авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |   ...   | 14 |

«ю. в. и с т о ш и н О К ЕА Н О Л О ГИ Я Д опу щ е н о Главным управлением ...»

-- [ Страница 7 ] --

Б ур ун н а д п одв одн ы м п р еп ятстви ем о б р а зу ет ся на р азн ы х гл у б и н а х в зав и си м ости от р а зм ер о в волн. Т ак, у Л и сса б о н а б у р у н ы в о з н и к а ю т н а г л у б и н е 1 3 м, у К а п ш т а д т а ( Ю ж н а я А ф ­ р и к а ) — н а г л у б и н е о к о л о 5 0 м, в С р е д и з е м н о м м о р е, у б е р е г о в С и р и и, б у р у н ы в о з н и к а ю т н а г л у б и н е с в ы ш е 8 0 м. Б у р у н ы в с т р е ­ ч а ю тся во в с ех м о р я х С ов етск о го С о ю за, н о о с о б ен н о велик и они в Ч ерн ом м оре и в м ор ях Д ал ь н его В осток а. Б уруны и здал и п р ед у п р еж д а ю т м ор еп л ав ател ей о сущ ествовани и ри ф ов или п о д ­ водны х оп асн остей (м е л е й ).

У о тв есн ого б ер ега в м ом ен т п о д х о д а н а б ега ю щ ей волны п р ои сходи т взброс (и л и в с п л е с к ), в ы с о т а к о т о р о г о п р и м е р н о р ав н а у д в о ен н о й в ы соте волны. П ри этом п ол н ая эн ерги й волны п ер ех о д и т в эн ер ги ю у д а р а, что при ж ест о к и х ш то р м а х часто пр иводи т к огр ом ны м р азр уш ен и я м бер егов ы х с о о р у ж е ­ ний. С и л а у д а р а (д а в л е н и е ) волн ы п р и б л и ж ен н о м о ж е т бы ть оп р еделен а по ф орм улам = 0,5 1 й + 2, или р Д а в л ен и е волн на соор уж ен и я д о л ж н о прин им аться во вн и ­ м ан и е при их пр оек ти рован и и с уч етом р еальн ы х волн, в стр е­ ч аю щ и хся в д ан н ом м ор е. Д л я Б ал ти й ск ого м ор я это д а в л ен и е п р и с о о р у ж е н и и в о л н о л о м о в п р и н и м а е т с я р а в н ы м 11 т /ж 2, д л я С е в е р н о г о — 1 7 т/м2,, а д л я Б и с к а й с к о г о з а л и в а — 2 0 т/м2. С д р у ­ гой стор он ы, огр о м н а я эн ер ги я, зак л ю ч ен н ая в м ор ск и х в ол н ах, в ч астн ости в в о л н а х п р и боя, м о ж ет бы ть и сп ол ь зов ан а в п р а к ­ ти ч еск и х ц ел ях.

К р о м е в зб р о са И у д а р а при в стр еч е волн с п р еп ятстви ем, п р о и с х о д и т е щ е о д н о в а ж н о е я в л е н и е, н а з ы в а е м о е и н т е р ф е р ен -, ц и ей волн.

Я в л ен и е и н т ер ф ер ен ц и и в п р и б р еж н о й зо н е в ы зы в а ется в р е ­ зу л ь та те сл о ж ен и я п а д а ю щ и х и о тр аж ен н ы х от б ер ега волн и о б р а зо в а н и я сто я ч и х вол н. Н а и б о л е е ч етк о о н о п р о я в л я ет ся у п р и г л у б ы х б е р е г о в ’, и и с к у с с т в е н н ы х в е р т и к а л ь н ы х с т е н о к.

Е сли ф рон т д в ухм ер н ы х п оступ ател ьн ы х волн п ар ал л ел ен п р е­ п я тстви ю, о б р а зу ю т с я д в у х м ер н ы е стоя ч и е волны, есл и волны п о д х о д я т к бер егу п од некоторы м угл ом, то о б р а зу ет ся со в ер ­ ш ен н о н ов ая си стем а тр ехм ер н ы х в о л н — тол ч ея. Э л ем ен ты у от­ р а ж е н н о й вол н ы т е ж е, что и у п а д а ю щ ей, с л е д о в а т е л ь н о, в т о ч ­ ках п ересеч ен ия гр ебн ей п адаю щ и х и отраж ен н ы х волн сл ед ует о ж и д а т ь д в у х к р а т н о г о ув ел и ч ен и я вы соты гр еб н ей. В д ей ст в и ­ тельн ости оно н еск ольк о м еньш е в сл едств и е н еи зб еж н о го га ­ ш ен ия эн ерги и.

В с л у ч а е т ол ч еи о б р а зу ю т с я вы сок и е, к р уты е волн ы почти ц и к лои дальн ого хар ак тер а. Б ол ее п одр обн о о хар ак тер е стоячих в олн б у д е т р а с с к а за н о в § 4 с л ед у ю щ ей главы, п о св я щ ен н ом сей ш ам.

