ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 11.04.2024
Просмотров: 170
Скачиваний: 0
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Т а б л и ц а 5 |
|||
|
Техническая характеристика стальных тросов |
|
|
||||||||||
|
|
для океанографических работ |
|
|
|
|
|
|
|||||
|
|
|
|
|
|
|
Диаметр |
|
Вес 1 погон |
||||
|
|
|
|
|
|
|
|
ного метра, |
|||||
Опускаемые приборы |
|
Название |
троса, |
мм |
|
|
кгс |
||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||
|
по ГОСТ |
|
|
|
|
|
|
|
|||||
|
|
|
|
от |
|
до |
|
от |
|
до |
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
Вертушки морские |
|
ГОСТ 3069—66 |
2,5 |
|
2,9 |
0,021 |
0,030 |
||||||
Серия |
батометров |
|
|
6Х7 + 1 |
3,1 |
|
3,7 |
0,034 |
0,047 |
||||
|
ГОСТ 3070—66 |
|
|||||||||||
Малые грунтовые трубки |
6Х19+1 |
4,0 |
|
4,8 |
0,057 |
0,082 |
|||||||
|
То же |
|
|||||||||||
Буйковые станции, грунГОСТ 3071—66 |
5,2 |
|
5,7 |
0,094 |
0,111 |
||||||||
товые трубки большие |
6X37+1 |
6,1 |
|
6,7 |
0,128 |
0,157 |
|||||||
и средние, драги |
|
|
|
|
|
7,4 |
|
8,7 |
0,189 |
0,227 |
|||
|
|
|
|
|
|
|
11,0 |
13,0 |
0,409 |
0,590 |
|||
При этом рассчитывают запас прочности троса по |
|||||||||||||
формуле |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
* = |
|
|
|
' |
|
|
|
(2.1) |
|
где |
k — коэффициент |
запаса |
прочности, |
который |
дол |
||||||||
|
жен лежать в пределах от 2 до 5; |
|
|
|
кре |
||||||||
|
А — нагрузка, |
разрывающая трос |
(разрывная |
||||||||||
|
пость |
троса), |
кгс; |
тросу придется работать |
|||||||||
|
Р — нагрузка, |
с которой |
|||||||||||
|
(рабочая нагрузка), рассчитываемая |
как |
|||||||||||
|
сумма |
нагрузок |
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
|
|
Р = Рі + |
Рг + Р* + .... |
|
|
|
|
|
(2 .2) |
||||
При опускании |
серии |
батометров |
рабочая |
нагруз |
|||||||||
ка Р троса складывается из составляющих нагрузок: |
|||||||||||||
Р1 — вес в воде |
поднимаемого тросом |
груза |
(прибо |
||||||||||
ров и концевого груза), кгс; |
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||
Р2 — 1Т—0,128 IT— вес троса в воде, кгс; |
|
|
|
|
|||||||||
I — длина троса, м; |
|
|
метра |
троса, кгс; |
|
|
|||||||
Г — вес одного |
погонного |
|
кгс; |
||||||||||
0,128IT— потеря |
веса |
стального |
троса |
в |
воде, |
||||||||
Рз = 0,00018 /и2 — величина |
трения троса |
о |
воду, |
кгс; |
|||||||||
V— скорость |
выбирания |
троса, |
м/с; |
|
|
|
|
|
52
Рі — 30— сопротивление |
|
батометров |
и концевого |
|||||
груза, кгс; |
|
|
|
|
|
|
|
|
Ps = 0-г-125 — увеличение |
нагрузки при |
качке, кгс? |
||||||
Я6 — |
Idu? sin ß sin 2ß |
— натяжение, создаваемое ло |
||||||
бовым сопротивлением троса при дрейфе судна, кгс; |
||||||||
Nx = 60 — коэффициент лобового |
сопротивления троса; |
|||||||
d — диаметр |
троса, |
м; |
м/с; |
|
|
|
||
и — скорость |
дрейфа, |
|
90°; |
|
||||
ß— дополнение угла |
наклона троса до |
|
||||||
Я; = CxpSu2 —- натяжение, |
создаваемое |
лобовым |
со |
|||||
противлением приборов и груза, кгс; |
|
|
||||||
Сх-=2 — коэффициент |
лобового |
сопротивления |
при |
|||||
боров; |
|
воды, |
г/см3; |
|
|
|
||
р — плотность |
|
|
|
|||||
S — площадь |
поперечного сечения, м2. |
|
|
