книги из ГПНТБ / Смирнов Г.Н. Океанология (в инженерном изложении) учебник
.pdfвсего вследствие изменения температуры воды, но в некоторых слу чаях и вследствие изменения солености. Многочисленные наблюде ния показали, что на границе слоев различной плотности под воз действием внешних факторов могут возбуждаться колебательные движения частиц жидкости, которые получили название внутренних волн.
В зависимости от характера возмущения и величины вертикаль ного градиента плотности одновременно могут возникать внутрен ние волны с различными периодами и различными длинами, т. е. наблюдается спектр внутренних волн.
Приливные движения воды в океане возбуждают прогрессивные внутренние волны с периодом, равным периоду приливных волн, но значительно меньшей длины. Внутренние волны могут появиться вследствие резонанса с флуктуациями атмосферного давления, по добно тому как это происходит при генерации поверхностных волн. При определенных условиях в этом случае могут образовываться внутренние волны значительной амплитуды. По мнению некоторых исследователей [69] вероятно возбуждение внутренних волн в ре зультате резонанса с поверхностными волнами, имеющими разное направление распространения, но близкими по частотам. В этом случае внутренние волны имеют частоту много меньше частоты по верхностных волн и распространяется перпендикулярно к их сред нему направлению.
Наличие течений в неоднородном море с различными скоростя ми также ведет к образованию внутренних волн. Наконец, движе ние твердого тела в неоднородном море также может привести к образованию внутренних волн.
Впростейшем случае рассматривают двухслойное море. В ре альных условиях неоднородного моря всю его толщу приходится разбивать не на два, а на большее число слоев.
Внутренние волны могут быть поступательными и стоячими, в зависимости от соотношения между толщиной слоев воды и длиной волны — короткими и длинными.
Внеоднородном море внутренние волны существуют -как обыч ное явление, что объясняется незначительной величиной силы, не обходимой для их возбуждения: при небольшой разнице в плотно стях соседних слоев воды, порядка р—р' = Др = 1-102—1 - 1 0 г/см3, энергия внутренних волн примерно в 1000 раз меньше энергии по верхностных волн при одной и той же амплитуде. По этой же при чине высота внутренних волн значительно больше высоты поверх ностных волн, и нередко достигает 30—40 м и больше, о чем можно судить по выбрасыванию на поверхность воды поплавка, уравно вешенного на определенной глубине. Максимальная высота внутрен них волн наблюдается в слое с максимальным градиентом плотно сти, т. е. в слое скачка, и убывает по экспоненциальному закону вверх и вниз от этого слоя. Обычно на поверхности воды амплиту да внутренних волн незначительна.
Наличие внутренних волн обнаруживается по изменению темпе ратуры и солености морской воды во времени при систематических
180
измерениях на одной и той же глубине при достаточно длительной стоянке судна на одной и той же станции.
Общая теория внутренних волн дает биквадратное уравнение относительно скорости распространения внутренних волн и, следо вательно, каждому периоду соответствуют две системы волн.
Практический интерес представляют короткие и длинные внут ренние волны. Когда длина внутренних волн мала по сравнению с толщиной слоев воды, образуются две системы коротких волн, рас пространяющихся со скоростью, равной скорости поверхностных
волн,
2 _ gh,
Сі — 2я
и со скоростью |
g l |
|
2 |
Р — р' |
|
2 |
2л |
(ІѴ-120) |
р + р '’ |
где р II р' — плотности нижнего и верхнего слоев воды толщиной Я и Н' соответственно.
Если принять, что р' плотность воздуха, то с2 = сі, так как р^>р' и, следовательно, короткие поверхностные волны являются частным случаем внутренних волн.
При указанных выше пределах изменения разности в значениях плотности в верхнем и нижнем слоях воды скорость внутренних волн С2 будет соответственно меньше скорости поверхностных волн в 15—45 раз.
