Усі книги і методички

отримані з допомогою штучних супутників Землі, представлені на рис. 3. Так, профіль на паралелі 40˚ північної широти наведено на рис. 3 а), 20˚ північної широти – рис. 3 б), 20˚ південної широти – рис. 3 в), 40˚ південної широти – рис. 3 г). Карта висот геоїда (рис. 4) показує, що геоїд вище референцеліпсоїда в західній частині Тихого, південній частині Індійського і в північній частині Атлантичного океану та нижче – в Азії, Північній Америці і в тихоокеанському секторі Антарктиди.

Рис. 3. Узагальнені профілі поверхні геоїда

Другим геофізичним полем, яке відіграє велику роль в житті людини, є магнітне або геомагнітне поле Землі. Спостереження за стрілками компасів показують, що Земля представляє собою великий магніт, поле якого з точністю до 25% співпадає з полем намагніченої кулі. Стале геомагнітне поле ділять на нормальну і аномальну складові. Для знаходження магнітної аномалії необхідно зі спостережуваних значень відняти згладжене геомагнітне поле, яке називають нормальним. В будь-якій точці океану можна виміряти вектор напруженості геомагнітного поля. На практиці використовують модуль повного вектора, а також горизонтальну і вертикальну його складові.

Широке розповсюдження знайшли на практиці магнітне схилення та магнітне нахилення. Під магнітним схиленням розуміють кут між горизонтальною складовою повного вектора напруженості геомагнітного поля і меридіаном місцеположення, а магнітне нахилення – кут між вектором магнітного схилення і площиною горизонту. Для наглядного зображення стаціонарного геомагнітного поля застосовують лінії однакових значень модуля вектора напруженості, які називаються ізодинами, а також, лінії однакових значень магнітного схилення – ізогони. На рис. 5 і рис. 6

17

представлені вектори напруженості геомагнітного поля і магнітне схилення на епоху 1970 року. Під епохою тут розуміють середину року, до якого приведені дані спостережень із врахуванням вікових варіацій.

Рис. 4. Карта висот геоїда

Рис. 5. Вектори напруженості геомагнітного поля Землі

18

Характерною особливістю спостережуваного магнітного поля Землі є велика зміна його в часі. Магнітні вимірювання в океанах почались декілька століть тому назад, але вивченість магнітного поля тут значно нижча ніж на суходолі. Особливо погано воно вивчене в південній півкулі Землі.

Електромагнітне поле в океані, тепловий потік від дна океанів та інші поля почали вивчатися порівняно недавно. Аналіз будови аномальних геофізичних полів і їх зв’язку з різницею геоморфології і фізичних властивостей земної кори сприяють геологічному районуванню Світового океану, порівнянню окремих структурних елементів океанічної та материкової кори, дозволяють більш повно отримувати повну характеристику локальної структури океанічного дна. Зв’язок між локальними аномаліями фізичних полів Землі, а також їх кореляції з рельєфом морського дна є настільки істотними, що можна стверджувати про стійкі залежності між кількісними характеристиками геофізичних полів і рельєфу дна та можливість описувати ці зв’язки аналітичними виразами.

Рис. 6. Величини магнітного схилення

1.4. Рівень Світового океану

В кожній точці океану поверхня води піднімається і понижується внаслідок впливу хвилювання, припливів і відпливів, змін течій і вітрів, різниць атмосферного тиску та впливу інших метеорологічних і кліматичних

19

чинників. Таким чином, рівень Світового океану формується багаточисельними силами, що діють на водні маси. Основною з них є прискорення сили ваги, яке приводить водні маси в стан покою. Як би води океану були однорідними і знаходилися в стані покою, то його поверхня співпадала би з поверхнею, в кожній точці якої нормаль до поверхні співпадає з напрямом сили ваги. Така поверхня була би рівневою поверхнею потенціалу сили ваги, яку прийнято називати поверхнею геоїда, а її висоту над поверхнею відносності – середнім рівнем океану.

