24. Поняття рівня моря. Рівнем моря називається висота поверхні моря, вільної від впливу вітрових хвиль і хвиль брижі, що вимірюється щодо умовного обрію.

Характеристики рівнів моря. Для практичних і наукових цілей прийнято обчислювати наступні характеристики рівнів:

• середній добовий рівень обчислюється як середнє з щогодинних (при наявності самописцю рівня) або термінових (по водомірній рейці) значень рівня за добу; коливання середніх добових рівнів досягають 2-3 м;

• середній місячний рівень обчислюється як середнє з щогодинних або термінових значень рівня за місяць; середні місячні рівні того самого пункту можуть розрізнятися на кілька десятків сантиметрів;

• середній річний рівень визначається як середнє з щогодинних або термінових значень рівня за рік; можна розраховувати середній річний рівень із середніх місячних рівнів; зміни середніх річних рівнів невеликі – до 20 см;

• середній багаторічний рівень визначається як середнє арифметичне із середніх річних рівнів за визначений період часу; для забезпечення потрібної точності, необхідно мати досить тривалий ряд спостережень;

• нормальний рівень – середній багаторічний рівень, що залишається незмінним при збільшенні ряду спостережень, включених в осереднення.

Нуль глибин – умовна поверхня, від якої даються оцінки глибин на морських навігаційних картах. На морях, де середня величина припливу менш 50 см, за нуль глибин приймається середній багаторічний рівень моря. На морях із припливами як нуль глибин приймається найнижчий теоретичний рівень – розрахунковий припливний рівень, найменший з можливих за астрономічними умовами.

Нуль Кронштадтського футштока – горизонтальна риска на металевій пластинці, що укріплена на підвалині моста через Обвідний канал у м. Кронштадті (Росія), розташована на висоті, що відповідає середньому рівні моря за період 1825-1840 рр. Цей нуль був розрахований і встановлений у 1840 р. російським дослідником М.Ф.Рейнеке. За минулі посля цього понад 100 років середній рівень моря і положення Кронштадтського нуля істотно не змінилися. У колишньому Радянському Союзі і зараз у Східній Європі нуль Кронштадтського футштока офіційно прийнятий як нульова поверхня системи абсолютних відміток (Балтійська система висот – БС).

Зміни рівня моря. Спостереження над рівнем моря в будь-якій точці Світового океану показують, що його дійсна поверхня не залишається в спокої, а знаходиться в безперервному коливанні під впливом багатьох сил і відхиляється від поверхні геоїда. Ці зміни і сили, які їх викликали можна об’єднати в наступні основні групи.

• короткочасові – коливання пов’язані з наступними причинами: 1)припливами на морі, 2)хвилюванням, в тому числі й сешами, 3)згонно-нагонними явищами; тривалість короткочасових змін незначна – від годин до кілька діб;• сезонні коливання рівня води виявляються за усередненими даними за рік, аналізується середній місячний рівень; визначаються більшою тривалістю – в межах року; причинами є – зміни об’єму води у водоймищі, зміна

водного балансу, вплив сезонних коливань атмосферного тиску та вітрів, льодовийрежим моря, стік річокз14

суходолу; за річною кривою, максимум рівень моря сягає влітку, а мінімум – взимку; ці коливання невеликі – у межах 20-30 см;

• довгоперіодичні коливання охоплюють історичні інтервали часу – до кількох років (так звані – міжрічні коливання) та десятків і сотень років (вікові коливання); такі зміни рівня моря пов’язані із коливаннями клімату, розвитком літосфери. Можна окреслити 2 основні причини довгоперіодичних коливань: 1)гідрократичні – зміни об’ємів води, що заповнює океанічні западини, особливо під час епох покривних зледенінь; 2)геократичні причини – пов’язані з віковими рухами земної кори, які ведуть до змін форм і розмірів океанів; іноді гідрократичні та геократичні причини об’єднують в одну групу – евстатичних коливань.

25. ЛЬОДОВИЙ РЕЖИМ Світового океану – закономірні сезонні зміни льодового покриву та його руху як в цілому, так і окремих криг. Як і температурний режим також пов'язаний з тепловим балансом океанських вод.

Загальні закономірності льодового режиму вод Світового океану. Можна описати кілька наступних провідних рис.

