ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 11.04.2024
Просмотров: 216
Скачиваний: 0
П е р и о д о м в о л н о в о г о к о л е б а н и я (перио дом волн) т называется промежуток времени между про хождением двух соседних вершин волн через фиксиро ванную точку пространства. Величина, обратная перио
ду, |
называется ч а с т о т о й р, (р,= 1 /т). |
что |
Приведенные выше понятия основываются на том, |
рассматривалась взволнованная поверхность моря |
в фиксированный момент времени или волновые коле бания поверхности в фиксированной точке. Если рас сматривать пространственно-временную картину, мож
но определить |
с к о р о с т ь |
р а с п р о с т р а н е н и я |
в о л н (фазовую |
скорость) с — скорость перемещения |
гребня волны в направлении ее распространения, опре деляемую за короткий промежуток времени (около пе риода) *.
Элементы волн (волновых колебаний) изменяются у каждой последующей волны. Изменчивость элементов волн характеризуется интегральной функцией распреде ления, которая определяет вероятность превышения не которого заданного значения рассматриваемого элемен та (подробнее о интегральной функции смотри в раз деле «Статистическая характеристика распределения элементов волн» § 27).
Для количественного описания волнения используют сведения о средних значениях элементов волн и элемен тах волн данной вероятности превышения (обеспечен ности). Средние элементы и элементы волн данной обеспеченности называются с т а т и с т и ч е с к и м и х а р а к т е р и с т и к а м и или п а р а м е т р а м и ветрового волнения. Различают следующие основные характери стики волнения:
— г е о м е т р и ч е с к и е — с размерностью длины (средняя высота h и высоты hp заданной обеспеченно
* Уместно отметить, что если проследить за волнами, то на первый взгляд создается впечатление, что гребни волн, переме щаясь, уносят с собой все дальше и дальше отдельные частицы воды. Однако на самом деле это перемещается профиль волны с фазовой скоростью с, а каждая частица колеблется около своего положения равновесия и движется не по прямой линии, а по неко торой орбите. В этом можно убедиться по поведению поплавка на взволнованной поверхности моря. Он будет совершать небольшие горизонтальные перемещения вправо и влево и одновременно пе ремещаться вверх и вниз, тогда как видимый фронт волны уйдет далеко вперед.
289
сти F%, средняя длина X |
и длины XF заданной |
обеспе |
|
ченности F %); |
|
времени |
(сред |
— ч а с т о т н ы е — с размерностью |
|||
ний период т и периоды |
iF заданной |
обеспеченности |
F %); |
длины и |
— к и н е м а т и ч е с к и е — с размерностью |
|
времени (средняя скорость распространения c = X/t). |
|
Основными расчетными характеристиками |
служат |
средняя высота волн h, средний период т и генеральное направление распространения волн. По основным рас четным характеристикам находят остальные перечислен ные выше параметры.
Классификация морских волн. Как по своей струк туре, так и по характеру действующих сил морские вол ны весьма разнообразны. Поэтому волнение можно классифицировать по различным признакам.
1. В зависимости от причин, вызывающих волновые
движения вод, различают следующие виды |
морских |
|
волн: |
|
|
а) |
ветровые — возникающие под действием |
ветра; |
б) |
анемобарические (сейши)— вызываемые |
относи |
тельно быстрым изменением атмосферного давления над морем;
в) |
сейсмические (цунами)— связанные с колебания |
||
ми дна бассейна тектонического характера; |
притя |
||
г) |
приливо-отливные — порождаемые |
силами |
|
жения |
Луны и Солнца; |
|
|
д) |
корабельные — создающиеся при |
движении ко |
|
рабля. |
|
|
морских |
2. В зависимости от характера движения |
|||
волн их делят на такие виды: |
|
|
|
а) |
волны поступательные (прогрессивные), когда |
||
волны |
перемещаются в пространстве; |
|
|
б) волны стоячие, когда волны не имеют поступа |
|||
тельного движения; |
|
|
|
в) волны смешанные (прогрессивно-стоячие), когда |
|||
движение волн определяется состоянием |
поступательной |
истоячей волн.