Реальна поверхня океану не є стабільною, вона безперервно змінюється з часом, тому може бути зафіксованою тільки для визначеного моменту часу. У прибережних пунктах стан рівня води реєструють за допомогою водомірних лат або автоматичного мареографа. За багатолітніми спостереженнями середній стан рівня моря в даному пункті є майже сталим. Якщо представити ряд таких пунктів в різних місцях океану, в яких визначено середній рівень моря, тоді поверхню моря можна отримувати на основі зв’язку цих пунктів. Якщо частинки води океану знаходились би в стані покою, морська вода мала би всюди однакову температуру і густину та всюди був би однаковий атмосферний тиск, тоді поверхня моря була би еквіпотенціальною рівневою поверхнею, а всі поверхні морів і океанів утворили би теоретичний рівень моря. Але слід відзначити, що океан не знаходиться в стані покою, а різниці між середнім рівнем води і теоретичним рівнем моря є малими, які не перебільшують в багатьох місцях декілька десятків сантиметрів.

Зміна рівня моря, тобто відхилення реальної поверхні океану від поверхні геоїда, викликається наступними явищами:

1)космічними або припливними, які пов’язані з впливом притягання Місяця, Сонця та інших небесних тіл;

2)геодинамічними і геотермічними, які виникають внаслідок процесів, що відбуваються в надрах земної кори: землетрусами, моретрусами, виверженнями вулканів на суходолі і в океані, віковими і сучасними проявами тектонізму;

3)радіаційними (механічними і фізико-хімічними), що є наслідком дії сонячної радіації на поверхню і атмосферу Землі: тепловими явищами в океані, переміщеннями повітряних мас, випаданням опадів тощо.

Сили, виникнення яких обумовлено переліченими факторами, формують складну систему руху водних мас Світового океану. Наслідком їх переміщення

єдинаміка топографії поверхні океану, складні, часто випадкові зміни положення рівневої поверхні, які проявляються у коливаннях рівня води. Коливання рівня розділяють на періодичні, неперіодичні та вікові.

До періодичних відносяться коливання припливно-відпливні, метеорологічні, що виникають в результаті річного ходу опадів, випаровування та стоку вод, пов`язані з періодичними змінами напряму вітру (дія мусонів). Причинами космічних чинників на коливання рівня моря є

20

припливоутворюючі сили, які обумовлені взаємодією мас Землі, Місяця і Сонця, та представляють собою хвильові рухи, які проявляються у періодичній зміні рівня та течій. Додатково до цього впливає і дія відцентрової сили взаємного положення планет. В результаті спільної дії на Землю сили притягання Місяця і відцентрової сили утворюються великі хвилі вздовж лінії зв’язку центрів Землі і Місяця. Одна хвиля направлена до Місяця, інша – від нього. Два рази на добу з різницею в часі 12 годин 27 хвилин наступає приплив, а пізніше відплив. Процес підйому рівня води, який супроводжується наступом води на берег, називається припливом. Процес пониження рівня води, який супроводжується відступом води від берега, називається відпливом. Найвищий рівень води в період припливу називається повною водою; найнижчий, який відповідає відпливу, – малою водою. Різниця рівнів суміжних (повної і малої) вод називається величиною припливу. Тривалі спостереження за припливами дозволили встановити наявність відхилень від середніх значень величин припливів та часу появи повної і малої вод. Ці відхилення, обумовлені змінами взаємного розташування Землі, Місяця і Сонця, називаються нерівностями припливів. Їх розрізняють на півдобові, добові, напівмісячні, місячні та довгоперіодичні.

Вплив притягання Сонця у порівнянні з притяганням Місяця є наполовину меншим, оскільки віддаль до Сонця є в 389 раз більшою за віддаль до Місяця, та не зважаючи на те, що маса Сонця більша від маси Місяця в майже 27 мільйонів разів. У відкритому океані величина припливів складає в середньому 0,8 м. Поблизу суходолу на величину припливів суттєвий вплив здійснює викривленість берегової лінії, зменшення глибин тощо. Максимум величини припливу є 16,2 м в затоці Фунді (Нова Шотландія). У більшості випадків величина припливу біля берегів складає 1,5-2,0 м. В Балтійському морі припливне коливання рівня моря складає декілька сантиметрів, у Чорному – від 0,5 см біля Севастополя до 8,3 см біля Поті.

Неперіодичні коливання рівня води обумовлені випадковими змінами кількості опадів, випаровування і стоку, дією вітру випадкового напряму, підводними землетрусами та виверженнями, в результаті яких можуть утворюватися цунамі, тимчасовими течіями, змінами атмосферного тиску, змінами густини води тощо. Найважливішу роль фізико-механічних причин змін рівня моря відіграє дія вітру на поверхню води. Швидкість і напрям вітру динамічно діє на поверхню води, що приводить до її рухів залежно від об’єму і глибини. Для глибоких морів найбільший вплив на коливання рівня мають сильні вітри в напрямах паралельних до берегів, для мілководних – вітри перпендикулярного напряму до берегової лінії.