Формулы и величины составляющих нагрузок в фор муле (2.2> получены эмпирическим путем из опыта'ра бот научно-исследовательского судна «Витязь». Лобовое сопротивление батометров Pj в общем случае пренебрежимо мало и поэтому принимается равным нулю. При прохождении троса через систему блоков нагрузка уве личивается обратно пропорционально коэффициенту по лезного действия блочных передач. Для двухблочнбй системы к. п. д. принимается равным у= 0,96, для трех блочной— у= 0,92, для четырехблочной — у= 0,89. Тогда окончательное значение суммарной рабочей нагрузки будет равно
(2.3)
Так как нагрузка в длинных тросах сильно возрас тает за счет собственного веса, а увеличение диаметра троса не рационально, целесообразно применять ступен чатые тросы, составленные из отдельных отрезков, сече ние которых увеличивается от нижнего конца троса к верхнему. Длина каждой ступени определяется по фор мулам:
,A i - k P .
h ~ |
kTi ’ |
А2 - k (Р + Тllj)
(2.4)
k T 2
5 3
где |
lx— длина |
первой |
(нижней) ступени, м; |
|||
|
/2 — длина |
второй |
(следующей) |
ступени, м; |
||
Аи Л2 — разрывная |
крепость |
тросов, |
кгс; |
|||
|
Р — суммарная |
нагрузка |
на конце троса, кгс; |
|||
Г!, |
k — коэффициент |
запаса |
прочности; |
|||
Г2 — вес одного |
погонного |
метра |
троса, кгс [2]. |
Для вывода троса с погружаемыми приборами за борт у гидрометеорологических лебедок устанавлива ются кран-балки (или шлюпбалки), к ноку которых подвешиваются блок-счетчики для измерения длины вы травленного троса. При необходимости может быть при менен специальный выстрел, позволяющий вынести при боры на большее расстояние от борта. С внешней сторо ны борта на время наблюдений устанавливаются откид ные площадки с леерным ограждением. Рабочее место у лебедок должно иметь хорошее освещение.
Г Л А В А 3
СТАТИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ВОД МИРОВОГО ОКЕАНА
Из положений термодинамики следует, что каждому состоянию физического тела соответствует определен ная температура. Температура, как и внутренняя энер гия, является функцией состояния данного тела. При этом определенной температуре соответствует бесконеч ное множество состояний тела, характеризуемых раз личными объемом и давлением.
Уравнение / = Ф(а, р), определяющее температуру t как функцию удельного объема а и давления р, назы вается уравнением состояния вещества. Это уравнение можно решить относительно а или р:
<*= f(t, P)>P=F( . t, a),
где / и F — некоторые новые функции. |
а зависит еще |
|
Для морской воды удельный объем |
||
от одной переменной — ее солености 5 (см. § 10). |
||
Уравнение |
|
|
« = / ( / , |
S ./0 , |
(3.1) |
связывающее между собой |
основные |
характеристики |
(параметры) состояния морской воды — удельный объем (или плотность), температуру, соленость и давление, на зывается уравнением состояния морской воды.
Удельный объем (плотность) и давление являются механическим, температура — термодинамическим, со леность — физико-химическим параметрами состояния морской воды. Именно они характеризуют морскую воду
55
как термодинамическую систему и являются ее количе ственными признаками.
Вот почему изучение температуры, солености и плот ности в океанах и морях и их распределения во време ни и пространстве является обязательным пунктом программ исследований всех без исключения океано графических экспедиций, а приборы и методы для опре деления этих параметров в значительной степени стан дартизированы.