1. Льодом постійно покрито 3-4% океану, але за рахунок однолітніх сезонних криг ця площа збільшується до 15%.

2. Найбільшого розповсюдження льодовий покрив досягає наприкінці зими: Арктика – квітень Антарктика – вересень.

3. Площа зайнятих льодом територій в Арктиці – 11 млн. км2, в Антарктиці – майже 20 млн. км2.

4. Тривалість існування льодового покриву коливається від кількох тижнів у помірних широтах, до майже постійного у високих.

5. Замерзання морської води залежить від температури та солоності води Закономірність – чим вище буде солоність води тим нижчою буде точка температури замерзання.

6. Однак при замерзанні певна кількість солей у вигляді концентрованих розсолів залишається у льоді (понад 50‰), а солоність океанського льоду у середньому становить 3-8‰, з коливаннями від 0‰ до 15‰, іноді і до 22‰ (в Антарктиці). У океанському льодові сіль знаходиться у порах та капілярах, комірках.

Океанський лід має багато варіантів виникнення, час існування, рухливість.

ЛЬОДОВИТІСТЬ ОКЕАНУ – характеристика льодових умов океану, яка зв’язана із масою льоду, площею, що він займає, терміном появи, режиму, тривалістю льодоставу, середньою товщиною і щільністю льоду. Визначають у відсотках – площа покриття поверхні океану льодом.

За ознакою льодовитості всі моря та акваторії відкритого океану можна розділити на 3 типи:

• льодовиті – криги льоду існують цілий рік і навіть влітку льодовитість не менше 50%;

• замерзаючі моря – льодовий покрив є тільки у холодну пору року;

• моря та акваторії, які ніколи не мають льодового покриву або навіть льодових явищ (голки, сало).

Закономірності розподілу льодового покриву в Світовому океані. Закономірності розподілу льоду в Океані напряму залежать від погодно-кліматичних умов, географічного положення акваторії, замкненості та континентальності акваторії.

У північній півкулі максимум площі покриття льодом спостерігається у березні-квітні, коли середня межа льодового покриву сягає 62° півн. ш. (без урахування південних морів – Чорного, Азовського). Влітку лід тане і його південна межа відступає на північ до 77° півн. ш. у вересні місяці.

У південній півкулі – максимум льоду спостерігається у вересні, а середня його межа сягає 57-60° півд. ш. У квітні наявний мінімум льодовитості океану – межа поширення криг опускається до 68-70° півд. ш.

26. Генетична класифікація океанського льоду. Критерій – криги поділяють на типи в залежності від того де утворився лід, як та звідки він потрапив у океан. Океанський лід поділяють на 3 типи:

1. власне морський лід – утворився при замерзанні самої морської води;

2. річковий лід в океані – утворився на річках, але винесений у море;

3. айсберги або льодові (крижані) гори – уламки льодовиків суходолу.

Утворення океанського льоду. Утворюється і розвивається упродовж кількох етапів: молодик (молодий і щойно утворений лід), далі однорічний лід, далі дворічний, і нарешті – багаторічний (паковий) лід.

І. Формування молодого льоду – молодику. Молодик – шершавий, на великих площах вирівняний лід, сірого і світло-сірого кольору (бульбашки повітря надають темні тони) і товщиною 10-30 см. Такий лід може утворитись кількома варіантами, шляхами, формами.

1 варіант утворення молодику – при настанні стійкого похолодання, температура води знижується, з’являється лід у вигляді льодових кристалів, що ростуть у довжину – ЛЬДОВІ ГОЛКИ. 15

З часом льодові голки ростуть у довжину, кількість їх збільшується, вони змерзаються і утворюються льодові плями – ЛЬОДОВЕ САЛО.

Подальший розвиток льоду залежить від погодних умов та солоності води, хвилювання води.

Шляхи розвитку льодового сала:

1) при штилі утворюється напівпрозорий суцільний покрив – НІЛАС.

2) якщо водна поверхня дуже опріснена, то утвориться прозора подібна до скла корка – СКЛЯНКА, або ЛЬОДЯНА КОРКА.