Если длина волн больше толщины слоев воды, образуются две системы длинных волн, распространяющихся со скоростями
c f= g { H + H') и с22= |
(IV-121) |
р |
н + н |
Так как сумма Н + Н' равна глубине моря, то скорость сі со ответствует скорости длинных поверхностных волн, и следовательно, в неоднородном море возникают длинные внутренние волны, рас пространяющиеся с той же скоростью, что и поверхностные волны в однородном море. '
Если принять, что Н' — высота атмосферы и р '— плотность воздуха и так как Н'^>Н и р!Э>р', то приближенно можно записать
Н' |
~ 1 |
и |
1. |
|
Н + Н' |
||||
|
|
|
Тогда из выражения (Ѵ-121) получим c22=gH, т. е. скорость распро странения длинных волн на поверхности моря глубиной Я. Следо вательно, эти волны также можно рассматривать как частный слу чай внутренних волн.
Если внутренние волны образуются на границе раздела между верхним слоем легкой, талой или пресной воды и нижним слоем
181
тяжелой морской воды, причем #'<СЯ, то для этого случая ско рость распространения внутренних волн получим из выражения (IV-121), приняв H' + HeéH,
cl = g H ^ ^ - . |
(IV-122) |
Р |
|
В соответствии с этой формулой при тех же значениях Ар, что и раньше, скорость внутренних волн будет меньше скорости поверх ностных волн в 100—1000 раз при одной и той же амплитуде. Из теории длинных внутренних волн известно, что отношение амплитуд поверхностных и внутренних волн равно
а' |
(р — р'\Н |
(IV-123)
~а = (7Н + pH'
Здесь знак (—) взят из-за того, что поверхностные волны, как пока зывают наблюдения и расчеты, при определенных условиях нахо дятся в противофазе с внутренними волнами.
Если Я'<сЯ, то из (ІѴ-123) получим
а' |
Р — Р' |
(ІѴ-124) |
|
а |
р' |
||
|
Для этого случая, если Др=1-10_3 г/см3 и амплитуда волн на гра нице раздела а = 30,0 м, амплитуда волн на поверхности составит всего лишь а '= 3,0 см.
182
Г л а в а V
КОЛЕБАНИЯ УРОВНЯ ОКЕАНОВ И МОРЕЙ. ЯВЛЕНИЕ ПРИЛИВОВ
§ 1. ХАРАКТЕР И ПРИЧИНЫ КОЛЕБАНИЯ УРОВНЯ
Основная сила, действующая на массы воды океанов и морей,— это сила тяжести, которая стремится привести частицы воды в со стояние покоя. Этому состоянию соответствует поверхность геоида, являющаяся уровненной поверхностью потенциала силы тяжести и везде нормальная к направлению силы тяжести. Поверхность геои да, совпадающая с поверхностью среднего уровня океана, принимает ся за математическую поверхность Земли, от которой отсчитывают высоты точек земной поверхности. Положение уровенной поверхно сти в какой-либо точке называется уровнем моря в данном месте.
Другие силы, к которым относятся приливообразующие силы, си лы, возникающие в результате действия солнечной радиации на ат мосферу и водные массы океана, и силы, развивающиеся вследствие внутренней энергии Земли, действуют на водные массы океана в це лом значительно меньше, чем сила тяжести. В отличие от последней все эти силы стремятся вывести водные массы из состояния равно весия и вызывают отклонения поверхности океана от состояния по коя. В силу того, что одновременно на водные массы действуют раз личные силы и в водах океана одновременно развиваются различные процессы, наблюдаются весьма сложные изменения положения уро венной поверхности, которые в фиксированной точке проявляются в виде колебаний уровня моря. Эти колебания могут быть п е р и о д и ч е с к и м и , н е п е р и о д и ч е с к и м и и в е к о в ы м и .
К периодическим колебаниям уровня относятся: приливно-отлив ные*, метеорологические (см. гл. IV); колебания, происходящие в результате годового хода осадков, испарения и стока вод, и колеба ния, связанные с периодическим изменением направления ветра, на пример, в области действия муссонов **.
* П р и л и в н о -о т л и в н ы е к о л е б а н и я п о д р о б н о р а с с м а т р и в а ю т с я в п о с л е д у ю щ и х п а р а г р а ф а х н а с т о я щ е й гл а в ы .
