Механізм хвильової діяльності. Види течій у береговій зоні

Більшість процесів на морських берегах дослідники поділяють на вітрове хвилювання та брижі. Перше виникає під дією рухомих мас повітря — вітру — на водну поверхню. При цьому в поверхневому шарі води, товщина якого зумовлюється швидкістю та тривалістю вітру, довжиною його шляху над водною поверхнею («довжиною роз­гону»), виникають коливальні рухи. Суть полягає у тому, що молеку­ли води починають рухатися по орбітах, які розміщуються у верти­кальній площині щодо напряму дії вітру. В ідеальному випадку ці орбіти мають вид кола, і відповідно швидкості руху молекул в усіх точках орбіти мають бути однаковими. При цьому молекули води розміщуються рядами, внаслідок чого поверхня, яка зазнає хвильово­го руху, набуває вигляду улоговин і валів, розміщених паралельно один до одного.

Унаслідок незначної в’язкості води після припинення дії чинника, який спричинив хвилювання, — вітру — поверхня моря ще тривалий

час залишається неспокійною. Після того як вітер ущухне, відбу­вається «упорядкування» хвилювання: хвилі зазнають інтерференції, малі хвилі поглинаються великими, вони набувають симетричного по­перечного профілю, впорядковуються їхні висоти, довжини, період, відносно короткі та непаралельні раніше гребені хвиль перетворю­ються на гряди хвиль значної протяжності, які паралельні одна до одної. Це — хвилі-брижі.

Для характеристики морських хвиль використовують такі показ­ники: висота хвилі /г — перевищення гребеня хвилі над сусідньою улоговиною; довжина хвилі Ь — відстань між двома сусідніми гребе­нями; період Т — час, упродовж якого відбувається повний перебіг молекули по орбіті. У структурі хвилі розрізняють такі елементи, як гребінь, схили, улоговина, фронт, промінь хвилі (рис. 117).

Морській хвилі властива потенціальна й кінетична енергії. Повну енергію хвилі (Е) визначають за формулою

^Е = ^ядк²ь,

де <7 — густина води; д — прискорення вільного падіння; /г — висота гребеня хвилі над улоговиною; і — відстань між двома сусідніми гребенями. Із формули випливає, що найважливіше значення для ха­рактеристики енергії хвилі має її висота.

Згідно з теорією морських хвиль, розмах хвильових коливань у товщі води за збільшення глибини в арифметичній прогресії змен­шується у геометричній. Вважають, що максимальна глибина, на якій хвиля ще діє на морське дно, становить не більше 1/2 її довжини.

Розрізняють хвилі глибокого моря (детально розглянуті вище) та хвилі мілководдя. Хвилі мілководдя — це хвилі, які проходять над глибинами, меншими ніж 1/2 їхньої довжини, тобто це хвилі, що за­знають впливу морського дна. Цей вплив, зокрема, виявляється в тому,

161. 

162. Рис. 117. Основні елементи і параметри хвилі 356

що орбіти краплин води деформуються і набувають вигляду непра­вильних еліпсів, сплющених знизу (рис. 118). Внаслідок цього вини­кає нерівність орбітальних швидкостей, яку називають асиметрією швидкостей: швидкості руху краплин води по орбіті у бік берега зростають, а швидкості руху у протилежному напрямі — зменшують­ся. Це явище пояснюється відмінностями швидкостей хвиль у верхній і нижній частинах траєкторії.

Асиметрія хвильових швидкостей має велике значення для динамі­ки наносів у береговій зоні. Вона зумовлює неоднаковий характер руху часточок наносів, які мають різні розміри. Більші часточки мо­жуть зрушитися з місця лише за значних швидкостей, які спрямовані у бік берега. Тому великі часточки наносів на дні берегової зони мають тенденцію до пересування вверх по схилу, у бік берегової лінії. Дрібні часточки, навпаки, здатні зрушитися з місця за дуже незнач­них швидкостей, а за великих — можуть відірватися від дна, перейти у завислий стан і надалі зазнати впливу течій, спрямованих у бік берега.