Наступним чинником, який впливає на коливання рівня води в морі є атмосферний тиск, а вірніше градієнт атмосферного тиску. Вияснено, що приріст атмосферного тиску на 1 hPa може привести до зміни рівня моря на 1,3 см. Зростання атмосферного тиску понижує рівень морської води, а пониження

21

– до підняття рівня. Атмосферний тиск і вітер пов’язані між собою і їх дію відносять до анемобаричних змін рівня моря.

Менш значний вплив на зміни рівня моря має кругообіг води в природі внаслідок опадів і випаровування та прихід поверхневих континентальних і підземних вод. Істотний довгоперіодичний, систематичний і сезонний вплив мають зміни густини води в залежності від змін температури, солоності і атмосферного тиску. Зменшення густини води приводить до підвищення рівня моря і, навпаки, збільшення густини – до пониження рівня.

Вікові коливання рівня води розділяють на евстатичні та тектонічні. Евстатичні коливання виникають внаслідок зміни загального об`єму води у Світовому океані, яке пояснюється зміною клімату планети, інтенсивністю утворення або танення льодовиків, а іноді зміною гідрологічного режиму в басейнах річок. Тектонічні коливання рівня виникають в результаті повільних вертикальних рухів материків та земної кори в цілому.

Для описування припливів використовується теорія гармонічного аналізу, яка дозволяє відокремити суму певної кількості простих складових хвиль в залежності від різних причин їх появи. Це дає можливість враховувати їх вплив на рівень морської поверхні.

Регулярні припливні коливання рівня моря за усередненими даними для певного пункту моря наближаються до середніх багатолітніх значень. Середнім рівнем моря називається величина, яка отримується в результаті усереднення зареєстрованих значень рівня за певний інтервал часу. Розрізняють добовий, місячний, річний та багатолітній рівень. Вихідним рівнем для визначення висот пунктів суші і водних глибин є рівень моря, визначений найбільш точно для досліджуваного пункту моря після вилучення систематичних і періодичних впливів. Для геодезії найбільший інтерес представляє середній багатолітній рівень, так як від нього ведеться відлік висот і глибин, та миттєвий рівень. В Україні до сих пір за вихідну поверхню відрахунку висот прийнята рівнева поверхня, яка проходить через нуль Кронштадтського футштока – горизонтальна риска на пластинці Тенберга, якій відповідає висота, що дорівнює середньому рівню моря за період з 1825 по

1840 роки.

Середній багатолітній рівень визначається як середнє арифметичне із середньорічних рівнів. При обчисленнях середнього рівня вилучають періодичні припливні коливання. Приймають, що за 20 років вимірювання рівня моря можна вилучити впливи анемобаричних факторів та інших нерегулярних коливань. Емпіричним шляхом можна визначити період спостережень за рівнем моря, для якого обчислений середній рівень моря є вільним від впливу неперіодичних коливань. Так, остаточно прийнято, що для південного району Балтійського моря визначати середній рівень моря можна з 10-ти літніх систематичних вимірювань.

22

У глобальному масштабі спостереження за коливаннями рівня моря виконує міжнародний орган – Постійна служба середнього рівня моря. Банк даних служби складається з рядів місячних та річних середніх рівнів біля 1000 пунктів, із яких на 389 пунктах спостереження ведуться більше 20 років. Роботи по вивченню та прогнозуванню коливань рівня у прибережній зоні і відкритому морі виконуються на пунктах мареографічних мереж, які розташовують на морському побережжі. Для визначення середнього рівня моря мареографічна мережа повинна бути оптимальною щодо кількісної і якісної оцінки в залежності від завдань. Зміни рівня моря можна визначати безпосередньо шляхом зняття відліку з водомірних лат, за допомогою механічних, електричних і електронних засобів – мареографів. З огляду на час реєстрації змін рівня моря мареографи розділяють на добові, дводобові і багатодобові – тижневі і двотижневі. Зняття відліків рівня води відбуваються згідно рішення конференції країн Балтійського регіону як мінімум 6 разів на добу, а саме в 0h, 4h, 8h, 12h, 16h і 20h. При наявності регулярних великих припливних коливань зняття відліків відбувається щогодини або кожних дві години.