* * М у с с о н ы , — д о с т а т о ч н о у с т о й ч и в ы е т е ч е н и я о б щ е й ц и р к у л я ц и и а тм о с ф е р ы , м е н я ю щ и е с в о е н а п р а в л е н и е о т з и м ы к л е т у н а п р о т и в о п о л о ж н о е ; в у м е р е н н ы х ш и р о т а х з и м о й м у с с о н ы в ы н о с я т в о з д у х с м а т е р и к а н а о к е а н , л е т о м — н а о б о р о т ,
183
Непериодические колебания уровня моря вызываются случайны ми изменениями величины осадков, испарения и стока, действием ветра случайного направления, подводными землетрясениями и из вержениями (в результате чего могут образоваться цунами), времен ными течениями, непериодическим изменением атмосферного давле ния, изменением плотности воды и другими причинами.
Зависимость уровня от величины осадков, испарения и стока оче видна и характер изменения уровня в годовом разрезе определится климатологическими характеристиками района. Непериодические колебания уровня, вызванные изменениями испарения, осадков и стока составляют обычно порядка 10—20 см. В отдельных же слу чаях колебания уровня по этим причинам могут достигать и боль ших значений в зависимости от местных условий, особенно в морях, в значительной степени изолированных от океана.
Изменение уровня при действии ветра связаны со сгонно-нагон ными явлениями, наблюдающимися в прибрежной зоне моря. В ре зультате трения между воздухом и водой возникает поступательное движение частиц воды на поверхности, распространяющееся затем на некоторую глубину. Иногда в движение вовлекается слой воды толщиной до нескольких дёсятков метров. В мелких морях и в мел ководных районах глубоких морей движение воды совпадает с на правлением ветра. Если ветер дует в сторону берега, то в резуль тате притока воды уровень у берега повышается — происходит на гон воды; при направлении ветра от берега происходит понижение уровня — наблюдается сгон воды. В глубоких морях полный поток ветрового течения отклоняется от направления ветра, примерно, на 90° и в этом случае сгонно-нагонные явления будут иметь место при ветре вдоль берега.
Величина сгонно-нагонных колебаний зависит от местных усло вий, в частности, от рельефа дна и конфигурации береговой линии. Наибольшие колебания уровня при сгонно-нагонных явлениях на блюдаются у отмелых берегов, в длинных сужающихся заливах, узких проливах и устьях рек. В этих условиях колебания уровня достигают 2—3 м и более при скорости изменения уровня воды до десятков сантиметров в час; продолжительность самого явления ко леблется от нескольких часов до 2—3 суток.
Значительные сгонно-нагонные колебания уровня в Советском Союзе наблюдаются в Азовском море, где разность уровней у наветреннего и подветренного берегов составляет иногда до 3,0 м и более. Были случаи, когда в районе Таганрога при сгонных ветрах вода уходила от берега на 5 км. В Каспийском море, в устье Волги, подъем воды при нагоне достигает 2,0 м, а спад при сгоне— 1,0 м. Обычная же величина сгонно-нагонных колебаний относительно не велика и изменяется в довольно узких пределах. Так, например, для
в с в я з и с р а з в и т и е м н а д м а т е р и к а м и о б л а с т и в ы с о к о го д а в л е н и я з и м о й и н и з к о г о — л е т о м ; в з о н е т р о п и к о в м у с с о н ы м е н я ю т с в о е н а п р а в л е н и е через п о л го д а и з -з а р а з л и ч н о г о н а г р е в а н и я п о л у ш а р и й и д в и ж у т с я из « з и м н е г о » в « л е т н е е » п о л у ш а р и е .
184
прибрежных районов морей Советского Союза понижение уровня 95%-ой обеспеченности при сгоне не превышаете 50 см (табл. Ѵ-1).
При постоянном действии ветра, например, пассатов * может иметь место постоянно высокое или постоянно низкое стояние уров ня. Это является одной из причин того, что у восточных и западных берегов Центральной Америки разность уровней достигает 50 см.
