Приступая к изучению ветрового волнения в натурных условиях или к расчетам элементов волн для конкретных условий, необходимо учитывать изменчивость элементов волн. Обычно учитывают два вида изменчивости волн: в системе и в режиме.
Приступая к изучению ветрового волнения в натурных условиях или к расчетам элементов волн для конкретных условий, необходимо учитывать изменчивость элементов волн. Обычно учитывают два вида изменчивости волн: в системе и в режиме.
Рнс. 4.4. Изменение во времени распределения по вертикали скорости развивающегося по глубине ветрового течения.Рнс. 4.5. Изменение во времени средней на вертикали скорости развивающегося однонаправленного по глубине ветрового течения (аэрогидравличе-скнй лоток 30 X 0,6 X 2,0 (0,8) м).
Методы определения продолжительности развития течения Ту и элементарных расходов установившегося течения <7У рассматриваются ниже.
Продолжительность развития ветрового течения в морях с глубиной до нескольких сотен метров составляет, по оценкам: П. С. Линейкина [106] и А. И. Фельзенбаума [200], несколько суток. В работе [148] продолжительность периода развития течения для прибрежной зоны моря принимается равной продолжительности развития ветрового волнения.
На лабораторных установках ГГИ проведены эксперименты с целью выяснения вопроса об изменении скорости ветрового течения и общих характеристик движения воды с увеличением расстояния по направлению ветра и по направлению разгона волн. Эксперименты проводились в аэрогидравлических лотках длиной 30 и 40 м.
Из множества методов оценки количественных характеристик ветровых течений наибольшее распространение получили методы, основанные на чисто эмпирических данных. В одном из таких методов скорость поверхностного течения выражается, следуя предложениям Экмана, в зависимости от скорости ветра W и широты места ф, т. е.
Осредненное значение ветрового коэффициента, по данным отечественных исследователей (23,5 тыс. наблюдений), оказалось равным 1,71 без учета широты места и 1,51 с учетом широты места.А. В. Смирнова Финский залив 20—22 ппл, верт. 3,2 0,92 0,86 ..
А. В. Смирновой, имеются в работах В. В. Бетина и П. В. Пантелеева [14, 16]. Они получены способом аэрофотосъемки поверхностных поплавков и красителя (уранина) с использованием в качестве начальных точек отсчета заякоренных или относительно устойчивых (снабженных демпферами) буйков. Из многочисленных данных этих авторов по Финскому, Рижскому и Таллиннскому заливам Балтийского моря нами использованы для вычисления значений к у лишь скорости течения, измеренные при скорости ветра более 3,0 м/с и при том только те, в которых направление течений отклонялось от направления ветра не более чем на 90°. Исключены также отдельные измерения, значения /г1Г по которым не укладывались в пределы 0,3 С куг <4,5, в связи с влиянием на ветровые течения остаточных течений и течений, обусловленных сгонно-нагонными явлениями.
Наиболее ранние сведения о течениях во внутренних водоемах приводятся в работах В. К. Давыдова [40] и А. В. Караушева [70], а обзор данных по течениям — в монографии Б. Д. Зайкова [51].Большое количество данных натурных измерении ветровых течений получено Институтом (Лабораторией) озероведения АН СССР на Ладожском и Онежском озерах. Обобщение материалов этих наблюдений, выполненное А. Н. Охлопковой [138], показало, что ветровой коэффициент для относительно устойчивых течений открытой части Онежского озера изменяется от 1,30 до 3,95, а в среднем равен около 2,40, т. е. несколько превышает значения коэффициента, полученные по наблюдениям в прибрежных зонах морей и морских заливах.
Формулы (4.15) и (4.17) позволяют существенно уточнить расчеты скорости поверхностных ветровых течений по сравнению с оценкой их по приведенным выше осредненным значениям ветрового коэффициента. Эти формулы можно также использовать для расчетов средней на вертикали скорости ветровых течений, но только в условиях ограниченной глубины и при учете коэффициента перехода от поверхностной к средней скорости.