Руйнування хвиль і прибійний потік. Деформація орбіти у хвилі супроводжується деформацією її профілю. Передній схил хвилі зі зменшенням глибини, тобто у міру наближення до берега, стає дедалі стрімкішим (рис. 119). Зрештою, крутість схилу досягає критичної величини, і гребінь хвилі, який нависає над улоговиною, обрушується.

Н апрям вітру /^Рівень води\

■>

Дно

Рис. 118. Характер орбіт крап­лин води у зоні мілководая

Рис. 119. Хвильовий перенос у бе­реговій зоні (а) і прибійний по­тік та розподіл швидкостей у ньо­му (б)

Таке руйнування хвилі відбувається зазвичай на глибині, що при­близно становить 1/2 або майже повну висоту її гребеня.

Унаслідок неоднорідності вітрових чинників навіть за того само­го хвилювання висота хвиль неоднакова. Тому руйнування хвиль відбувається у межах хоча і цілком визначеної, проте досить широкої зони.

Під час руйнування хвилі її гребінь перетворюється на плас­кий потік води, який накочується на берег. Це так званий прибійний потік, або накат. Рух його відбувається за інерцією, яку має ма­са води, що утворила цей потік унаслідок обрушення гребеня. Тут коливальний рух води практично повністю припиняється і змінюєть­ся на турбулентний. Якщо берег має урвище або уступ, то прибій­ний потік із силою б’ється об нього і діє на нього механічним (вірні­ше — гідравлічним) способом, унаслідок чого відбувається руйну­вання уступу (урвища) прибоєм — абразія берега. Якщо берег має вид акумулятивної нахиленої поверхні — пляжу, то прибійний по­тік, забігаючи вгору (вихлюпуючись) по цій поверхні, втрачає швид­кість, і надалі, коли вона стає нульовою (точка, де швидкість при­бійного потоку знижується до нульового значення, має назву вер­шина вихлюпування), відбувається стікання води під впливом сили гравітації, тобто у напрямі найбільшого ухилу цієї поверхні, відкочу вання.

Таким чином, верхня і нижня межі берегової зони визначаються межами хвильової дії на берег, а саме: нижня межа розміщується на глибині, що дорівнює половині довжини хвилі, тобто тій ізобаті, де починається деформація хвиль, а верхня визначається лінією вихлю­пування, утвореною сукупністю вершин прибійного вихлюпування (рис. 120).

Р

2 3 4

Рис. 120. Траєкторія прибійного потоку на пляжі за умови підхо­ду хвиль до берега під кутом (за О. Леонтьєвим і Г. Ричаговим, 1988):

— напрям результуючого пото­ку — поздовжньої берегової течії;

— 4 — вершини вихлюпу

у разі значно порізаного берега, оскільки кожний відтинок фронту намагається зайняти положення, паралельне відповідній ділянці не­рівного берега, відбувається стиснення фронту біля мисів та розтягу­вання у бухтах. Унаслідок цього на ділянках виступів берега вини­кає концентрація хвильової енергії, а у ввігнутостях берегового кон­туру — її розсіювання.

Хвильові течії у береговій зоні. Хвильові процеси призводять до порушення однорідності водної маси, що особливо виявляється у береговій зоні. Тому тут утворюються різні течії, які мають велике значення для переміщення осадового матеріалу та формування но­вих типів осадових відкладів. Орбіти, по яких рухаються молекули води, насправді є дещо розімкненими, що пояснюється пульсаційним характером дії вітру на водну поверхню. Завдяки цьому відбуваєть­ся не тільки зміна форми хвилі, а й фактичне переміщення маси води у напрямі поширення хвилювання, тобто у бік берега. Тому рівень моря поблизу берегів перевищує рівень у відкритому морі. Різниця рівнів води спричинює утворення течій, які її компенсують. Ці течії називають хвильовими течіями.

Дослідники розрізняють енергетичні (поздовжні берегові), гра­дієнтні, розривні течії та компенсаційні протитечії.