Т а б л и ц а Ѵ - 1
Обобщенные сгонные уровни 95%-ной обеспеченности для разных морей СССР
(п о Т . П . М а р ю т и н у )
Море |
Сгон, см |
Б е л о е |
30 |
Б а р е н ц е в о |
35 |
К а р с к о е |
4 0 |
Л а п т е в ы х |
4 5 |
В о с т о ч н о - С и б и р с к о е |
4 5 |
Море |
Сгон, см |
Ч у к о т с к о е |
4 5 |
Б е р и н г о в о |
40 |
О х о т с к о е |
38 |
Я п о н с к о е |
35 |
Б а л т и й с к о е |
30 |
При изменении количества тепла, поступающего от солнца (сол нечной радиации), изменяется температура, а следовательно, и плотность воды, что вызывает непосредственное изменение уровня,— повышение его при уменьшении плотности и понижение при увели чении плотности. В некоторых случаях значительное изменение плотности большее, чем от действия солнечной радиации, происхо дит вследствие перемещения масс воды течениями.
Непериодическое изменение различных факторов и главным об разом атмосферного давления над морем вызывает при определен ных условиях колебания уровня в результате образования сейш (см. гл. IV). При медленном изменении давления на достаточно боль шом пространстве, когда поверхность воды успевает занять новое положение равновесия, происходит изменение уровня из-за стати ческого действия давления. При изменении высоты столба ртути в барометре на 1 мм уровень воды изменяется на 13,3 мм, или изме нение давления на 1 мбар вызывает изменение уровня на 1 см. Од нако измеренные величины колебания уровня при изменении ста тического давления в некоторых случаях отличаются от указанной величины и тем больше, чем больше влияние местных условий.
Движение барической системы над ыевозмущенной поверх ностью моря вызывает динамические изменения уровня, которые как показывают расчеты, значительно больше статических.
Обычно изменение уровня происходит в результате совместного действия указанных факторов, что объясняется их взаимообуслов-
* Пассаты — в е т р ы , н е п р е р ы в н о д у ю щ и е н а д о к е а н а м и в т р о п и ч е с к и х з о н а х о б о и х п о л у ш а р и й с п р и м е р н о п о с т о я н н о й с и л о й в 3— 4 б а л л а ; п а с с а т ы в о з н и к а ю т в р е з у л ь т а т е н а л и ч и я с у б т р о п и ч е с к о г о а н т и ц и к л о н а (о б л а с т и в ы с о к о г о д а в л е н и я ) и з а х в а т ы в а ю т с и л о й в о з д у х а т о л щ и н о й в н е с к о л ь к о к и л о м е т р о в .
185
ленностыо и взаимосвязанностью: одновремен ное действие давления и ветра объясняется не посредственной связью между характером рас пределения давления и направлением ветра; понижение давления, как правило, сопровож дается уменьшением испарения и увеличением осадков и стока.
Так, например, у западных берегов Индии и Бирмы уровень понижается при зимнем севе ро-восточном муссоне и повышается — при лет нем юго-западном (рис. Ѵ-1, 2).
В этом же направлении здесь действуют изменения давления (так как область низкого давления летом смещается в северное полу шарие) и обильное выпадение осадков, обу словленное поступлением в период летнего муссона влажного воздуха из экваториальной области.
Направленность действия отдельных факторов на изменение уровня моря зависит от ряда причин и, в частности, от характера береговой линии и может меняться от места к месту. Это, например, видно из сравнения рассмотренного хода уровня у берегов Индии и Бирмы с изменением уровня в порту Аден, расположенном в глу бине Аденского залива (северо-западная часть Индийского океана). Поскольку Аденский залив ориентирован примерно с юго-запада на северо-восток, то хотя характер изменения давления и осадков здесь тот же, что и в первом случае, высокий уровень в Адене на блюдается зимой при северо-восточном муссоне и низкий уровень — летом при юго-западном муссоне (рис. Ѵ-1, 1), так как изменения уровня, обусловленные изменением давления и осадков, всегда зна чительно меньше, чем вызванные действием ветра, дующего вдоль залива (сгон или нагон воды).
Периодические колебания уровня, в том числе, вызванные кли матическими факторами, наблюдаются не только в океанах, но и в морях. Так, например, в Черном море годовой ход уровня имеет максимум в июне месяце (рис. Ѵ-2, а), что связано с увеличением стока рек за счет весеннего паводка и выпадением большого коли чества осадков в апреле — мае, и минимум в октябре.