По Е. Г. Никифорову [131], постоянный коэффициент в формуле (4,21) равен 427 и отношение средней длины волны к тр составляет 0,94. Равенство величины тр средней длине ветровых волн принимается в расчетах Н. А. Лабзовского [101], В. А. Ци-кунова [213], С. А. Китайгородского [79], Б. А. Кагана [64, 65] и др.
Согласно теоретическим представлениям, вращение Земли должно отражаться на направлении течения вследствие действия силы Кориолиса. Действие 5той силы на единицу массы обычно меньше, чем действие составляющей силы тяжести, обусловленной наличием уклона водной поверхности, меньше действующей силы трения и не достигает изменения количества движения. В умеренных и высоких широтах земной поверхности влияние силы Кориолиса, направленной по нормали к направлению потока, может достигать, по имеющимся оценкам [208, 209], 20 % каждой из перечисленных выше действующих сил. В связи с этим направление ветрового течения отклоняется от направления ветра по часовой стрелке в Северном полушарии и против часовой стрелки — в Южном полушарии. Угол отклонения течения составляет, согласно решениям Экмана [226], 45° в поверхностном слое и достигает 180° на глубине, равной глубине трения Ятр. Имеются решения, показывающие, что в море и океане угол между направлениями ветра и поверхностного течения составляет 25, 15,3 или 11° [209]. Некоторые исследователи считают, в частности, что с увеличением скорости ветра и связанного с ним коэффициента вертикальной турбулентной вязкости угол между направлением поверхностного течения и ветра уменьшается до нескольких градусов [209].
Существующие математические модели ветровых течений обычно включают решение задачи о распределении скорости по вертикали для наиболее простых условий. К числу оговариваемых простых условий относятся: водоем имеет вид длинного канала; ветер над водной поверхностью равномерен; плотность жидкости не меняется по вертикали.
Распределение однонаправленных по глубине квазиустановившихся ветровых течений, по-видимому, впервые получено Р. Н. Ивановым [55] в кольцевом штормовом бассейне, а распределение разнонаправленных течений — Е. Г. Никифоровым и Г. Н. Трофимовым [132] по материалам лабораторных исследований в 9-метровом аэрогидравлическом лотке. Скорости течения, перечисленные автором, измеряли преимущественно поплавками, вертушками и по движению окрашенной жидкости, вводившейся в поток. В кольцевом штормовом бассейне по техническим причинам измерениями не охватывалась вся придонная толща потока (до 1,0 м надо дном).
Перенос вод через вертикаль, который можно характеризовать абсолютным элементарным расходом <? , зависит, как и скорость ветрового течения, в основном от скорости ветра №, глубины водоема Я, ускорения свободного падения g, плотности воды (рш) и воздуха (ра), т. е.
Ветровые течения в водохранилищах, проточных озерах, заливах и лиманах практически всегда взаимодействуют со стоковыми или сейшевыми течениями. При этом они изменяют распределение скорости стоковых или сейшевых течений по вертикали, а в некоторых случаях даже создают своеобразные системы циркуляции вод в каком-либо районе или даже во всем водоеме.
Для целей практики величина дет чаще всего принимается соответствующей переносу, обусловленному действием зыби. В условиях действия ветровых волн величина <70 одними исследователями считается незначительной и даже формальной [65, 67], а другими исследователями — весьма существенной и даже равной измеренным в натурных условиях переносам воды [56, 101].
Получаемые на практике ряды наблюдений за течениями очень часто оказываются недостаточно длинными или не удовлетворяют требованиям стационарности и эргодичности.Имеющиеся в настоящее время рекомендации по длительности, качеству и дискретности наблюдений относятся преимущественно к морским течениям, но и они по некоторым позициям ие -совладают между собой. Исследования длительных записей течений показало, в частности, что связь между скоростями течения практически отсутствует (коэффициент корреляции близок к нулю) в случае, если интервал времени между измерениями равен 6 ч [94, 158]. При уменьшении интервала до 2 ч коэффициент корреляции между соседними значениями скорости повышается до 0,4—0,5, что считается достаточным при использовании рядов наблюдений для установления режимных характеристик течений [94].
