Файл: Абузяров З.К. Морские гидрологические информации и прогнозы учеб. для гидрометеорол. техникумов.pdf

По этому значению по номограмме приложения 7 находим /гп' = 0,76 м, 7 Ѵ = 3 ,5 с , L B' = 20 м. Тогда высота смешанного волнения определяется по формуле

/г = ] / ( 2 , У ) - + (0 ,7 6 )2 = 3 ,0 м .

В качестве расчетных параметров іюжно брать параметры преобладающей

системы волн, т. е. зыби. Тогда 7^=10 с, L 3=156 м.

Пример 2. Рассчитать по приложению 7 параметры зыби и смешанного вол­ нения при ослаблении скорости ветра по разгону. Пусть в качестве исходных

§ 4. ПРОГНОЗЫ ВОЛН В МЕЛКОМ МОРЕ

Учет влияния дна при расчетах и прогнозах элементов волн ве­

В. В. Шулейкина используется приложение 4, в котором семейство

щееся). Точка Р 2 с координатами т = 1,84 и £=1,7 находится выше кривой, следо­ вательно, волнение установившееся.

=20,1 -4,3=86 м; 7=0,63 • 9,8=6,2 с.

§ 5. ОФОРМЛЕНИЕ И ПРОВЕРКА ПРОГНОЗОВ ВОЛНЕНИЯ

После того как вычислены в определенных точках с помощью ЭВ М или графически ожидаемые значения высот волн и направле­ ния их распространения, результаты этих вычислении наносятся на карту и проводятся линии равных значении высот волн с интер­ валом 1 м. В центре области наибольшего волнения пишется слово «максимум». Стрелками указывают преобладающее направление распространения воли. В районе преобладания волн зыби пишется слово «зыбь». Для анализов и прогнозов волнения используются однотипные карты, для того чтобы их молено было накладывать друг на друга и данные о волнении сопоставлять, пользуясь свето­ копировальным столом.

Для оценки оправдываемое™ прогнозов волнения но Северной Атлантике намечено 40 контрольных точек, в число которых входят и корабли погоды. На прогностической карте волнения в выбран­ ных контрольных точках записываются фактически наблюдавшиеся высоты волн и направления их распространения, которые снима­ ются с проанализированных карт волнения, составленных на тот же час, что и прогноз. Прогноз в данной точке считается оправдав­ шимся, если предсказанная высота волны отличалась от фактиче­ ской не более чем на 30% независимо от знака отклонения, т. е. должно удовлетворяться условие

/Хф-йпрогн 100^зѳ _ /іф

Общая оправдываемое™ прогноза по океану определяется про­ центным отношением числа точек, в которых прогноз оправдался, к общему числу контрольных точек, принятых для оценки прогно­ зов, т. е.

132

ется на метеорологическом прогнозе и его оправдываемое™ нахо­ дится в прямой зависимости от точности прогноза поля атмосфер­ ного давления или поля ветра. Этим же определяется и заблаговременность прогноза волнения: с какой заблаговременностью при требуемой надежности будет дан прогноз ветра, с такой же забла­ говременностью и надежностью может быть дан прогноз волнения.

В О П Р О С Ы И З А Д А Н И Я

1.Какие факторы определяют развитие волнения в океане?

2.На чем основываются методы расчетов и прогнозов элементов волн на глу­

разгон ,ѵ=200 км.

5. Определить параметры волн на мелководье, пользуясь номограммами приложе­ ния 5, если заданы глубина моря 10 м, скорость ветра 12 м/с, продолжитель­ ность действия ветра 7 ч, разгон 150 км.

Л и т е р а т у р а: [2, 3, 4, 27, 42, 58, 60, 77].

Г Л А В А III

ПРОГНОЗЫ ТЕЧЕНИЙ

§ 1. ОБЩИЕ ПОЛОЖЕНИЯ

Расчет и прогноз течений связаны с учетом приливных и сгонно­ нагонных явлений, процессов перемешивания, влияния рельефа дна, поперечной неравномерности в поле ветра и многих других факто­ ров. Трудность прогноза течений состоит в том, что течения, вы­ званные какой-либо одной силой, в чистом виде не встречаются. Течения, наблюдаемые в море, представляют собой суммарные те­ чения, обусловленные действием различных факторов: ветра, при­ ливов, стока рек и т. д.

Разработка методов прогноза течений ведется по двум направ­ лениям: 1) использование результатов теоретических исследований, основанных на решении уравнений гидродинамики, и 2) построение эмпирических зависимостей между течениями и факторами, их обусловливающими.

Трудности доведения гидродинамических моделей расчета тече­ ний до прогноза обусловлены громоздкостью математических вы­ кладок, а также отсутствием необходимых материалов наблюде­ ний. В настоящее время гидродинамические схемы расчета тече­ ний невозможно проверить, так как не проводится одновременных наблюдений за течениями на значительных акваториях морей и океанов.

133

В последние годы понимание природы океанических течений значительно углубилось благодаря фундаментальным исследова­ ниям В. Б. Штокмана, П. С. Лннейкпна, А. С. Саркисяна и других ученых.