В Балтийском море (рис. Ѵ-2, б) изменение уровня вызывается изменениями барической обстановки и связанной с ней системы вет ров, а также изменением речного стока. Минимальный уровень на блюдается весной в апреле, когда восточные ветры вызывают сгон воды и осадков выпадает мало. В мае с поступлением паводковых вод и началом преобладания западных ветров, уровень начинает повышаться и достигает максимума в августе'— сентябре, когда над морем устанавливается низкое давление. С уменьшением стока рек в октябре имеет место понижение уровня, затем уровень снова по вышается и наблюдается второй максимум в январе вследствие дей ствия нагонных западных и юго-западных ветров.
186
г
Рис. Ѵ-2. Годовой ход уровня в различных районах Черного (а) и Балтийского (б) морей:
/ _ Одесса; |
2—Фе од оси я; 3—Новороссийск; |
4—Б а ту ми; 5—Тогшлла; |
6' —К р о н ш т а д т ; 7— |
|||||
На рв а; |
8 — |
Вы бо рг; |
9 |
—Гогланд; |
10 -- Та лл ин; |
// - - Хельсинки; 12 —Вентспилс; |
1 3 —Колкас- |
|
ракс; 14 |
—Л и еп ая; |
15 |
—Ш в е д с к и й |
берег Б а лт ийс ког о моря; 16—ю ж н ы й |
берег |
Балт ийс ког о |
||
|
|
|
|
моря; |
17 —Каттегат; 18 —Г о л л а н д и я |
|
|
Сгонно-нагонные колебания сопровождаются сопутствующими явлениями, действующими в том же направлении. В мелком водое ме при понижении давления над морем и повышении давления над сушей и прибрежной зоной развивается ветер, дующий с суши на море, и уровень воды у берега понижается из-за сгона воды. Одно временно в прибрежной зоне уровень понижается вследствие ста тического действия давления; ветер сгоняет в море теплые с малой плотностью поверхностные воды и на их место к берегу по дну поступают холодные, более плотные воды с глубины, что также вы зывает понижение уровня. Наконец, в этом же направлении дей ствует и отсутствие осадков в прибрежном районе при расположе нии области повышенного давления над сушей. При обратном рас положении областей повышенного и пониженного давления будет иметь место повышение уровня.
Однако в зависимости от местных физико-географических усло вий сочетание действующих факторов может быть и отличным от приведенного.
Особенно большое изменение уровня происходит при совпаде нии по фазе сгонно-нагонных колебаний и метеорологических коле баний, если еще к тому же период последних совпадает с периодом собственных колебаний водоема (сейши). Именно этими причина ми объясняются наводнения в Ленинграде, когда повышение уровня относительно нуля Кронштадского футштока достигало 382 см (1924 г.) и 424 см (1824 г.).
187
Вековые колебания уровня происходят в результате медленных вертикальных движений материков, изменения гидрологического режима в бассейнах питающих рек (Каспийское море) и вследствие таяния ледников.
§ 2. ЯВЛЕНИЕ И ТИПЫ ПРИЛИВОВ
Из всех видов колебаний уровня наиболее полно изучены перио дические приливно-отливные колебания, разработанная теория ко торых позволяет прогнозировать это явление в пространстве и во времени, что имеет огромное практическое значение.
Приливно-отливные явления, или приливы, обусловленные взаи модействием между Землей, Луной и Солнцем, представляют собой волновые движения, проявлением ікоторых служат периодические изменения уровня и течения.
Процесс подъема уровня воды, который на отмелом берегу со провождается наступлением воды на берег, называется приливом; процесс понижения уровня воды, сопровождающийся на отмелом берегу отступлением воды от берега, называется отливом. Наивыс ший уровень воды в процессе подъема называется полной водой (ПВ), наинизший ее уровень во время отлива — малой водой (МВ). Разность уровня смежных полной и малой вод называется величи ной прилива.