В олн ы, с о д н ой стор он ы, р а зр у ш а ю т м ор ск и е б ер ега, а с д р у ­ г о й — уч аствую т в ф ор м и р ован и и м ор ск и х п обер еж и й, р а сп р е­ дел я я продукты разр уш ен и я бер ега в др уги х м естах.

: Р а зр у ш а ю щ а я д ея тел ь н ость волн ен и я п р оя в л я ется, как путем н еп оср ед ств ен н ого у д а р а волны или к ам ней, н есом ы х волн ой, о бер ег, так и п утем р азм ы в ан и я м ен ее тв ер ды х п о р о д б ер ега и п о сл ед у ю щ и х оп ол зн ей. К р угл ы е и угл ов аты е обл ом к и гор н ы х п о р о д п остеп ен н о и зм ел ь ч аю тся и ок аты в аю тся в ол н ам и и при боем. Глы бы породы п р ев р ащ аю тся в крупны е валуны, затем в р а зл и ч н о го р а зм е р а га л ь к у и, н а к о н ец, в п есо к и ил. Т еч ен и ем эт о т и зм ел ьч ен н ы й м а т ер и а л п ер ен оси т ся с м ест а н а м ест о и и дет на п остр оен и е отм ел ей, кос и п л я ж ей. В р азр уш ен и и бер ега главн ую роль и гр ает волн ен и е. У дары волн, дей ств уя в п р о д о л ж ен и е дл и тел ьн ого врем ени, р азр уш аю т б ер ега и з сам ы х к р еп к и х п о р о д. М ен ее к р еп к и е п ор оды р а зр у ­ ш аю тся г о р а зд о бы стр ее. Т ак, н ап р и м ер, в А н глии оди н утес р а з м ы в а л с я с о с к о р о с т ь ю о т 5 д о 15 м в г о д, а н а м е с т е, г д е б ы л р а с п о л о ж е н д р у г о й у т е с в ы с о т о й о к о л о 2 5 м, с ж и л ы м и д о ­ м а м и, с е й ч а с г л у б и н а м о р я д о с т и г а е т 7 м.

В ы сота в збр осов у приглубы х бер егов дости гает 60 м и б о ­ л е е. У д ар ы так ой силы м огут п р о и зв о ди т ь гр о м а д н ы е р а зр у ш е ­ ния.

Н а Ч е р н о м м о р е, б л и з С и м е и з а, в о в р е м я ш т о р м а 19 я н в а р я 1 9 3 1 г. в о л н а м и б ы л а р а з б и т а н а т р и к у с к а с к а л а « М о н а х ».

В Ш отл ан д и и при п остр ой к е м о л а в В и к е вол н ой б ы л -о п р о ­ к и н у т в н у т р ь г а в а н и м а с с и в в е с о м 1 3 5 0 г. У с т а н о в л е н н ы й в м е с т о н его новы й м асси в в есом 26 0 0 т п ости гл а та ж е уч асть.

В Г о л л а н д и и м асси в в есом 20 т вол н ой бы л п р и п одн я т на 4 ж 'и п е р е б р о ш е н вы ш е у р о в н я п р и л и в а. Н а т и х о о к е а н с к о м п о ­ б е р е ж ь е С Ш А, у м а я к а Т й л л а м у к, к ю гу от устья, р. К о л у м б и и, о б л о м о к скалы в есом 60 кг п о д б р о си л о вы ш е ф он ар я м аяк а, р а сп о л о ж ен н о го на вы соте 4 3 м н а д у р ов н ем м ор я. Э тот кам ен ь уп ал на кры ш у р асп ол ож ен н ого несколько н и ж е дом и к а см от­ ри тел я м ая к а, п р оби л кры ш у и р азр уш и л все внутри д о м а.

В о в н утр ен н и х м о р я х си л а у д а р а волн н е м о ж ет бы ть так в е ­ л и к а, к а к в о к е а н а х, о д н а к о в- г л у б о к и х м о р я х с ц р и г л у б ы м и бер ега м и, при п о д х о д е к которы м н е п р о и сх о д и т гаш ен и я э н е р ­ гии в о л н т р е н и е м о д н о, с и л а у д а р а в о л н т о ж е зн а ч и т е л ь н а я.

Б ольш и е р азр уш ен и я п р ои зв оди т волн ен ие Ч ерн ого м оря в р ай ­ оне Н оворосси й ск а.

П ри п о д х о д е волны к верти к альн ой стен к е огр ади тел ь н ого со о р у ж ен и я гаван и о б р а зу ю т с я всплеск и, а у осн ов ан и я м ол а при сбеган и и волны н а за д — подм ы ван и е ры хлы х п о р о д д н а. Э то я в л ен и е и зв ест н о п о д н а зв а н и ем д о н н о й волны. О н о п р е д с т а в ­ ляет сер ьезн ую угр озу подм ы ва портовы х волн олом ов и м олов.

В н аш ей стр ан е в едется п л ан ов ая б о р ь б а с р азр уш ен и ем б е ­ регов м ор ей и п ор товы х ги др отехн и ч еск и х соор уж ен и й.