Для визначення багатолітнього середнього рівня моря використовують середньорічні їх значення, які обчислюють за середньомісячними значеннями, середньомісячні в свою чергу, знаходять за середньодобовими значеннями, або як середнє зі значень всіх вимірювань. Багатолітній рівень змінюється від пункту до пункту і в значній мірі залежить від гідрометеорологічних умов кожного району. Для океанів багаторічний рівень можна вважати практично сталим на віддалях до 500 км, для морів ця величина скорочується до 100 км.

Відомо, що середній рівень Середземного моря на 70 см нижче середнього рівня біля входу в Суецький канал, середній рівень води в Чорному морі на 70-80 см нижче рівня Балтійського моря, рівень Тихого океану (Панамський перешийок) на 22 см вищий за рівень Атлантичного океану. У відповідності до змін кліматичних факторів середній рівень в окремому пункті не є величиною сталою, а змінюється з плином часу.

При топографічному зніманні акваторій рівневі спостереження виконують із метою виявлення коливань рівня в процесі знімання, врахування їх при визначенні відмітки миттєвого робочого рівня водної поверхні в районі робіт та приведення результатів промірних вимірів до єдиного нуля глибин або висот. У передбачених технічними проектами випадках рівневі спостереження під час знімання можуть виконуватися також із метою визначення висоти найнижчого теоретичного рівня, накопичування масиву даних про багаторічний середній рівень, передачі абсолютної висоти на острови. В теперішній час опорна мережа, що застосовується у вимірах рівня моря, включає фундаментальний репер І або ІІ класу, основний репер рівневого поста, що прив’язується нівелюванням І або ІІ класу до фундаментального репера, контрольний (робочий) репер, зв’язаний нівелюванням ІV класу з

23

основним репером, і рівневу рейку, що прив’язується нівелюванням ІV класу до робочого репера. Така схема побудови мережі у сукупності з описаною методикою прив’язки дозволяють з обробки 25-річних вимірів отримувати значення рівня води із середньою квадратичною похибкою 0,5 мм, а з обробки 50-річних вимірів – 0,3 мм.

Причинами змін рівня моря є: виділення води з глибоких шарів кори, виділення води з магми граніту, виникнення і танення льодовиків, ерозія і денудація, рухи літосфери, землетруси, виверження вулканів, зміни атмосферного тиску, вітри, морські течії і штучні сили.

Рух мас води Світового океану можна поділити на 3 групи:

-течія і циркуляція морів,

-хвилювання моря,

-морські припливи.

Дві перші групи рухів обумовлені тим, що поверхня Світового океану є границею між середовищами зі значною різницею густини. Двосторонній вплив циркуляції атмосфери, як і циркуляції моря, обумовлює зміни рівня води. Найчастіше причинами морських течій стають різниці густини води по вертикалі і в меридіанному профілі від полюсів та вплив вітрів і енергії тепла випромінювання Сонця. На клімат північної та західної Європи великий вплив має тепла течія Гольфстрім. Початок руху теплих водних мас знаходиться в Мексиканській затоці і досягає Землі Франца Йосифа. Температура поверхневих вод сягає 27,5°С.

Водні хвилі є гравітаційними хвилями. Спостереження за морськими хвилями приводить до наступних висновків:

1.Регулярні морські хвилі можна спостерігати в місцях, де віють регулярні вітри.

2.Хвилі мають більшу амплітуду на відкритих океанічних водах ніж на малих водах.

3.Відношення довжини хвилі до її висоти є сталою величиною. Так, для Атлантики це відношення становить 35,2, для Тихого океану – 33,0.

З тривалих спостережень за рівнем моря або за рівнем початку нівелірної мережі можна зробити висновки:

- рівень води залежить від пори року, - період змін рівня моря є більшим ніж 1 рік,

- вікові зміни мають період 150-200 років.

В табл. 1.5 представлені швидкості зміни V рівня Балтійського моря. Нагадаємо, що в Кронштадті знаходиться пункт початку відліку нівелірної мережі колишнього СРСР. З багатолітніх спостережень за змінами рівня моря на цьому пункті зауважили, що рівень моря тут восени є вищим ніж взимку і на весні. Середній рівень моря понижується з віком. Стверджується, що середній рівень в Кронштадті нижчий за середні рівні в Амстердамі на 8 см, у Трієсті на

44 см.