3.В зависимости от соотношения между длиной вол ны X и глубиной моря Н различают следующие виды морских волн:
2 9 0
а) волны короткие, или. волны глубокого моря (при
ЯД >0,3+ 0,5); |
|
|
|||
б) |
волны |
на конечной глубине, или волны |
мелко |
||
водья |
|
(при |
0,1 < Я Д <0,3+ 0,5); |
|
|
в) |
волны |
длинные, |
или волны мелкого моря (при |
||
ЯД <0,1). |
|
|
|
||
4. |
В зависимости от действия вынуждающих сил раз |
||||
личают |
волны: |
|
|
||
а) вынужденные, обусловленные воздействием силы |
|||||
того или иного происхождения; |
|
||||
б) |
свободные, когда |
сила прекращает действие после |
|||
образования |
волн. |
|
|
||
5. |
В |
зависимости от |
глубины расположения |
волно |
вого возмущения различают волны поверхностные и вну тренние. Последние возникают внутри водной массы на той или иной глубине и почти не проявляют себя на по верхности.
Основные свойства волнового движения. Первые тео ретические модели волн в жидкости получены с по мощью методов классической гидродинамики. Эти мо дели основываются на решении уравнений движения идеальной жидкости при весьма общих граничных и на чальных условиях, обеспечивающих выяснение наибо лее существенных свойств волновых движений.
Остановимся на основных результатах теории сво бодных гравитационных волн, когда из внешних сил в исходных уравнениях учитывается только сила тяжести.
1. Бесконечно низкие волны в глубоком море (ко роткие волны). Предположение о бесконечно малой вы соте волн существенно упрощает решение уравнений движения. Профиль поступательных волн в глубоком море выражается косинусоидой, а в формулы для гори зонтальной и вертикальной компонент скорости движе ния частиц входит коэффициент e~hz, показывающий их
уменьшение с глубиной по |
экспоненциальному закону: |
||||
|
Z = acos(kx + со/); |
i |
|
||
|
= |
aae~kz cos {kx -f со/); |
| |
(5.114) |
|
|
и — awe~kz sin {kx -f соt), |
' |
|
||
где |
C— текущая |
высота |
уровня; |
|
компоненты |
|
v,u — горизонтальная |
и вертикальная |
|||
|
скорости |
движения частиц; |
|
|
291
а — амплитуда волны; |
__ |
|
ü> — круговая частота в о л н ы ; » |
= V g k — 2 те/ х , |
|
g — ускорение |
свободного |
падения; k — вол |
новое число; £ = 2 тгД; |
волны; |
|
t — период волны; X— длина |
||
X — горизонтальное |
расстояние; |
|
t — время; |
|
|
z — глубина. |
|
|
Рис. 55. Схема поступательной волны в глубоком и мелком море
Вид свободной поверхности (рис. 55) остается неиз менным по форме и перемещается в определенную сто рону. Гребни волн и вся волна перемещаются в направ лении оси ох со скоростью
|
|
(5.115) |
период |
волны |
|
|
< = - £ = Ѵ ~ > |
<5л1б> |
длина |
волны |
|
|
* = |
(5Л 17) |
Исследование этого вида волн показывает, что траек тории частиц представляют практически окружности ра диуса
|
2ft |
г = ae~nz — ае |
(5.118) |
292
На поверхности при z = 0 г—а, т. е. радиус равен ам плитуде волны на поверхности моря; на глубине z=X/2 радиус, а следовательно, и амплитуда волны уменьша ются в 23 раза, а на глубине z —\ г=а/535, т. е. г бы стро уменьшается с глубиной.
