 |
34,95 |
9,82 |
34,83 |
- 9 2 |
-1 ,1 2 |
- 0 ,1 |
0 |
- 1 ,3 |
-9 3 |
||
800 |
8,90 |
34,70 |
7,45 |
34,59 |
-145 |
-0 ,9 1 |
—0,1 |
0 |
- 1 ,0 |
-146 |
||
1000 |
6,00 |
34,48 |
4,53 |
34,51 |
- 5 9 |
-0 ,7 4 |
- 0 ,2 |
0 |
- 0 ,9 |
- 6 0 |
||
1500 |
3,08 |
34,53 |
2,70 |
34,61 |
- 1 4 |
-0 ,6 3 |
- 0 ,3 |
0 |
- 0 ,9 |
- 1 5 |
||
2000 |
2,35 |
34,68 |
2,16 |
34,73 |
- 7 ,6 |
- 0 ,5 |
- 0 ,4 |
0 |
- 0 ,9 |
- 8 ,5 |
||
2500 |
1,97 |
34,75 |
1,84 |
34,75 |
- 5 ,2 |
- 0 ,5 |
- 0 ,5 |
0 |
- 1 ,0 |
- 6 ,2 |
||
3000 |
1,71 |
34,75 |
1,54 |
34,75 |
- 6 ,8 |
- 0 ,5 |
- 0 ,6 |
0 |
- 1 ,1 |
- 7 ,9 |
||
3500 |
1,37 |
34,74 |
1,22 |
34,73 |
- 6 ,0 |
—0,4 |
- 0 ,7 |
0 |
- 1 ,1 |
- 7 ,1 |
||
4000 |
1,07 |
34,71 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
действий. Например, сумма цифр 7+ 8+ 9 в графе 10 означает сум мирование данных столбцов 7, 8 и 9. Произведение цифр 17x21 оз начает произведение данных, выбираемых из граф 17 и 21.
Приведенные в графе 23 результаты расчета устойчивости указывают на общее уменьшение устойчивости с глубиной. Это уменьшение тесно связано с уменьшением вертикального гради ента плотности. Увеличение устойчивости в слое 800—1000 м ука зывает на увеличение градиентов плотности в этом слое, которое связано с границами различных по своим свойствам водных масс.
Наибольшая устойчивость отмечается в слоях скачка плотно сти, где она может достигать несколько тысяч и даже десятков тысяч условных единиц. При таких значениях устойчивости наблю дается явление «жидкого грунта».
Жидким грунтом принято называть слой скачка плотности (слой наибольшей устойчивости), в котором вертикальные гради енты плотности достаточны для того, чтобы подводная лодка могла лежать в нем без хода, то есть иметь нулевую плавучесть. Для этого случая должно выполняться условие
рV= D, |
(3.8) |
где р — плотность воды с учетом ее сжимаемости; V — объем лодки |
|
в погруженном состоянии; Д — вес лодки |
(водоизмещение). |
При этом необходимо, чтобы при погружении лодка не при |
|
нимала дополнительный балласт при погружении. |
Предположим, что лодка, имевшая на глубине 2 нулевую пла вучесть, погружается на глубину z + dz.
поправки |
поправки |
поправки |
о |
|
С |
поправки |
попрапки |
попрапки |
(18+19+20)' |
|
<£> |
|
|
|
+ |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
«о |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
4 |
|
|
|
|
|
|
|
С« |
f£" 10‘ Таблица20 |
|
Таблица22 |
<N |
11 -15 |
|
Таблица26 •1-£ 0 * dS |
Таблица27 |
Таблица28 |
|
17-21 |
|
Таблица21 |
|
|
|
“Н |
|||||||
|
|
|
£ |
|
ty |
||||||
|
|
|
СЪ Ьч |
|
N |
|
|
|
° 1 |
|
О |
|
|
|
|
|
|
|
~ |
|
|||
|
|
|
СО1<0 |
|
43 43 |
|
|
|
oS |
|
|
1 |
|
1 i |
15 |
16 |
17 |
1 |
|
|
|
22 |
23 |
12 |
13 |
14 |
18 |
19 |
20 |
21 |
|||||
-1 ,8 8 |
—0,08 |
0 |
-1 ,9 6 |
169 |
-1 2 |
7,76 |
-0 ,0 4 |
0 |
7,72 |
-9 3 |
76 |
-1 ,6 9 |
-0 ,1 2 |
0 -1 ,8 1 |
167 |
-1 3 |
7,80 |
-0 ,0 5 |
0 |
7,75 |
-101 |
66 |
|
-1 ,4 4 |
-0 ,1 9 |
0 |
—1,63 |
236 |
-1 1 |
7,85 |
-0 ,0 7 |
0 |
7,78 |
- 8 6 |
150 |
-1 ,1 0 |
-0 ,3 0 |
0 -1 ,4 0 |
83 |
+ 1,0 |
7,93 |
-0 ,1 0 |
0 |
7,83 |
8 |
91 |
|
-0 ,8 8 |
-0 ,4 4 |
0 |
-1 ,3 2 |
19 |
+ 3,0 |
7,98 |
-0 ,1 4 |
0 |
7,84 |
24 |
43 |
-0,81 |
-0 ,5 7 |
0 -1 ,3 8 |
12 |
+ 1.4 |
8,00 |
-0 ,1 8 |
0 |
7,82 |
11 |
23 |
|
-0 ,7 7 |
-0 ,6 8 |
0 -1 ,4 5 |
9 |
0 |
8,00 |
-0 ,2 1 |
0 |
7,79 |
0 |
9 |
|
-0 ,7 3 |
-0 ,8 2 |
0 -1 ,5 5 |
11 |
- 0 ,2 |
8,01 |
-0 ,2 5 |
0 |
7,76 |
- 2 |
9 |
|
-0 ,6 9 |
-0 ,9 4 |
0 -1 ,6 8 |
12 |
- 0 ,6 |
8,02 |
-0 ,2 9 |
0 |
7,73 |
- 5 |
7 |
Дифференцируя формулу (3.8) по 2 , получим
V
dV dD dz dz
Плотность воды р является функцией температуры воды t, со лености S н давления р, а объем лодки V зависит от температуры ее корпуса, которая может быть принята равной температуре воды на глубине погружения лодки, и давления на той же глубине. По этому, переходя от полных производных к частным, получим
\/(_^9__dt_^d9_dS_ |
, |