В. Б. Штокман установил, что поперечная неравномерность в поле скорости ветра является важным фактором в формировании ветровых течении в море. Это положение сыграло решающую роль при разработке методов прогнозов течении. Стало очевидным, что при разработке прогнозов течений, вызванных ветром, необходимо учитывать влияние не только местного ветра, но п распределение ветра и атмосферного давления над большими районами морей и океанов. Начало новому направлению в развитии теории морских течений, так называемой теории бароклипного океана, положил П. С. Линейкин. В его работах исследуется вертикальная структура течений, вызванных ветром, с учетом распределения плотности.

Дальнейшее развитие теории бароклипного (неоднородного по плотности) океана дается в работах А. С. Саркисяна. Им разрабо­ таны численные схемы расчета течений по заданному полю атмос­ ферного давления на уровне моря и по пространственному распре­ делению плотности морской воды с учетом рельефа дна. В связи с тем, что результаты теоретических работ пока еще не находят должного применения в оперативной практике по составлению про­ гнозов морских течений по причинам, указанным выше, возникла необходимость в разработке эмпирических методов. В прогностиче­ ские уравнения вводятся такие определяющие факторы, как ветер, градиент атмосферного давления, численные показатели полей ат­ мосферного давления, предшествующие значения скорости течений

Установлено, что основным фактором, вызывающим поверхност­ ные течения в море, является ветер. Было предпринято множество попыток получить эмпирические зависимости между скоростью по­ верхностных течений и ветром. Для этого использовались данные как непосредственных наблюдений за течениями (приборы), так и наблюдений косвенными методами (бутылочная почта, буи и т. д.). В общем виде эта зависимость имеет следующий вид:

где Uо— скорость поверхностного течения, V — скорость ветра, ср — широта места, Л — так называемый ветровой коэффициент, харак­ теризующий отношение поверхностного дрейфового течения к силе ветра.

Величину ветрового коэффициента пытались определить многие исследователи (Экман, Пальмен, Мон, Н. Н . Зубов, Н. Н . Струй-

134

ский, В. А. Земин и др.), ио каждый раз получалась новая величина коэффициента. По Экману ветровой коэффициент равен 0,0127, по Земину 0,02. В процентном отношении значения ветрового коэффи­ циента у различных исследователей колеблются примерно от 1 до 5%. Причины такого расхождения кроются как в методике наблю­ дений, так и в методике обработки данных.

В море, как известно, имеют место суммарные течения. Чтобы выделить из них чисто ветровые течения, следует исключить плот­

ностные, приливные и инерционные течения. Чаще всего это дости­ гается путем формального осреднения по времени большого количе­ ства наблюдений. Однако такой подход не всегда приводит к же­ лаемым результатам. Кроме того, для определения ветрового коэффициента используются данные наблюдений за ветром и тече­ нием в точке. Однако известно, что течения в точке определяются ветром не в дайной точке, а над значительным пространством.

При определении эмпирических коэффициентов не всегда учиты­ ваются также физико-географические условия района, рельеф дна, конфигурация берегов, глубина места наблюдений, расстояния от берега.

При определении ветрового коэффициента не всегда учитывается физика взаимосвязи ветра и течений. Тораде, Лоуфорд и др. уста­ новили, что зависимость ветрового коэффициента от скорости ветра

135

является нелинейной. При этом существует «критическое» значение скорости ветра (около 7 м/с), при переходе через которое ветровой коэффициент меняется скачкообразно от 0,0175 до 0,0210. Затем он постепенно увеличивается до 0,0270 при возрастании скорости ветра до 20 м/с.

Е. М . Саускап и В. С. Красюк предложили способ расчета вет­ ровых течений в океане, в котором были учтены описанные выше факторы. Для удобства расчетов ими была построена номограмма (рис. 32). При этом ветер рассчитывается по градиенту давления атмосферы в точке. Такой подход в известной степени позволяет получить осреднениую характеристику ветровых условий над опре­ деленной площадью. Ветровой коэффициент меняется в зависимо­ сти от широты места и скорости ветра — он уменьшается при уве­

личении широты и скорости ветра. Для определения скорости дрейфового течения U по номо­ грамме необходимо найти радиус кривизны R и определить рас­ стояние п между изобарами в дан­ ной точке аналогично тому, как

описано в § 3 г л .II.

приложение 5 и § 3 гл. II). В данном случае скорость течения со­ ставляет 40 см/с. Направление течения определяется по направле­ нию изобар (область пониженного давления при этом должна оста­ ваться слева) и составляет 155°. Измеренная в этой же точке в этот же срок скорость дрейфового течения составила 35 см/с, а направ­ ление 144°.

На рис. 33 приведен график сравнения измеренных и рассчитан­ ных по номограмме скоростей течения. Описанная номограмма не­ применима в районах размытого поля давления атмосферы и в цен­ трах циклонов и антициклонов.

Способ, предложенный В. С. Красюком и Е. М . Саускап, позво­ ляет определять только установившиеся дрейфовые течения.

Джеймс предложил способ расчета неустановившихся дрейфо­ вых течений с учетом продолжительности действия ветра и разгона (рис. 34). При этом из двух влияющих факторов (продолжительно­ сти и разгона ветра) выбирается тот, который ограничивает разви­ тие течения, т. е. даст меньшее значение течения. Таким образом,.

136