/•
§7. ТЕМПЕРАТУРА ВОД ОКЕАНОВ И МОРЕЙ
Врезультате ядерных реакций, протекающих в нед рах Солнца, в мировое пространство излучаются в виде тепла и света огромные количества энергии. И хотя по верхности Земли достигает лишь незначительная доля излучаемой Солнцем энергии, по и она астрономически
большая величина.
Естественно, что Мировой океан, покрывающий бо лее 2/з нашей планеты, поглощает основную часть сол
нечной энергии, |
которая достигает ее |
поверхности. |
К тому же вода, |
представляющая собой, |
по современ |
ным представлениям, сложную смесь свободных моле кул и двух-, четырех- и восьмимолекулярных ассоциаций, является аномальным физическим телом и обладает са мой высокой удельной теплоемкостью среди всех жид ких и твердых веществ, кроме нашатырного спирта. По этому океан в одних и тех же широтах поглощает на 25—50% тепла больше, чем суша, и представляет собой огромное хранилище тепла, предохраняющее нашу пла нету от вымерзания: почти повсеместно температура воды оказывается выше температуры воздуха. Так, средняя температура воды на поверхности составляет ;+17,4° С, а приводного слоя атмосферы +14,4° С.
Поглощая прямую и рассеянную солнечную радиа цию, воды Мирового океана нагреваются. Однако в ре зультате действия ряда факторов содержание тепла не прерывно меняется. Влияние одних факторов на тепло содержание вод океана незначительно, например, за счет притока тепла из недр Земли, при радиоактивном распаде и химико-биологических процессах, в результа те действия сил трения при движении вод. Решающими же факторами являются два главных [60]:
56
1) непосредственный теплообмен через поверхность раздела сред воздух — вода Qa:
Qa — R + LE -f- P И- LJ!, |
|
(3.2) |
||||
где R — радиационный |
баланс, |
т. e. |
разность |
между |
||
поглощенной суммарной радиацией и эффек |
||||||
тивным излучением поверхности океана; |
|
|||||
L E — теплота |
испарения; |
|
|
|
|
|
Р — турбулентно-конвективный обмен; |
|
|||||
■LJ1— теплота |
процессов образования и таяния льда; |
|||||
2) теплообмен в результате |
водного |
баланса |
Qw: |
|||
|
Qw = Qb 4* Qc + |
Qo> |
|
(3-3) |
||
где QB— теплообмен данного |
водоема |
с соседними- |
||||
Qc — принос |
тепла |
береговым |
стоком; |
|
||
Q0 — теплота |
осадков. |
|
|
|
|
|
Тогда полное |
уравнение, |
определяющее приход и |
расход тепла в океане за какой-то промежуток времени, или уравнение теплового баланса океана, будет иметь вид
|
Qa + Qw — cM(t2— tx), |
(3.4) |
где |
с— теплоемкость морской воды; |
|
tu |
М ■— масса; |
массы в |
t2— средняя температура данной водной |
||
|
начале и конце рассматриваемого промежутка |
|
|
времени. |
|
|
Решение уравнения (3.4) лежит в основе понимания |
многих процессов и явлений, протекающих в Мировом океане. Но для этого необходимо знать неизвестные ве личины t\ и *2 > входящие в правую часть уравнения. Определены же они могут быть только путем фактиче ских измерений в океане, выполняемых в процессе экспедиционных исследований.
Температура в гидрометеорологии измеряется в гра дусах международной температурной шкалы Цельсия
(°С),
Морская вода не имеет определенной температуры замерзания т, она ниже, чем у пресной воды, и зависит от солености. Так, для пресной воды т= 0°, для океан ской воды т~ —1,9°. Температура кипения морской воды
выше температуры |
кипения пресной на |
величину |
0,2908 т. Температура |
наибольшей плотности |
почти ли |
57
нейно уменьшается с увеличением солености от 3,98° (пресная вода) до —3,5° (океанская вода со средней со леностью 35 г солей на 1 кг морской воды).