Статистические характеристики скорости течений различной обеспеченности в случае наличия сравнительно коротких рядов наблюдений можно получить на основании теоретических или установленных ранее по наблюдениям на других водоемах функций распределения.
К настоящему времени разработано несколько методов оценки внутреннего водообмена через рассматриваемый створ водоема в результате действия течений какого-либо одного вида или суммарных течений. Чаще всего расчетные створы располагают в местах сужений водоема.
В настоящее время большинство исследователей динамики водоемов признают, что представления о сложных динамических явлениях и процессах удалось существенно пополнить и расширить в результате широкого использования математического моделирования. Наиболее широко в последние десятилетия разрабатывались и совершенствовались математические модели, предназначенные для расчетов течений и сопуствующщ им явлений. Однако развитие учения о водоемах и многие решения возникавших практических задач не ограничивались разработкой математических моделей и выполнением численных-экспериментов. Наряду ¿ этим направлением, продолжалось совершенствование методов физического моделирования динамических явлений. Физическое .моделирование при этом выполняется на двухмерных установках типа каналов пли аэрогидравличе.ских Лотков, а также на трехмерных (пространственных) моделях конкретных водных объектов.
К настоящему времени уже создано такое количество математических моделей течений, что потребовалась их классификация по различным признакам. В работе [43] математические модели разделены по признаку полноты представления рассматриваемого течения на следующие виды: одномерные (по вертикали или горизонтали), двухмерные (в горизонтальной нли вертикальной плоскости) и трехмерные (пространственные).
Очень важные сведения о ветровых и сейшевых течениях получены на пространственных физических моделях конкретных водоемов.Для обеспечения физического моделирования ветровых течений необходимо располагать следующими сведениями: подводным рельефом котловины в виде плана или карты; схемой характерных полей ветра над водоемом в безледоставный период; таблицей по вторяемостей ветра различной скорости по направлениям; схемой ветровых течений и режимными характеристиками течений в отдельных частях водоема.
Имеющиеся в литературных источниках сведения о скорости сейшевых течений относятся преимущественно к проливам и прибрежным зонам. Утверждается, что скорость течения в узких проливах водоемов может достигать 2—3 м/с, а в широких обычно не превышает 1,0 м/с [8, 19, 208]. В прибрежных зонах крупных внутренних водоемов были измерены скорости сейшевых течений, равные 0,2—0,3 м/с.
Нередко для решения вопросов хозяйственного использования водоема илн с целью оценки влияния хозяйственной деятельности на экологическую обстановку перед изыскателям ставится задача выявить изменения характеристик сейш по акватории водоема. Наибольший интерес при этом обычно представляют сведения о распределении сейшевых течений. Такие сведения в настоящее время можно получить несколькими методами: расчетами с использованием подходящих математических моделей, постановкой наблюдений в натуре и лабораторными исследованиями на гидравлической модели или комплексным методом.
В оз. Байкал (площадь водной поверхности 31,5 тыс. км2, средняя глубина 730 м) сейши действуют почти непрерывно. Наибольшую повторяемость имеют, согласно данным работы [161], одноузловые колебания (84 % продолжительности безледоставного периода), с периодом около 4 ч 30 мин [171].
В оз. Балхаш (площадь водной поверхности около 18,0 тыс. км2, средняя глубина 6,2 м [8, 189]) сейши действуют, как отмечалось выше, в среднем около 60 % времени, а в отдельные месяцы без-ледоставного периода суммарное время их действия достигает 80% [181]. Высота колебаний уровня и скорость сейшевых течений при этом существенно превышают соответствующие характеристики сейш оз. Байкал. По этой причине и в связи с мелковод-ностью озера сейшевые течения играют важную роль в процессах переноса и перемешивания вод, в формировании специфических черт гидрохимического и гидробиологического режима.
Сейшевые и суммарные течения в Каховском водохранилище (площадь водной поверхности 2150 км2, средняя глубина 8,5 м) исследовались экспедиционными группами ГГИ в 1969—1971 гг. теми же методами, что и при работах на оз. Балхаш. Сведения о распределении сейшевых течений по акватории озеровидных плесов водохранилища получены по данным авиасъемок и лабораторных экспериментов.