§ 8. Качка судов. Влияние масла и плавающих предметов на волнение В сл ед ст в и е вол н ен и я к ор абл и испы ты ваю т кач ку, р азм ер ы которой зав и ся т от р а зм ер о в к ор абл я и р а зм ер о в волн. К ачка бы в а ет б о р т о в а я и к и л ев ая. П р и б о р т о в о й кач к е с у д н о к р ен и тся сн ач ал а в о д н у стор он у, а затем в др угую ;

ки левая качка п р ед ­ став л я ет со б о й п оп ер ем ен н ое п одн яти е н оса и корм ы судн а.

О бы чн о центр о б ъ ем а п огр уж ен н ой ч асти к о р а б л я р а с п о л о ­ ж ен н и ж е его ц ен тр а тя ж ести, п о л о ж ен и е к отор ого во врем я качки о ста ется н еи зм ен н ы м. П о л о ж ен и е ц ен тр а о б ъ ем а п о гр у ­ ж ен н о й ч асти к о р а б л я во в р ем я качки н еп р ер ы в н о и зм ен я ется.

К а к т о л ь к о с у д н о н а к р ен и т ся в О дну к а к у ю -л и б о с т о р о н у, т о т ч а с п а р а си л (с и л а т я ж ес т и и 1а р х и м е д о в а си л а ) б у д е т стр ем и ть ся, в о з в р а т и т ь 'е г о в н а ч а л ь н о е п о л о ж е н и е.

Е сл и су д н о нак рени ть на сп ок ой н ой в од е, а за т ем опустить, то о н о н е с р а зу в ер н ет ся в п о л о ж е н и е р ав н о в еси я, а, п е р е й д я его, н ак рени тся почти на тот ж е угол в п р оти воп ол ож н ую стор он у и " н ачн ет с о в е р ш а т ь п о с т е п е н н о з а т у х а ю щ и е к о л е б а н и я о к о л о п о л о ­ ж ен и я р авн овеси я с п ер и одом, равны м п ер и оду собствен н ы х ! к ол ебан и й к ор абл я. Э тот п ер и од зав и си т от р азм ер ов к ор абл я и его ф орм ы.

П е р и о д с о б с т в е н н ы х к о л е б а н и й м е л к и х с у д о в р а в е н 5 с е к., а о к еа н ск и х л а й н ер о в — ок о л о 20 сек. и б о л е е. П ер и о д ы ж е о к е ­ а н с к и х в о л н р е д к о п р е в ы ш а ю т 1 0 — 15 с е к.

В том сл уч ае, если п ер и од собствен н ы х к ол ебан и й су дн а в два р а за и б о л е е п р ев ы ш ает п ер и о д волны, то качка м а л о за м ет н а.

П р и п р и бл и ж ен и и п ер и од а волны к п ер и о д у собств ен н ы х к о л е­ бани й качка дел ается все бо л ее ощ утим ой., Е сли п ер и од собствен н ы х к ол ебан и й к ор абл я ок а ж ется р ав ­ ны м п ер и о д у, волн, то м о ж ет п р ои зой ти я в л ен и е р езо н а н са, т. ;

е. й о с т е п е н н о е у в е л и ч е н и е у г л а к р е н а к о р а б л я. К а к т о л ь к о угол к р ен а с у д н а п р евы си т н ек о т о р о е зн а ч ен и е у гл а, к отор ое н а зы в а ет ся к р итич еск им угл о м, к о р а б л ь м о ж е т п ер ев ер н уть ся.

К о гд а в озн и к ает я в л ен и е р езо н а н са, н ео б х о д и м о н ем ед л ен н о и зм ен и ть к ур с к о р а б л я и его ск ор ость. П ри в олн ен и и ш лю п ки, сп ущ ен н ы е с к о р абл ей, н ер ед к о за л и в а ю т ся в ол н ам и. Г р ебн и бол ьш и х волн, о б л а д а ю щ и е бол ьш ой силой, ч а сто см ы в аю т с п а ­ л у б ы л ю д ей, гр узы и ш л ю п к и. Ч тобы п о га си ть эти оп асн ы е гр ебн и волн, с дав н и х пор уп отр ебл я ется м асло.

М а сл о бы стро р астек ается по п овер хн ости м ор я, покры вая /е г о т он к и м с л о ем. Б л а г о д а р я т о м у что м а с л о о б л а д а е т б о л ь ш ей, ч ем в о д а, в я зк о ст ь ю, о н о п р еп я т ст в у е т ср ы в у в е т р о м п ен и ст ы х г р е б н е й в о л н. П о в е р х н о с т н о е н а т я ж е н и е м а с е л в д в а р а з 'а и б о ­ л ее м еньш е п ов ер хн остн ого н атя ж ен и я воды, а из н абл ю ден и й с л е д у е т, ч то, ч ем б о л ь ш е п о в е р х н о с т н о е н а т я ж е н и е ж и д к о с т и,' тем круче волны. - : i В. В. Ш ул ей к и н у см а тр и в а ет с п о с о б н о с т ь, м асл я н ы х пл ен ок « г а с и т ь » в т о р и ч н ы е в о л н ы, о б р а з у ю щ и е с я н а п о в е р х н о с т и о с -, н ов н ы х, т ем, ч то эт и п л ен ки п о гл о щ а ю т ' ч асть эн ер ги и, за т р а ч й ;