Теплоемкость морской воды, т. е. количество тепла, необходимого для нагревания 1 г морской воды на 1°С, несколько меньше теплоемкости пресной воды, но, как указывалось, значительно больше, чем у других веществ. Удельная теплоемкость уменьшается с увеличением тем пературы и солености морской воды и в реальных усло виях лежит в пределах от 0,92 до 0,99 кал/(г-°С).
Теплота испарения морской воды, т. е. количество тепла, необходимого для испарения 1 г морской воды при неизменной температуре, также аномально велико (около 590 кал/г).
Морская вода и лед (как и воздух) плохо проводят тепло. Теплопроводность морской воды, т. е. количество тепла, проходящего в единицу времени через плоскопа раллельный слой морской воды толщиной в единицу длины с основаниями, равными единице площади, при разности их температур в Г С и при условии, что весь тепловой поток проходит в направлении, перпендикуляр ном основаниям, возрастает при повышении температу ры и давления и несколько убывает при увеличении со лености. Коэффициент молекулярной теплопроводности очень мал — около 0,0013 кал/(сексм *°С) (для серебра он равен 1,0000).
Средняя температура воды Мирового океана +3,8° при разнице между крайними значениями в различных районах и глубинах, равной 40° (для приводного слоя атмосферы она приблизительно в 3,5 раза больше— 133°).
Поверхностные слои океана нагреваются неравно мерно, так как в низких широтах приход солнечной энергии больше, чем отдача тепла в мировое простран ство, а в высоких широтах — наоборот. Однако в каж дой точке океана средние годовые температуры остают
ся практически постоянными |
благодаря существующим |
в океане компенсационным |
перемещениям вод — гори |
зонтальной и вертикальной циркуляции, создающей кру говорот энергии и веществ в масштабе всего Мирового океана. Самые низкие температуры в поверхностных пе реохлажденных слоях океана были отмечены в Атланти ческом океане у Южных Шетландских островов (—3,3°), самые высокие для открытых районов— в тропической
5 8
зоне |
Тихого |
океана ( + 32,2°) и для морей — в Персид |
ском |
заливе |
( + 35,6°). |
Коэффициент молекулярной теплопроводности мор ской воды и скорость процесса передачи тепла на глу бины оказываются столь ничтожными, что необходимы столетия для обнаружения заметных изменений темпе ратуры даже в подповерхностных слоях океана. Поэтому главную роль в передаче тепла на глубины играют про цессы не молекулярного, а турбулентного перемешива ния, включающего фрикционное (преимущественно вет ровое или волновое) и плотностное (конвективное) пере мешивание, при котором в переносе тепла участвуют крупные объемы жидкости. Эти процессы протекают поразному в различных морях и районах океана, опреде ляя особенности распределения температуры воды с глубиной. Однако при всем многообразии типов этого распределения в океане при нормальном убывании тем пературы с глубиной обычно можно выделить три от четливо выраженных слоя:
1)поверхностный слой, или зона процессов переме шивания;
2)зона с повышенными отрицательными вертикаль ными градиентами, называемая термоклином;
3)глубинные воды, расположенныениже термокли на до дна океана, с малыми изменениями температуры по глубине.
Верхний слой океана, прилегающий к поверхности раздела сред воздух — вода, находится в непрерывном взаимодействии и зависимости от атмосферных условий, и именно в этом слое отмечаются наибольшие сезонные, суточные и случайные изменения температуры. Поэтому
вверхнем слое можно встретить и изотермию (постоян ство температуры воды с глубиной, условно определяе мое вертикальным градиентом, не выходящим из преде лов ±0,005°С на 1 м глубины), и понижение, и повыше ние температуры с глубиной. Летом в штилевую погоду
врезультате инсоляции поверхность океана прогревает ся, с глубиной температура убывает — создаются отри
цательные градиенты температуры. Вследствие зимнего охлаждения, начинающегося с поверхности, нижележа щие слои еще сохраняют более высокую температуру — создаются положительные градиенты температуры. Дли тельные штормы, вызывающие интенсивное турбулент
59