В последние десятилетия в ГГИ получены довольно детальные режимные характеристики сейш для нескольких водоемов. Рассмотрим часть этих сведений в качестве примеров, показывающих возможные диапазоны изменчивости и вероятности отдельных элементов сейш, а также сложность явления.
Для решения практических задач, связанных, например, с выяснением причин изменения минерализации или локализации загрязняющих веществ в отдельных частях водоема, крайне важными являются оценки объемов переноса вод течениями различных видов н в том числе переноса вод сейшевыми течениями. Последнее можно осуществить при наличии режимных характеристик сейш, сведений о морфологии водоема и распределении вдоль водоема высоты сейшевых колебаний уровня и скорости сейшевых течений. Такие сведения были получены ГГИ для оз. Балхаш, что и позволяет воспользоваться ими в качестве примера при освещении рассматриваемого вопроса.
Ширина зоны прибрежного мелководья зависит от уклона дна и изменяется от нескольких десятков метров на участках с большими уклонами подводного склона до нескольких километров на участках с очень пологим дном. На участках относительно при-глубого берега береговая граница зоны располагается вблизи уреза, а на участках с отчетливо выраженными отмелями практически совмещается с внешним склоном отмели.
Ветровые и волновые течения, преобладающие в зоне прибрежного мелководья, формируют своеобразные системы циркуляции вод, каждая из которых свойственна определенному ветру и волнению.Придонные течения отклоняются от направления ветра в сторону оси водоема на больший угол, чем поверхностные течения, и в центральной части зоны, а тем более на ее береговой границе, имеют составляющую, направленную от берега [179]. В результате расхождения поверхностных и придонных струй потока в рассматриваемой зоне возникает циркуляция вод относительно горизонтальной оси, направленной вдоль линии берега. На формирование таких схем циркуляции вод обычно приходится около половины всех случаев наблюдения течений на прямолинейных участках берега.
Анализ материалов съемок течений, полученных по данным измерений в прибрежных зонах нескольких упоминавшихся выше водоемов, показал, что на прямолинейных участках берега водоемов, имеющих удлиненную форму в плане, наиболее вероятно формирование циркуляции вод по схеме на рис. 6.1г. В условиях примерно одинаковой повторяемости ветра различных направлений на долю этой схемы приходится около 60—70 % случаев, на долю циркуляции по схеме на рис. 6.1 д — около 15—20 % случаев, а на долю трех типов циркуляций по схемам на рис. 6.1а—в — чаще всего 5—8 % случаев. В водоемах удлиненной формы повторяемость циркуляции вод по типу схемы на рис. 6.1<? может составлять 8—10%, а по типу схемы на рис. 6.1 э/с — всего 3—5%.
Из рассмотрения представленных выше типов циркуляции вод и их повторяемости следует, что в зоне прибрежного мелководья обычно преобладают поверхностные и придонные течения, характеризующиеся незначительными расхождениями направлений. Довольно часто наблюдаются также течения, направление которых сравнительно плавно изменяется по глубине примерно в пределах до 30—50°. Это обстоятельство отчетливо видно на многих разрезах течений, полученных по измерениям экспедицией ГГИ, например, в прибрежной зоне Ладожского озера с довольно сложной формой профиля дна (рис. 6.3).
Довольно многочисленные сведения об изменении поверхностной скорости ветровых течений в зонах прибрежных мелководий получены в ГГИ [178] преимущественно по материалам авиаизмерений, а сведения об изменении средней на вертикалях скорости — по данным измерений глубинными поплавками с лодок. Выполненный ранее анализ показал, что большинство измерений свидетельствует о незначительном изменении скорости ветровых течений по ширине зоны [178]. Однако при дифференцированном рассмотрении полученных ранее и новых данных измерений течений удалось выявить различия в тенденциях изменения скорости по ширине зоны прибрежного мелководья при разных направлениях ветра относительно линии берега.