ваем ой на о б р а зо в а н и е волн. П о гл о щ а ем а я п л ен к ам и эн ер ги я р а сх о д у ется иа п ер естр ой к у м олек ул в м асл я н ой п л ен к е. У гр еб­ н я в о л н ы ч а с т и ц ы в о д ы с б л и ж а ю т с я,- а у п о д о ш в ы — р а с т я г и ­ в а ю т с я. П о в ер х н о ст н о е н а т я ж ен и е м а сл я н о й п л ен к и, п р еп я тст­ в ую щ ее ее р азр ы в у, о б у сл о в л и в а ет п ер ем ещ ен и е «и збы точ н ы х»

206 ' ;

• ч асти ц " в о д ы о т г р е б л я п о н а п р а в л е н и ю к п о д о ш в е. З а т р а ч и в а е ­ м ая н а э т о э н е р г и я п р и о т су т ст в и й м а с л я н о й п л ен к и п о ш л а бы н а о б р а з о в а н и е к ап и л л я р н ы х в ол н. П о эт о м у м а сл я н о й п л ен к ой ' гася тся и м ен н о к ап и л л яр н ы е волйы.

Э ти свой ства м асл а о бусл ов л и в аю т его усп ок аи в аю щ ее д е й ­ стви е на п овер хн ость вол н ую щ егося м оря. Д о ст а т о ч н о н еб о л ь ­ ш о го к о л и ч ест в а ж и д к о г о м а с л а (о к о л о 3 л ), л у ч ш е ж и в о т н о г о п р о и с х о ж д е н и я (р ы б и й и л и т ю л е н и й ж и р ), ч т о б ы с о в е р ш е н н о п огаси ть втори чн ы е волны, сгл ади ть гр ебн и бол ьш и х волн и п р и б л и зи ть в о л н ен и е к х а р а к т е р у зы би. А н а л о ги ч н о е у с п о к а и ­ в аю щ ее дей ств и е ок азы в ает на в ол н ен и е ск оп л ен и е в одор осл ей и л ьдов (са л а, ш уги, биты х л ь д о в ).

§ 9. Практическое значение изучения морского ветрового волнения М ор ск ое волн ен ие и грает больш ую роль в ф орм и рован и и о со ­ б ен н остей ги др ол оги ч еск ого р еж и м а м ор я и и м еет б о л ь ш о е -зн а ­ ч ен и е д л я р я д а от р а сл ей хо зя й ст в а.

В олн ен и е дей ствует на берега. В одн и х случаях оно разм ы ­ в а е т ' б е р е г а,, ч т о м о ж е т в ы з в а т ь р а з р у ш е н и е,р а з л и ч н ы х с о о р у ж е н.

н и й (м а я к о в, з д а н и й, с т е н о к н а б е р е ж н ы х и т. д. ), в д р у г и х с л у ­ ч аях сп особств ует вы движ ени ю бер ега в ’ стор он у м оря, с о зд а ­ н ию п л я ж ей и кос.

В ол н ен и е ум ен ьш ает скорость х о д а к ор абл ей, п он и ж ает их у п р а в л я е м о с т ь,- а и н о г д а д е л а е т н е в о з м о ж н ы м п л а в а н и е с у д о в о п р ед ел ен н о го к л а сса. Н ал и ч и е волн ен и я об у сл о в л и в а ет н е о б х о ­ д и м ость доп ол н и т ел ь н ого за п а са глуби н ы воды п о д ки лем су дн а при плавании в м елководн ы х рай онах.

Т очное зн ан и е эл ем ен тов волн н ео б х о д и м о судостр ои тел ю д л я р асч етов к р еп ости к ор п усов судов, их п л авучести и устой ч и ­ вости. Е сл и при волн ен и й п ер и о д собств ен н ы х к ол ебан и й су дн а со в п а д а ет с п ер и одом волн, н а б л ю д а ю щ и х ся в м ор е, то в р езу л ь ­ т а т е а м п л и т у д а к о л еб а н и й с у д н а в о зр а ст а ет, что м о ж ет п р и в е­ сти к его оп р ок и ды в ан и ю.

: В сест о р о н н ее зн а н и е р еж и м а м ор ск ого волн ен и я на т р а сса х с у д о в т о р г о в о г о и р ы б о п р о м ы с л о в о г о ф л о т о в н е о б х о д и м о при вы даче р ек ом ен дац и й по вы бор у опти м альн ы х м арш рутов их п л а в а н и я с: у ч е т о м р е а л ь н о сл ож и в ш ей ся м етеорол оги ч еск ой ' обстан ов к и. О к азы в ается ц ел есо о б р а зн ы м н еск ол ьк о отклон иться от наи кратч айш его р асстоян и я м еж д у портам и отхода и п р и ­ х о д а (о т д у г и б о л ь ш о го к р у га ) и п р о л о ж и т ь к у р с та к, ч тобы и з ­ б е ж а т ь б ол ьш и х встр еч н ы х волн, р езк о сн и ж а ю щ и х х о д су дн а.