24

Таблиця 1.5

Зміни рівня води Балтійського моря

1.5. Вивчення морської топографічної поверхні і дна океанів

Поверхня океану не співпадає з еквіпотенціальною поверхнею гравітаційного поля Землі із-за впливу різних астрономічних, метеорологічних, гідрологічних та океанографічних факторів. До цих факторів відносять припливні сили, зміни атмосферного тиску і густини води, випадання опадів, прихід води та її випаровування. Коливання поверхні океанів дуже різноманітні за причинами і своїми проявами. Можна виділити три основні групи. До першої групи відносять коливання припливного характеру – океанічні припливи і припливи у твердій Землі. До другої, найбільш багаточисельної групи відносять коливання рівня атмосферного походження – зміна атмосферного тиску, вітер, дрейфові течії та згінно-нагінні явища. Непрямий вплив атмосфери на положення рівня моря полягає у теплообміні і масообміні з океаном, що визначається солоністю і густиною поверхневих вод. До третьої групи відносять коливання рівня, які пов’язані з твердою Землею – хвилі цунамі, повільні евстатичні коливання рівня, зміна ротаційного режиму Землі як планети.

Спектр коливання поверхні океану ділять на три частини: короткоперіодичну – до 0,5 доби, припливну – до 1 року, довгоперіодичну – більше 1 року. До короткоперіодичної частини спектра відносять вітрові хвилі, океанічну зяб, сейші і цунамі. В припливній частині спектра виділяють припливні коливання різних періодів, із яких найбільшою енергією відрізняються місячні та сонячні півдобові і добові припливи, сумарна амплітуда яких у відкритому океані не перебільшує 2 м. До цієї частини також відносять коливання рівня, зв’язані із взаємодією океану і атмосфери. Ці баростатичні зміни положення рівня досягають амплітуди 1 м. Штормові нагони, амплітуда яких може сягати до 5 м, найбільше проявляються в прибережних районах. До припливної частини спектра також відносять зміну швидкості і положення великомасштабних течій, зміщення положення океанічних фронтів, проходження синоптичних вихорів. Всі ці фактори приводять до максимальної амплітуди коливання рівня біля 1 м з інтервалом від декількох діб до місяців. Найбільш важливими з довгоперіодичних коливань є зміни, обумовлені загальною циркуляцією вод. Вони мають

25

квазіперіодичний характер із періодом 2 роки і більше. В табл. 1.6 наведені оцінки амплітуд і періодів збурень морської топографічної поверхні і висот геоїда за Бровком.

Відхилення поверхні Світового океану від геоїда називають морською топографічною поверхнею. За останні роки досягнуті великі успіхи в галузі удосконалення і розроблення методів космічної геодезії та океанографії з метою вивчення динаміки твердої Землі і морської топографічної поверхні. Тобто, ставиться задача детального високоточного картографування різних характеристик гравітаційного поля і морської топографічної поверхні. Це складне завдання можна буде розв’язати шляхом виконання комплексних довготривалих досліджень геодезистів і океанологів, використовуючи сучасні технічні засоби і методи.

Таблиця 1.6

Оцінки амплітуд і періодів збурень морської топографічної поверхні

Похибки висот геоїда, які визначають на морі за гравіметричними і супутниковими даними, складають біля 1,5 м. Цю величину можна порівнювати з відхиленням морської топографічної поверхні від геоїда. До недавнього часу морську топографічну поверхню при вивченні фігури геоїда Світового океану не приймали до уваги. В зв’язку з досягнутими високими точностями визначення координат супутниковими навігаційними системами (GPS, Глонасс) все це ставить проблему вивчення морської топографічної поверхні на перший план з метою підвищення точності визначення параметрів гравітаційного поля Землі.

Морську топографічну поверхню можна умовно розділити на дві компоненти. Перша, яку називають динамічною, змінюється з часом, вона знаходиться на субметровому рівні та її можна моделювати (припливи) або вилучати (усереднення за тривалий час). Це дозволяє здійснювати перехід від миттєвої морської топографічної поверхні до середнього рівня моря.

Друга стаціонарна або квазістаціонарна компонента морської топографічної поверхні змінюється в межах ±0,7 м (максимальна зміна біля 2 м). Вона має виражену широтну залежність з загальним підвищенням на 1,5 м від полярних областей до екватора. Великомасштабні (1000 – 10000 км)

26