Высота уровня воды над н у л е м г л у б и н ы называется высо той прилива, или поправкой глубин, причем на советских морских картах поправка глубин всегда положительна, поскольку в СССР
за нуль глубины принят теоретический нуль глубин (ТНГ). Промежутки времени от момента малой воды до момента после
дующей полной воды и от момента полной воды до последующей малой воды называются соответственно продолжительностью роста или подъема (Гр) и падения (Гп) уровня воды. Промежуток време ни между двумя последовательными полными или малыми водами называется периодом прилива, значение которого меняется в зави симости от типа прилива от одних лунных суток, равных 24 ч 50 мин среднего солнечного времени, до четверти суток.
В дни астрономических сизигий, когда Земля, Луна и Солнце находятся в одной плоскости, перпендикулярной земной орбите, наблюдаются, так называемые, сизигийные приливы, характеризую щиеся наивысшим уровнем полных вод и наинизшим уровнем ма лых вод, что определяет наибольшее значение величины прилива.
Когда Луна и Солнце располагаются относительно Земли в плос костях, взаимно перпендикулярных, что бывает в дни астрономиче ских квадратур, наблюдаются, так называемые, квадратурные при ливы; при этом имеет место наименьшие подъем и падение уровня и, следовательно, наименьшее значение величины прилива.
Величина прилива зависит также от склонения * Луны: при
* В первой экваториальной системе небесных координат основным кругом служит небесный экватор и полюсом — полюс мира. Через светило и полюс мира проводят круг склонения. Длина дуги этого круга от экватора до светила есть первая координата — склонение светила б.
188
максимальном склонении б?»28°, южном или северном, величина прилива наибольшая — наблюдается тропический прилив (Луна на ходится вблизи тропиков); при нулевом склонении Луны имеют место экваториальные (равноденственные) приливы, величина ко торых наименьшая.
Из-за влияния местных физико-географических условий наступ ление максимального прилива запаздывает относительно момента времени астрономической сизигии и максимального склонения Лу ны. В первом случае это запаздывание называется возрастом полу суточного прилива, во втором — возрастом суточного прилива.
Промежуток времени от момента кульминации Луны на мери диане места до момента наступления первой после этого полной воды называется лунным промежутком (рис. Ѵ-3).
Средняя величина лунных промежутков за половину лунного месяца*, постоянная для данного места, называется средним при кладным часом. Средний из лунных промежутков в сизигии при на хождении Луны и Солнца в плоскости экватора, т. е". при склоне нии, равном нулю, на среднем расстоянии от Земли называется прикладным часом порта. Теоретически вычислить эту величину не представляется возможным, так как невозможно найти момент вре мени, удовлетворяющий всем указанным условиям, и, кроме того, очень трудно учесть влияние местных условий на величину лунных промежутков. Поэтому прикладной час порта определяют по дан ным достаточно большого числа наблюдений, как средний из лун ных промежутков в дни сизигий. Поскольку последняя величина меняется от места к месту, то и прикладной час порта для каждого пункта имеет конкретное значение.
Некоторые дополнительные термины для смешанного прилива показаны на рис. Ѵ-3.
Длительные наблюдения за приливами позволили установить на личие отклонений от средних значений величин приливов и времени наступления полных и малых вод, которые вызываются изменением взаимного расположения Земли, Луны и Солнца. Эти отклонения получили название неравенств приливов и могут быть суточными, полумесячными, месячными (параллактическими) и длиннопериод ными.
Суточные неравенства приливов выражаются в неравенстве вы сот двух смежных полных и малых вод и неравенстве во времени их роста и падения в течение суток** (рис. Ѵ-3). Величина суточных неравенств имеет наибольшее значение при максимальном склоне нии Луны и Солнца и наименьшее — при склонении, равном нулю.
Полумесячные неравенства бывают по высоте и по времени. Не равенства по высоте представляют собой изменение в течение полу месяца величины прилива в соответствии с фазой Луны и в зависи
* Лунный (звездный или сидерический) месяц — средний период возвраще
ния Луны к той же долготе при вращении вокруг |
Земли — составляет 27 суток |
7 ч 43 мин Л 1,47 сек среднего солнечного времени |
(27,32 сред, солнечных суток). |
** Здесь везде имеются в виду лунные сутки. |
|
189