, П отер я в на д л и н е пути, при и сп ол ь зов ан и и р ек ом ен дов ан н ы х к ур сов м о ж н о вы и грать в ск орости и пр идти в п ор т н азн ач ен и я р а н ь ш е, ч ем п р и п л ав а н и и по д у г е б о л ь ш о го к р уга. П р ак ти к а вы дачи су до в о д и тел я м. р ек ом ен дац и й по в ы бор у оптим альны х, 207:

к ур сов, осущ ествляем ая М орским отделом Г идром етцентра С С С Р, п о к а за л а, что п р и эт о м д о с т и г а е т с я с у щ е ст в е н н а я э к о н о ­ мия ср едств, в ы р а ж а ю щ а я ся в м и л л и он ах р у б л ей в год.

С ов ер ш ен н о о б я за т ел ен уч ет волн ен и я при п р оек ти рован и и, стр ои тел ьстве и эк сп л уатац и и м ор ск и х портов. П ри н еп р ав и л ь­ ном уч ете р азм ер ов волн портовы е огр ади тельн ы е соор уж ен и я м огут бы ть п остр оен ы н ед о ст а т о ч н о прочн ы м и, что м о ж ет п о­ влечь за со б о й и х р а зр у ш ен и е во в р ем я и ск л ю ч и тел ьн о сильн ы х ш торм ов.

В ол н ен и е я в л я ется осн овн ы м ф ак тор ом, вли яю щ им на за н о ­ сим ость судовы х к ан алов. ’ В то ж е вр ем я н е и ск л ю ч ен а и в о зм о ж н о ст ь эн ер гети ч еск ого и сп о л ь зо в а н и я в о л н ен и я. Д л я эт о го м о гу т бы ть и сп о л ь зо в а н ы опускан ия и поднятия на волн е поп лавка, приводящ ие в д в и ж е­ ние насосы. Н асосы п одн и м аю т в о д у на некотор ую вы сотуv от­ к у д а о н а п а д а е т в н и з, п р и в о д я в д в и ж е н и е к о л ес а т у р б и н. М о ж н о т а к ж е за ст а в и т ь волны у д а р я т ь в л оп аст и в о л н о б о й н о го к ол еса, а в р ащ ен и е к о л еса и сп ол ь зов ать д л я п р о и зв о дств а той или иной работы. Н ак он ец, н е и ск л ю ч ен а в о зм о ж н о ст ь н еп оср едств ен н ого п одн яти я м асс воды на н ек отор ую вы соту п р и боем. Д л я этого н еобход и м о только вы брать наи более рациональны е ф орм ы искусственн о суж аю щ и хся каналов, созд ан н ы х в береговой стенк е в зо н е сильн ого п рибоя. П о д а в а ем у ю при этом воду м о ж н о т а к ж е и сп ол ь зов ат ь д л я р аботы тур би н.

О д н а к о и с п о л ь з о в а н и е э н е р г и и -, в о л н в п р о м ы ш л е н н ы х ц е л я х пока ещ е не н а л а ж ен о и н аходи тся в стади и эк сп ери м ен та.

§ 10. Внутренние волны. Корабельные волны Внутренние волны. В н у т р е н н и м и в о л н а м и н а з ы в а ю т с я в о л н ы, в озн и к аю щ и е н а гр ан и ц е р а зд е л а д в у х сл оев воды р азл и ч н ой п л отн ости в то л щ е в о д М и р ов ого ок еан а. П ри этом сов ер ш ен н о н е о б я за т ел ь н о, чтобы им ел м есто р езк о в ы р аж ен н ы й ск ач ок п л отн ости, н а о б о р о т, при ср авн и тел ь н о н езн ач и тел ьн ы х р а зн о ­ стя х п л отн ости сл оев достаточ н о н ебол ьш и х сил дл я о б р а зо в а ­ ния больш их по р азм ер ам вн утр ен н и х волн. С равни тельно с эн ер ги ей п ов ер хн остн ы х волн эн ер ги я в н утр ен н и х волн по этой причин е ок а зы в а ется п р и бл и зи тел ь н о в 1000 р а з м еньш ей.

Н а п ов ер хн ости м ор я в н утр ен н и е волны не видны. Д л я их о б н а р у ж ен и я в т о л щ е в о д н ео б х о д и м ы неп р ер ы в н ы е и д о с т а ­ точн о ч асты е н а б л ю д ен и я н а д верти к ал ьн ы м р а сп р ед ел ен и ем о к еан ол оги ч еск и х хар ак тер и сти к. В н ут р ен н и е волны в озн и к аю т в м о р е п о д д ей с т в и е м т е х ж е си л, что и п о в ер х н о ст н ы е.