dp_ dp \ , |
|||
^ dt |
dz ' dS |
dz ^ |
dp |
dz |
|
t d V d t |
dV |
dp \ |
dD |
||
M dt |
d z ' |
dp |
dz |
J |
dz |
Величина dV = a характеризует коэффициент объемного тепло-
dV
вого расширения лодки, а -^ ~ = р — коэффициент ее обжатия.
Если пренебречь сжимаемостью воды и тепловым расширением лодки, принять плотность воды равной единице, изменение давле ния при изменении глубины на 1 м равным 0,1 кг/см2, отнести рас четы к 1 т водоизмещения подводной лодки, а градиент плотности рассчитывать в единицах условной плотности, то получим доста точно простую формулу
Ар+ 0,1р = ДД,
117
116
где Ар — изменение плотности воды, a AD — изменение веса (водо измещения) лодки на 1 м глубины, отнесенное к одной тонне водо измещения.
Для лежания лодки на жидком грунте необходимо, чтобы она имела положительную или нулевую плавучесть в слое скачка плот ности, т. е. должно удовлетворяться условие
Ap + 0,ip5sAD.
Его можно переписать в виде Ар5э=Л£> — 0,1р.
Если Ap<AD — 0,ip, будет иметь место явление п р о в а л а , т. е. логружения лодки без принятия дополнительного балласта.
Глава IV
МОРСКИЕ ЛЬДЫ
§ 16. Образование и таяние морских льдов
Отправным пунктом для изучения физической сущности про цесса льдообразования служит теория строения воды.
По своим физическим и механическим свойствам морской лед существенным образом отличается от пресноводного. Это различие вызывается содержащимися в нем солями.
Для образования льда необходимыми и достаточными услови ями являются потеря тепла водой и некоторое ее переохлаждение,
атакже наличие в воде ядер кристаллизации.
Вприродных условиях в спокойной воде переохлаждение вы
ражается обычно в десятых долях градуса и охватывает только тонкий поверхностный слой. (Наибольшего переохлаждения вода достигает при —1,4° С.) Ядрами кристаллизации обычно являются пыль, состоящая главным образом из зерен кварца, кристаллики снега, выпадающие на поверхность воды, и частицы льда, уже су ществующие в данном объеме. Ядра кристаллизации — это заро дыши, вокруг которых идет нарастание льда. Чем больше в воде ядер кристаллизации и чем она интенсивнее перемешивается, тем меньше будет ее переохлаждение.
Льдообразование в пресных водах. Рассмотрим несколько идеа лизированную картину замерзания пресного водоема. Горизонталь ные перемещения воды и воздуха временно не будем принимать во внимание. От осени к зиме происходит постепенное выстывание верхнего слоя воды. Охладившись до температуры наибольшей плотности 4° С и став более тяжелым, он опускается вниз, а на его место поднимаются менее плотные и сравнительно теплые слои; развивается вертикальная циркуляция (конвекция).
После того как весь перемешиваемый объем воды принял тем пературу наибольшей плотности, конвекция прекращается. После дующее охлаждение сказывается только на поверхностном слое воды, плотность которого становится меньше плотности подстила ющих его слоев. Это исключает возможность дальнейшего конвек тивного перемешивания. После такой «подготовки» воды происхо дит образование ядер кристаллизации в самом верхнем переохлаж
119-
денном ее слое. Частицы первого льда, как только они становятся видимыми, имеют форму мелких дисков. Из них в дальнейшем образуются кристаллы льда. Рост кристаллов сначала происходит в горизонтальном направлении. Когда горизонтальный рост пре кращается, начинается рост кристаллов в вертикальном направ лении, и на поверхности водоема появляется сплошная корка льда, как результат статического льдообразования. Дальнейший рост толщи ледяного покрова происходит за счет теплообмена на гра нице лед—воздух. В этом случае образуется плотный прозрачный, без примесей и пузырьков воздуха игольчатый лед, который может быть представлен как сросток усеченных призм и пирамид. Раз мер каждого кристалла льда, образующегося в спокойных усло виях, нередко достигает 10 см и более. Игольчатый лед-—самый прочный вид льда, но в то же время и самый хрупкий.