2. Волны малой амплитуды в море конечной глу бины. В теории волн бесконечно малой амплитуды влияние глубины моря Я, когда оно начинает сказы ваться, определяет следующие изменения в характери
стиках поступательных |
волн. |
|
|
|
|
|
||||
Согласно |
теории значения а |
и со в формулах (5.114) |
||||||||
с учетом глубины приобретают вид |
|
|
|
|
||||||
|
|
|
ан = а ch kH\ |
|
|
|
(5.119) |
|||
|
|
|
шя = |
gk th kH. |
|
|
|
(5.120) |
||
Соответственно |
|
|
|
|
|
|
|
|
||
|
2тг |
|
|
2it |
|
/ |
2тсХ |
|
(5.121) |
|
|
“я |
|
VgkihkH |
\ |
g t h 2«H |
’ |
||||
|
|
|
||||||||
|
|
|
« |
|
|
|
X |
|
|
|
с - |
|
- |
1 / gthkH |
1 / |
gl |
tu 2■кН |
|
(5.122) |
||
к |
\ |
к |
Г |
2it |
Ш Â |
1 |
||||
с |
■ |
|
При конечной глубине моря траектории частиц в по ступательных волнах становятся эллиптическими с боль шой полуосью гх, совпадающей с направлением ох, и малой полуосью rz (рис. 55) и равны
а н |
ch к (г0 + |
Я ) |
Г* ~ |
sh к Н |
|
а , , sh k (z0 + |
Я ) |
|
Г 2 = |
sh Ш |
|
(5.123)
(5.124)
При большой глубине моря, когда ЯД велико и
th ЯЯ = 1, выражение (5.122) дает с = ]/" -|^ -— ско
рость распространения коротких волн; когда ЯД мало,
WikHrxkH, и тогда из (5.122)
с = ѴШТ. |
(5-125) |
Эта формула Лагранжа — Эри характеризует распро странение свободных длинных волн, которые наблюда ются при Н < \/ 2 .
293
Форімула (5.125) широко используется, так как очень лаконично характеризует зависимость скорости распро странения длинных волн от глубины.
3. Волны конечной амплитуды (трохоидальная тео рия волн). Теория волн конечной амплитуды количест венно описывает волны трохоидального профиля. При чем трохоидальная теория волн представляет собой ре шение одного из частных случаев волн конечной ампли туды, получающихся при движении частиц жидкости по замкнутым орбитам, имеющим форму круга.
Трохоидальная теория волн допускает ряд упрощаю щих природное явление положений. Вместе с тем она приводит к точным решениям в элементарных функциях, которые удовлетворительно совпадают с волновым дви жением, наблюдаемым в природных условиях. Эти по следние обстоятельства позволяют широко использовать выводы этой теории в практических целях, естественно, при тех условиях, при которых эта теория действи тельна.
Основные формулы трохоидальной теории волн мож но получить двумя способами: путем решения уравне ний движения жидкости, взятых в форме Лагранжа, и из рассмотрения сил, действующих на частицу воды при ее движении. Последний вывод приводит Н. Н. Зу бов. Он основан на следующих положениях: море глу бокое; жидкость является идеальной, состоящей из от дельных частиц, которые лишены сил внутреннего тре ния; плотность воды принимается постоянной; действие силы, вызвавшей волнение, прекратилось после разви тия волнения (что характерно для зыби); движение можно считать установившимся и свободным. Частицы воды движутся по замкнутым круговым орбитам с оди наковыми радиусами в пределах одной и той же изо бары, угловые скорости всех частиц одинаковы. При такой кинематике частиц искривления изобар изобража ются трохоидами.
Трохоида, как известно, представляет собой след точки, нанесенной на любом расстоянии z от центра так называемого катящегося круга радиуса R.
На рис. 56 (слева) показаны сила тяжести g и цен тробежная сила ш2г, действующие на частицу воды т при ее перемещении по круговой орбите (со — угловая скорость частиц по орбите).
294
Равнодействующая этих сил mN нормальна к уро венной поверхности, в данном случае — к поверхности трохоиды. По свойству трохоиды нормальная к ней пря мая соединяет точку на орбите с точкой касания катя щегося круга. Из условия подобия треугольников mNB и т О С вытекает основное равенство
Отсюда угловая скорость частиц по орбите
ш2 = £_ R
g?Tt
(5.127)
X >
так как длина волны Х = 2 тсR. В результате период волны
|
|
(5.128) |
скорость распространения |
|
|
с2 =■ |
X; |
(5.129) |
скорость движения частицы по орбите |
|
|
•н2 = /г2 |
-^f . |
(5.130) |
|
IK |
|
Из приведенных выше формул следует, что в трохоидальных волнах длина, период, скорость распростра
295