Р а зл и ч а ю т к ор отк и е и дл и н н ы е вн утр ен н и е волны. К о р о т ­ ким и н азы в аю т так и е вн утр ен н и е волны, отн ош ен и е длин ы к о­ торы х к толщ и не вы ш ел еж ащ ёго и н и ж ел еж ащ его сл оев воды разл и ч н ой п л отн ости м ал о. У дли н н ы х вн утр ен н и х волн это о т ­ н ош ен и е велик о. - х Н а и б о л ь ш и й и н т ер ес п р ед с т а в л я ю т вы соты, дл и н ы и, е с т е с т ­ венно, ск орости р асп р остр ан ен и я вн утр ен н и х волн. И з н а б л ю д е ­ ни й у ст а н о в л ен о, ч то вы соты в н у т р ен н и х в ол н м о гу т д о ст и га ть 2 0 — 35 м и б о л ее. З а ф и к си р о в а н сл уч ай, к огда уравн овеш ен н ы й на гл уби н е 35 м в сл о е скач ка п л отн ости п оп л авок п оя ви лся на п ов ер хн ости м ор я, п одн яты й гр еб н ем вн утр ен н ей волны. С к о ­ л е б а н и я м и гр ан и ц ы р а з д е л а д в у х сл о ев п о д в л и я н и ем в н у т р ен ­ н и х волн н ео б х о д и м о счи таться при р асч ете п о л о ж ен и я « ж и д ­ кого грунта».

С к ор ость р а сп р о ст р а н ен и я к ор от к и х в н у т р ен н и х вол н (т о л ­ щ ина о б о и х сл оев воды зн ач и тел ьн о п р ев о сх о д и т д л и н у в н утр ен ­ н ей вол н ы ) о п р ед е л я е т с я п о ф о р м у л е гч^ Р2 Pi ' 2 lt р2 + Р! ’ г д е р2 — п л о т н о ст ь н и ж н е г о слоя воды, pi — п л отн ость верхне­ го сл оя.

Если рг принять за плотность воды, a pi — за плотность воздуха, то вследствие малой плотности воздуха сравнительно с плотностью воды отно Р2 • Р;

, шение ------г т;

— можно считать равным единице и тогда приведенная выше Р2 + Pi, gk формула превращается в формулу трохоидальной теории волн с2=. Сле­ довательно, короткие волны на поверхности моря представляют собой част­ ный случай внутренних волн.

С корость р асп р остр ан ен и я вн утр ен н и х волн, п одсч и тан н ая по этой ф о р м у л е в п р ед п о л о ж ен и и, что р а зн о сть п л отн остей д в у х с л о е в в о д ы с о с т а в л я е т 0, 0 1 — 0,0 2 е д и н и ц п л о т н о с т и, з н а ч и ­ т ел ь н о у с т у п а е т с к о р о ст и п о в е р х н о ст н ы х в о л н (п р и б л и зи т е л ь н о в 40 р а з ).

П р ед ст а в л я ет прак ти ч еск и й и н т ер ес сл уч ай, к огда тол щ и н а в е р х н е г о с л о я ( Н г) м а л а, а т о л щ и н а н и ж н е г о с л о я ( Я 2) в е л и к а.

С к орость р асп р остр ан ен и я волн в этом сл уч ае о п р едел я ется по ф орм уле г2 A h Рг — Pi 2г. 2 -//, Р2 cth \, + Pi j Д л я н ор веж ск и х ф иордов, где на п овер хн ости часто н а б л ю ­ (Я i = 4 м ) д а ет ся тонкий слой сильн о р асп р есн ен н ой воды (р г — p i = 0, 0 2 5 ), с = 1 0, И м ен н о наличию вн утр ен н и х волн с таки м и ск ор остям и рас ' п р ост р ан ен и я о б я за н о св ои м в озн и к н ов ен и ем я в л ен и е «м ер твой воды ». С удно, идущ ее со скоростью около 2 у зл о в или 14 Ю. В. Истоптан п ы таю щ ееся дать х о д, в этом сл уч ае не б у д ет дв и гаться вп ер ед.

С удн о, п р о х о д я щ ее дан н ы й р ай он со ск ор остью, п р евы ш аю щ ей 2 у зл а, явлени я м ертвой воды не и спы тает.

Е сл и т о л щ и н а с л о ев м ен ь ш е д л и н ы вол н ы (д л и н н ы е в о л н ы ), т о с к о р о с т ь р а с п р о с т р а н е н и я в н у т р е н н е й в.о л н ы о п р е д е л и т с я п о ф орм уле,.

/ р2 — рд \ I. ч?. )’ рг :. •, г д е Н 1— т о л щ и н а в е р х н е г о с л о я, а # 2 — т о л щ и н а н и ж н е г о с л о я.