3) при невеликому хвилюванні, що перешкоджає утворенню суцільної льодової поверхні, утворюються криги невеликих розмірів 30-50 см майже округлої форми – БЛИНЧАСТИЙ ЛІД, криги зростаються, їх краї є припіднятими і спаяними.

4) при сильному хвилюванні до сала пристає внутрішньоводний лід, але вони не змерзаються у моноліт, а утворюють подібне до льодяної каші – ШУГА.

2 варіант утворення молодику – СНІЖУРА – початкова форма льоду, що утворюється – внаслідок випадіння снігу на переохолоджену солону водну поверхню, так як температура океанської води нижче 0oС, то сніг не тане, а надмокаючись дає початок льоду.

3 варіант утворення молодику – утворення океанського льоду у товщі води – так званого ВНУТРІШНЬОВОДНОГО ЛЬОДУ. Його утворення відбувається внаслідок конвекції води, льодяні голки обламуються і опускаються на дно і в товщу води, а значить такий лід не буде голчатим. Відомі 2 форми дві форми такого льоду.

ГУБЧАСТИЙ ЛІД – знаходиться у товщі води.

ДОННЙЙ ЛІД – лід, який примерз до предметів, які знаходять на дні, іноді він відривається і спливає та примерзає знизу до поверхневого льоду, або бере участь в утворенні океанської шуги.

II етап. Формування ОДНОРІЧНОГО льоду або дорослого льоду. Остаточно оформлюється наприкінці зими. Товщина цього льоду може бути від 60 до 180 см.

III етап. Формування ДВОРІЧНОГО ЛЬОДУ. Вік його існування більше року. Товщина його ще більша – до 2 м.

IV етап. Формування СТАРОГО або БАГАТОРІЧНОГО ЛЬОДУ. За кілька років існування його товщина збільшується до 3-4 м. Такий лід ще називають – ПАКОВИМ.

Айсбергів лід в Світовому океані. Айсберги – великі криги в океані материкового походження, це плаваючий лід. Це уламок льодовика, який упав у море. Продукуються шельфовими та вивідними льодовиками. Їх поверхня може підніматись над рівнем моря на 5 і більше метрів (до 40-90 м).

За формою айсберги бувають:

1. столоподібні;

2. пірамідальні;

3. куполоподібні;

4. форма руйнації (ковадла – наковальни по русски)

Класифікація океанського льоду за рухливістю. В ній виділяються 3 типи океанських криг.

1. Плаваючі або рухливі льоди - початкові форми льоду, айсберги, льодові плаваючі острови.

2. Нерухливий лід – донний лід, лід, який став на мілині – СТАМУХА, шельфовий лід, припай, забереги.

ЛЬОДОВИЙ ЗАБЕРЕГ – початкова стадія утворення припаю із ніласу або молодого льоду. Утворює смуги шириною 100-200 м, що обрамляють береги бухт, заток, проток, морів.

ПРИПАЙ – основна форма нерухливого льоду, являє собою океанський лід прикріплений до берегу. Ширина – від кількох метрів до кілька сот кілометрів від берегу.

ШЕЛЬФОВИЙ ЛІД – припай, що височіє на 2 і більше метрів над рівнем моря.

3. Дрейфуючий лід – криги різного розміру, які постійно дуже повільно рухаються у різних напрямах по поверхні океану під дією вітру та течій.

В процесі розвитку льодового покриву він постійно зазнає впливу зовнішніх чинників і змінюється. Зміни льодового покриву упродовж року або кількох років, коли він втрачає першопочаткову форму і структуру називають ДЕФОРМАЦІЯМИ ЛЬОДУ. Деформації викликаються вітром, підльодними рухом рідкої води, дрейфом самих криг. До основних форм деформацій океанського льоду належать наступні:

• ТОРОСИ – нагромадження льодових брил в місцях тріщин.

• ОПОЛОНКИ – місця розриву льодового покриву і виходу острівців води.

• ТРІЩИНИ на льодовому покриві.

30. Класифікація хвиль за довжиною. За співвідношенням довжини хвилі та глибини моря виділяються 3 типи хвиль:

• довгі хвилі – для них притаманне переважання довжини над глибинами місця поширення (наприклад – приаливні);16

• короткі хвилі – це вітрові хвилі (незначної довжини) глибокого моря;

• проміжні хвилі – хвилі мілководної зони.