Для целей хозяйственного использования зоны прибрежного мелководья большой практический интерес представляют, наряду с рассмотренными выше сведениями, количественные характеристики скорости течения и надежные расчетные зависимости. В случае преобладания ветровых течений оценка поверхностных скоростей в рассматриваемой зоне может быть осуществлена с помощью осредненных значений ветрового коэффициента. В гл. 4 отмечалось, в частности, что многие исследователи определяли осредненные значения ветрового коэффициента по данным измерений течений в прибрежных зонах морей, океанов и крупных заливов. Это обстоятельство позволяет использовать некоторое из полученных ранее результатов для внутренних водоемов. При этом необходимо учитывать, что каждый из исследователей пользовался своими специфическими измерительными средствами и специфической методикой измерения, что привело к существенным расхождениям отдельных результатов.
Первые три пути нуждаются в дополнительных обоснованиях и проверках. Наиболее надежным можно считать последний из указанных путей, но он относится к наиболее трудоемким и не лишенным значительных погрешностей из-за конструктивных недостатков измерительных средств или различий методики работ. К настоящему времени в литературе не удалось обнаружить полностью надежных статистических характеристик течений или обобщенных функций скорости для зон прибрежного мелководья. В связи с этим ограничимся рассмотрением некоторых результатов исследований, полученных в ГГИ по данным регистрации течений приборами БПВ-2 и данных поплавочных измерений. К анализу привлечены данные по трем озерам: Ладожскому, Белому и Балхаш. Из имевшихся данных выбраны такие наблюдения, которые проводились через 3, 6, 8 или 12 ч и имели ряды от 230 до 560 членов.
Исследователи уже давно пришли к выводу, что вдольберего-вые течения на отмелях морей и водоемов возникают под действием трансформирующихся и разрушающихся волн, направление подхода к отмели которых составляет некоторый острый угол с линией берега. По основной причине возникновения эти течения иногда называют энергетическими [109, 216] и отличают от вдоль-береговых градиентных течений, возникающих на участках с неравномерным рельефом дна под действием градиентов уровня. И. Ф. Шадрин [216], наиболее детально исследовавший градиент-лые течения и предложивший формулу для их расчета, считает, что причиной возникновения градиентов уровня является неравномерность волнового нагона вдоль линии берега — большая на участках поднятий дна и меньшая на участках понижений дна. По мнению Шадрина, неравномерность глубины вдоль берега создается в результате искривлений подводных валов в плане и извилистости линии уреза.
Результаты рассмотренного теоретического решения довольно удовлетворительно согласуются с данными лабораторных экспериментов [234], но только при Я; = 0,1 и 0,4.О согласовании теоретического распределения скорости с натурными данными определенный вывод сделать затруднительно, поскольку полученные результаты характеризуются разными параметрами.
Наиболее ранние попытки расчета течений на отмелях внутренних водоемов базировались на использовании методов, разработанных для морских условий. С этой целью проводилось сопоставление измеренных значений скорости с вычисленными. Тщательной проверке были подвергнуты расчетные методы, предложенные, в частности, Путнамом, Манком и Трейлером [168, 227]. При этом была установлена необходимость уточнения эмпирических коэффициентов, входящих в расчетные формулы.
На водохранилищах вдольбереговой перенос наносов происходит даже в период заполнения его чаши и обычно увеличивается по мере формирования отмелей и выравнивания береговой линии. Это обстоятельство было замечено при заполнении первых водохранилищ [219, 229] и подтверждено многими последующими исследованиями [190, 228].
Для изучения вдольбереговых перемещений наносов в связи с различиями видов и форм переноса твердых частиц, а также с учетом различия задач исследований применяются методы минералогического и морфологического анализа [52], метод окрашивания твердых частиц люминофорами [52, 120] или облучения их радиоактивными изотопами [52], объемный, гидродинамический [109] и гидрометрический [2, 6, 167] методы.