С л е д у е т о с о б о о т м ет и ть я в л ен и е р е зо н а н с а (у в е л и ч ен и е а м ­ п л и туд) внутр ен н и х приливны х волн, н абл ю д аем ое в слое скачка п л отн ости на нек отор ы х ш и р отах (д л я п о л у су т о ч н ы х пр и л и вов — н а ш и р от е 7 4 °). О н о о б ъ я сн я ет ся тем, что ск ор ость р асп р остр ан ен и я св ободн ы х внутр ен н и х волн на п оверхн ости р а зд ел а в этом р ай он е равн а скорости р асп р остр ан ен и я п рили в­ ны х волн.

К дли н н ы м вн утр ен н и м в ол н ам отн осятся т а к ж е и н ер ц и он ­ ны е к ол ебан и я, в озн и к аю щ и е при бы стры х и зм ен ен и я х ат м о ­ сф ер н ого д а в л ен и я. П ер ем ещ ен и я ч асти ц воды п о д дей ств и ем силы К ор и о л и са п р и об р ет аю т х ар а к т ер и н ер ц и он н ы х к ол ебан и й с п ер и одом, равны м п ол ови н е м аятни ковы х суток. В случае к огда пр иведен ная в к ол ебан и е обл асть м оря велика, свободн ы е в н утр ен н и е волны, согл асн о А. Д еф а н т у, и м ею т п ер и о д и н ер ц и ­ онны х к ол ебан и й.

К о р а б е л ь н ы е в.о л н ы. К о р а б е л ь н ы м и волнам и н азы ваю тся вол н ы, в ы зы в а ем ы е д в и ж е н и я м и к о р а б л я. П р и д в и ж е н и и с у д о в в о зн и к а ет д в е гр уп п ы волн: 1) к о с ы е, и л и р а с х о д я щ и е с я, и 2) поп ер еч н ы е. Ф рон т п оп ер еч н ы х волн п ер п ен д и к ул я р ен н а ­ п р авл ен и ю д в и ж ен и я су дн а, ф р он т к осы х состав л я ет с ним угол, в с р е д н е м р ав н ы й 18— 20°. Э т о т у г о л в о б щ е м с л у ч а е за в и си т от отн ош ен и я ск ор ости су д н а к гл у б и н е м ор я. Н а о б р а зо в а н и е к о р а б ел ь н ы х вол н тр ати тся ч асть м ощ н ости д в и га т ел ей, п р евы ­ ш аю щ ая на зн ачи тел ьн ы х ск ор остя х су дн а п отерю м ощ н ости на трен и е о в оду. С л едовател ь н о, о б р а зо в а н и е к ор абел ьн ы х волн п р и води т к п отер е ск ор ости судн а. В ели ч и н а эти х потерь ув ел и ­ ч ивается с увел и ч ен и ем ск орости судн а.

К о р а б ел ь н ы е волны, в о зб у ж д а е м ы е крупны м и су д а м и, м огут пр едставл ять опасность дл я небол ьш и х лодок.

§ 11. Ц у н а м и Ц у н а м и н азы в аю тся волны, в озн и к аю щ и е в сл едств и е п о д в о д ­ ны х зем л етр я сен и й, а т а к ж е при и зв ер ж ен и и п одв одн ы х, а и н о ­ гда и н адводн ы х пр и бр еж н ы х вулканов..

Цунами — японское название волн, вдзникающих при землетрясении.

210 ' г ' - V. : \ :

Большая' часть Цунами вызывается тектоническими земле­ трясениями, связанными с мгновенными перемещениями круп­ ных масс земной коры, меньшая часть обязана своим происхож­ дением вулканическим извержениям.

Далёко не каждое подводное землетрясение или извержение 'прибрежного' вулкана сопровождается цунами. Слабые земле­ трясения вообще не вызывают их. Из общего числа сильных зем­ летрясений в Тихом океане только одно из ста сопровождается цунами.

Цунами наблюдаются во многих местах земного шара, но чаще всего они возникают в западной части Тихого океана. Мно­ гие из зарегистрированных цунами были весьма сильными, при­ чинили повреждения населенным пунктам на побережьях и со­ провождались человеческими жертвами.

Высота цунами, помимо силы землетрясения, зависит также от рельефа дна моря и от конфигурации берега и редко превос­ ходит ТО м. Волны цунами высотой 15— 20 м чрезвычайно редки.и цаблюдаются на сравнительно небольших участках побережья в узких бухтах и заливах, имеющих суживающуюся к вершине форму. Максимальная отметка высоты, на которую поднялась волна цунами, равна 40 м. Обычно волны цунами имеют высоту. в несколько метров (не более 5— 6).

Наибольшие по высоте цунами возникают в небольших, кли­ нообразных или воронкообразных бухтах с крутыми берегами и с рёчной долиной в их вершине. Высота цунами у открытых мы­ сов, окаймленных подводными хребтами, больше, чем у мысов, окруженных большими глубинами. На плоских берегах и на ши­ роких отмелях пляжей высоты волн цунами значительно умень­ шаются. Невелики они и в закрытых, круглых бухтах и заливах (например, в Авачинской губе на Камчатке).

. Чаще всего к побережью приходит группа волн цунами (2,, 3 и более), причем обычно высота последовательных волн возра­ стает до 3— 5-й волны.