Класифікація хвиль за висотою. Для характеристики хвиль за висотою прийнятою є шкала ступеня хвилювання (за Жуковим, 1976):

0 0 Хвилювання відсутнє, штиль

0,25 I Слабке

0,25—0,75 ІІ Помірне

0,75—1,25 ІІІ

1,25—2,0 IV Значне

2,0—3,5 V

3,5—6,0 VI Сильне

6,0—8,5 VII

8,5—11,0 VIII Дуже сильне

11,0 і більш IX Виняткове

Класифікація хвиль за характером руху свого профіля. За цим показником хвилі поділяють на 2 типи:

• поступальні, форма хвилі, яку можна бачити як вона переміщується в просторі;

• стоячі, видима форма хвиль у просторі не рухається.

Класифікація хвиль за впливом сил, які прагнуть повернути частинки води в положення рівноваги. Розрізняють 2 типи хвиль:

• капілярні хвилі (у їх формуванні основну роль відіграє сила поверхневого натягу); капілярні хвилі невеликі за розмірами і утворюються або при зародженні вітрових хвиль (брижі), або на поверхні основних гравітаційних хвиль;

• гравітаційні хвилі (тут основну роль має сила тяжіння Землі); в океанах і морях мають головне значення.

Класифікація хвиль за генезисом. Прийнятим є показник особливості сил, які викликають хвилю. Виділяються кілька типів хвиль:

• вітрові хвилі – викликаються вітром; підтипи вітрових хвиль такі:

- різновидом вітрових хвиль є хвилі, що продовжують поширюватися після послаблення сили вітру або зміни його напрямку, то вони називаються брижами; брижі, які поширюються за умов штилю називається мертвими;

- також особливі характеристики мають хвилі прибою; при підході до берегу, де глибина зменшується до нуля в урізі води, у хвилі відбуваються істотні зміни: змінюються її профіль і напрямок руху – хвильового променя. Хвиля, відбиваючись від берега, може утворювати стоячу хвилю. При руйнуванні хвилі виникає прибій (накат), або вскид, бурун. Різні варіанти деформації хвилі пов’язані з характером берега і прибережного рельєфу дна. При похилому дні і незмінній прибережній смузі передній схил хвилі стає крутіше, гребінь доганяє підошву, що йде попереду, обрушується й утворює прибій. Гребінь хвилі спрямовується на сушу, виникає захлюп. Чим більше хвиля, тим значнішу частину берега заливає захлюп. При похилому дні та високому крутому березі зривистий гребінь вдаряє в берег і вода підкидається вгору, утворюючи вскид. Вода при вскидах біля берегів океану піднімається на десятки метрів. При крутому березі і глибокому дні може відбуватися відбиття хвиль й інтерференція падаючих і відбитої хвиль, тобто утворення стоячої хвилі. Якщо неподалік від урізу води на дні є пасмо з меншими глибинами (подібне до коралового рифу), то хвиля, не доходячи до урізу, руйнується, утворюючи бурун. При великих хвилях бурун може утворитися і далеко від берегу на значних глибинах;

• анемобаричні хвилі – обумовлені зміною атмосферного тиску, згонно-нагонною дією вітру й інших метеорологічних причин, що призводять до зміни рівня моря;

• корабельні – виникають при русі суден; під час руху судна у воді має місце витрачання енергії на подолання опору води, на утворення за кормою вихорів і корабельних хвиль. Корабельні хвилі, що виникають на глибокій воді, поділяються на розбіжні і поперечні. Фронт розбіжних хвиль утворює з діаметральною площиною судна деякий кут, що залежить від співвідношення швидкості судна і глибини моря. Фронт поперечних хвиль перпендикулярний діаметральній площині судна. Ці хвилі рухаються за судном з його швидкістю. На мілководді при русі судна з великою швидкістю поперечні хвилі не утворюються.

• припливні хвилі – викликаються припливоутворюючими силами Місяця і Сонця; розглянуті в окремому розділі;

• сейсмічні (цунамі) – утворюються в океанах і морях під дією землетрусів і вулканічних вивержень на морському дні або поблизу берегів, зсувами на крутих схилах дна, обвалами мас гірських порід берегів у воду.