Исследователи динамики береговой зоны морей и внутренних водоемов уже давно установили некоторые общие черты воздействия движущейся воды на частицы наносов в русловом и волновом потоках. На основании этого достижения динамики русловых потоков можно распространять на область береговых процессов в водоемах и наоборот. Наряду с такими мнениями, высказываются соображения о значительном различии процессов в волновых и русловых потоках. Многие вопросы взвешивания и перемещения наносов до настоящего времени остаются нерешенными. Высказывается даже мнение, что в настоящее время существует столько теорий движения наносов, сколько исследователей занимается этими вопросами. Для доказательства такого положения дел, кроме противоречивых представлений о движении твердых частиц, ссылаются на разнообразие представлений о волновых колебательных движениях, переносных течениях, циркуляции воды и турбулентности потоков.
Поскольку мгновенные значения придонной скорости в прибойной зоне изменяются при каждом данном шторме в широких пределах, то это приводит к существенным изменениям мутности во времени на разных горизонтах. Данные измерений ГГИ, полученные с помощью батометра-дифференциатора [167], показали, что даже в условиях установившегося волнения и вдольберегового течения мгновенные значения мутности на вертикали нередко изменяются в 4—6 и даже в 10 раз. Еще в более широких пределах изменяются мгновенные значения мутности на отдельных горизонтах. В связи с этим распределение мутности на вертикали целесообразно определять по данным измерений, осуществляемых батометрами длительного наполнения, например батометрами-бутылками.
Взвешивание твердых частиц на отмелях происходит, как отмечено выше, в результате совместного действия на донные грунты волновых колебательных движений, неупорядоченных пульсаций скорости и переносных течений. Поскольку интенсивность этих движений меняется по ширине отмели, то это отражается на содержании взвешенных твердых частиц в волновом потоке.
Выяснено также, что на переходные коэффициенты существенное влияние оказывает состав донных отложений.Коэффициенты увеличиваются с увеличением крупности донных отложений и с уменьшением содержания мелкозернистых включений. Так, «апример, коэффициент перехода от поверхностной к средней мутиости по данным измерений на Каховском водохранилище, где (¿Ср менялось в пределах 0,12—0,26 мм, за 1970 г. оказался равным 2,64, а за 1971 г. — 2,02. На Кременчугском водохранилище, где ¿ср менялось в пределах 0,02—0,15 мм, коэффициент перехода за 1972 г. оказался равным 2,27, а за 1973 г., когда береговая отмель была частично прикрыта илистыми грунтами,—1,10.
Присущие каждому типу распределения профиля дна см. иа рис. 6.8.Каждый из выделенных типов распределения элементарных расходов наиболее часто наблюдается на береговых отмелях, имеющих специфичную форму профиля.
Мутность воды в прибойной зоне зависит, как показывают исследования, преимущественно от скорости водного потока и механического состава грунтов дна.Действие водного потока на донные отложения в прибойной зоне определяется в- основном, как отмечено выше, волновыми колебательными движениями, высота которых в придонном слое зависит от размеров волн и глубины воды, а также от параметров береговой отмели, определяющих процессы трансформации волн.
Волновые колебательные движения жидкости в придонном слое прибойной зоны вызывают, как отмечалось выше, подвижки донных отложений и способствуют не только взмучиванию твердых частиц, но и их перекатыванию или сальтации. Под действием волновых колебательных движений возможен чисто волновой перенос донных частиц. Волновой перенос донных частиц обычно уменьшается с увеличением ширины прибойной зоны, что обусловлено увеличением степени рефракции трансформирующихся и разбивающихся на отмели волн. Однако только на узких отмелях при условии подхода волн под острым углом вплоть до уреза волновой перенос донных частиц вдоль берега в результате их движения по циклоидальным траекториям может быть весьма существенным по отношению к общему переносу твердого материала вдоль берега. На широких береговых отмелях вдольбереговой перенос донных наносов обусловливается вдольбереговыми течениями, поскольку штормовые волны в пределах между зоной разбивания и урезом движутся преимущественно по нормали к линии берега и не могут вызывать перенос наносов за счет волновых движений. Расходы донных наносов увеличиваются, как показывают данные измерений на Кайраккумском, Каховском и Кременчугском водохранилищах, с увеличением скорости вдольберего-вого течения, что видно по осредненным значениям, представленным в табл. 7.4.