Енергетичні течії — це процес перенесення води вздовж берега за умови підходу хвиль до берега скісно. Він зумовлюється уздовж- береговим складовим відповідного хвильового потоку енергії і може проявитися у будь-якій частині берегової зони, але найефективніше відбувається там, де руйнуються хвилі. Вважають, що приблизно 0,15 загальної енергії хвилі переходить у хвильову енергетичну, так звану поздовжню берегову течію (рис. 121).

Градієнтна течія виникає у разі нахилу рівня моря вздовж бе­рега, тобто внаслідок різного положення поверхні. Такий ухил утво­рюється внаслідок нерівномірності хвильового нагону, неоднорідно­сті поля рефракції хвиль або рельєфу підводного берегового схи­лу. Утворена течія прямує вздовж берега від ділянок підвищеного рівня до ділянок зниженого і відіграє важливу роль у перенесенні наносів.

Компенсаційні протитечії посідають особливе місце в обміні ре­човиною між прибійною зоною та зоною руйнування хвиль, з одного боку, та зоною підводного берегового схилу — з другого. Це відтікан­ня надлишків води у бік моря по нормалі до ізобат.

Р

_/ :>

спадистий підводний схил, перше руйнування хвиль відбувається ще задовго до берега. Маси води, які нагромаджуються поблизу берега, підштовхуються «живою силою» прибою доти, доки не обрушаться на будь-яку ділянку, де рівень води дещо нижчий. Потім маси води повертаються до моря у виді розривної течії. Ці течії завдяки бурх­ливому характеру розвивають швидкість до кількох метрів на секун­ду і здатні виносити з прибережної смуги значну кількість завислих наносів.

Вітрові течії і вітровий нагін. Вітрові течії — це течії відкрито­го моря, що утворюються під дією вітрів, заходять у межі прибереж­ного мілководдя і передають енергію воді опосередкованим спосо­бом. Оскільки вітер діє зазвичай на більшій площі, ніж площа бере­гової зони, то тут можуть виявлятися лише периферійні зони вітро­вих течій. За швидкістю дії вітрові течії повільніші, ніж хвильові у

— 5 разів.

Вітровий нагін спричинюється тривалими сильними вітрами, спря­мованими з моря до суходолу, і зумовлює загальне переміщення води у бік берега, причому на незначних глибинах цим рухом може охоп­люватися вся її товща.

Середня величина вітрових нагонів становить для Білого моря 0,3 м, для Каспію — 0,5 —0,7 м, для західного берега Жовтого моря —

6 м. Проте під час штормів можуть утворюватися нагони значно вищі, внаслідок чого створюються значні проблеми для багатьох на­селених пунктів уздовж узбереж Балтійського, Каспійського та інших морів. Так, у Галвестоні (Мексиканська затока) висота нагону дося­гала 6 м, на узбережжі моря Лаптєвих нагони часто бувають заввиш­ки 6 — 7 м. У деяких районах узбережжя Світового океану високі нагони накладаються на сигізійні припливи (це припливи й відпливи, які збігаються з новим і повним Місяцем), що зумовлює катастрофічні повені, як, наприклад, у Бангладеш, де рівень води може піднятися до

м вище за нульову позначку.

Припливи й відпливи також беруть участь у динаміці течій бере­гової зони. За припливу маса води прямує до берега, а за відпливу — від берега до моря. Це найтиповіший вид припливної течії, який нази­вають реверсивним. Важливою особливістю цього процесу є відмін­ності в часі, який припадає на приплив і відплив, а отже, і в їх швид­кості. Приплив менш тривалий за часом, ніж відплив, а припливна те­чія має більшу швидкість, ніж відпливна.

У затоках, звужених до вершин, під час проходження припливної хвилі спостерігається різке зростання її висоти, оскільки внаслідок скорочення загальної протяжності фронту хвилі відбувається пере­розподіл енергії. Тому реверсивна течія має значно більшу енергію і вищу здатність для перенесення завислих наносів.

У відкритому морі та дуже великих затоках або широких прото­ках припливні течії не мають реверсивного характеру і тому їхня роль у формуванні форм рельєфу узбереж незначна.