Температурный профиль озера в зимнее время имеет весьма характерные очертания. У нижней границы льда температура воды близка к 0°С. Далее располагается термоклин (граница темпера турных слоев), характеризующийся перепадом температуры от О до 4° С. Глубина этого слоя зависит от степени суровости и про должительности зимы. Ниже термоклина вся масса воды имеет одну и ту же температуру 4° С.
Чтобы показать реальные условия в естественном водоеме, рас смотренную схему замерзания следует несколько видоизменить. Если замерзанию сопутствует ветер, охлаждение воды происходит быстрее благодаря испарению воды и турбулентности воздуха, по этому и лед появляется несколько раньше. Вместе с тем, сильные ветры вызывают интенсивное перемешивание верхних слоев, при этом на поверхность выходит теплая вода из глубины, толщина термоклина возрастает, а ледостав задерживается. По этой при чине некоторые из озер, например Онтарио, Гурон и Верхнее (Се верная Америка) никогда не покрываются льдами полностью.
В условиях турбулентного перемешивания воды под влиянием сильных течений и волнения, вызываемого ветром, образование ядер кристаллизации будет иметь место во всем объеме перемеши ваемой воды, а не только в тонком поверхностном слое. Теплота льдообразования будет вихрями выноситься на поверхность и отда ваться в атмосферу. Такими же вихрями будут захватываться с по верхности и уноситься на глубины переохлажденные частицы воды и порции холодного воздуха, что способствует переохлаждению всей массы воды. Поэтому образование льда происходит не только у поверхности, но и на различных глубинах, на дне, а также на предметах, находящихся под водой (тросах, сетях и т. д.).
Лед, образовавшийся в этих условиях, принято называть внутриводным льдом. Он возникает в результате динамического льдо образования.
Термин «внутриводный лед» характеризует генетическое отли чие этого вида льда от льда поверхностного образования и объ единяет два распространенных названия: глубинный лед и дон ный, или якорный, лед.
120
Внутриводный лед представляет собой губчатую ноздреватую’
массу, состоящую из скоплений кристаллов различных |
размеров |
и форм (иглообразная, пластинчатая, чечевицеобразная |
и шаро |
образная). Промежутки между кристаллами льда могут быть за полнены пузырьками воздуха или водой, а также содержать вклю чения песка, ила и т. д., в результате чего внутриводный лед не прозрачен. Кристаллы, сталкиваясь и частично смерзаясь, обра зуют комья, всплывающие на поверхность воды. В свою очередь комья, соединяясь, образуют «ковры» и «венки».
Название «донный лед» применяют в тех случаях, когда речь идет об образовании или всплывании внутриводного льда, образо вавшегося на дне. Он представляет собой рыхлую массу и отлича ется большой плавучестью. Нарастание ледяных кристаллов на дне может происходить иногда настолько быстро, что в течение суток образуется слой мягкой мохоподобной ледяной массы тол щиной до 1 м.
Важную роль в образовании донного льда играет характергрунта. Наиболее интенсивно он образуется на скалистом грунте,, хуже — на песчаном и илистом.
Поднятие донного льда на поверхность воды обычно приурочено к рассвету, т. е. ко времени наиболее сильного охлаждения.
Ледяной покров, образовавшийся из смерзшегося глубинного' или донного льда, а также в результате непосредственного замер зания воды в условиях ветра и волнения, имеет мутный (белесо ватый) цвет. Его прочность ниже прочности прозрачного льда.
Слоистый лед является комбинацией прозрачного и мутногольда и состоит из параллельных слоев обеих разновидностей льда.
Зимой лед независимо от его характера имеет более или ме нее ясно выраженную кристаллическую структуру с характерной раковистой (стекловидной) поверхностью излома. В естественных условиях чаще всего встречается мелкокристаллический лед. Раз меры кристаллов льда, образующихся на взволнованной поверх ности воды, не превышают, как правило, 0,5—2 см.
Льдообразование в морях умеренных широт. В этих широтах ледяной покров представляет сезонное явление. В открытом оке ане на широтах ниже 60° (северной или южной) морской лед боль шого значения не имеет, однако для таких акваторий, как, на пример, Гудзонов залив, залив Святого Лаврентия, Балтийское и Охотское моря, Азовское море, он играет чрезвычайно важнуюроль.
Процесс замерзания солоноватых вод (до 24,695%о) происходит так же, как и в пресной воде: вода сначала достигает температуры наибольшей плотности при данной солености, а затем точки за мерзания. В этом случае температура ниже термоклина будет равна температуре максимальной плотности, т. е. будет различной в за висимости от солености.
При солености 24,695%0 температуры замерзания и наибольшей плотности одинаковы (—1,332° С) . При солености больше 24,695%0 температура наибольшей плотности ниже температуры замерзания,.
121