Длина волн цунами измеряется сотнями километров (200— 300). Таким образом, волны цунами чрезвычайно пологие и по­ этому незаметны для судов в открытом море.

Волны цунами обладают очень большой скоростью распро­ странения (400— 800 к м в час). В зависимости от расстояния от эпицентра' 'землетрясения цунами приходят к побережью за время, исчисляемое десятками минут и часами. Толчки же от л землетрясения, распространяющиеся по земной коре и регистри­ руемые' сейсмографами, передаются со скоростью, в несколько раз большей. Это обстоятельство позволяет организовать службу оповещений населения о возможных цунами. Для этого по по­ казаниям сейсмографов', расположенных на некотором расстоя­ нии друг от друга, устанавливается эпицентр сильного земле­ трясения. Предварительно все участки побережья' оцениваются в отношении возможных высот волн в зависимости от характера рельефа дна моря и конфигурации берегов. Затем население опо­ вещается об опасности цунами по телефону, радио или с по­ мощью каких-либо других сигналов. Без сомнения, следует счи­ таться с тем, что многие из предупреждений будут ложными, поскольку не всякое сильное землетрясение сопровождается цу­ нами, особенно в тех случаях, когда эпицентр землетрясения. лежит далеко от побережья и волна цунами, будет идти до него в течение нескольких часов. Весьма эффективным способом для установления опасности цунами являются наблюдения за уров­ нем по мареографу.1 Действительно, если сильное землетрясе­ ние зарегистрировано на большом удалении от.побережья и по радио дано оповещение о значительных подъемах уровня в рай­ онах, близких от очага землетрясения, то население прибреж­ ных районов должно принять меры против надвигающейся опас­ ности и подняться на прибрежные возвышенности на высоту 15— 20 м.

Некоторым предупреждением об угрозе цунами может слу­ жить обычно внезапное отступание моря от берегов, предше­ ствующее цунами.

ГЛАВА X УРОВЕНЬ ОКЕАНОВ И МОРЕЙ § 1. Уровенная поверхность называется поверхность, У ровен н ой поверхност ью о к еа н а перпендикулярная направлению равнодействующей всех сйл, влияющих на положение водной частицы в данном..месте. Эта поверхность несколько отличается от эллипсоида вращения.

Отклонения свободной поверхности океанов и морей от формы эллипсоида вращения вызваны неравномерным распреде­ лением плотности в ближайшем к поверхности слое земной коры.

А так как главными силами, влияющими на положение уровен­ ной поверхности океанов, являются сила притяжения Земли и центробежная сила, то, естественно, неравномерное распреде­ ление плотности вызывает неравномерное притяжение, а следо­ вательно, и отступление от формы эллипсоида вращения. Однако эти отступления, невелики и, вероятно, не превосходят ± 10 0 м, что представляет сравнительно с радиусом земного шара (6 370 000 л ) ничтожную величину.

Но, кроме силы тяжести и центробежной силы, на уровенную поверхность океанов и морей влияют еще другие причины 1 П ри значительных землетрясениях необходимо немедленно проверить зали(ф' на ленте м ареограф а с целью выявить величину подъема уровня воды. (Ред.) (ветры, течения, приливы, различия в плотности воды, осадки, береговой сток и т. д.), хотя и в гораздо’ меньшей степени. Все эти причины в общей сложности несколько изменяют положе­ ние уровенной поверхности в различных частях океана. Откло­ нения фактической уровенной поверхности океана от формы эллипсоида вращения, вызванные перечисленными причинами, не столь уж велики.

Поверхность океана в ^состоянии полного покоя, т. е. при от­ сутствии приливов, течений*, влияния изменений атмосферного давления и волнения, называется поверхностью геоида. Она везде будет пересекать направление отвесной линии (т. е. силы тяжести) под прямым углом.

В середине прошлого века, когда стали производиться точ­ ные нивелировки местности для измерения высот, для них в ка­ честве нулей высот были взяты средние уровни моря, так как предполагалось, что все они лежат на одной высоте. При даль­ нейших исследованиях выяснилось, что средние уровни моря имеют разные высоты. Поэтому за нулевые поверхности ниве­ лирных* систем в настоящее время принимают уровенные поверх­ ности, проходящие через условные нули высот этих систем.

Средний уровень моря, вычисленный в различных пунктах наблюдений, не совпадает в полной мере с поверхностью геоида, что объясняется преобладающими в том или другом районе океана макропроцессами в атмосфере и гидросфере. Но так как отклонение это относительно невелико, то в случае отсутствия отметок высот государственной нивелирной сети в каком-либо районе средний уровень моря может принцматься там за нуль высот при съемке планов и промерных работах (в безливных морях).

§ 2. Важнейшие причины колебаний уровня Колебания уровня океанов и морей вызываются следую­ щими основными причинами:

1) влиянием гидрометеорологических процессов, вызываю­ щих вертикальные и горизонтальные перемещения водных масс;

2) воздействием на воды океана космических приливообра­ зующих сил Луны и Солнца;

3) действием геодинамических сил, проявляющихся при тек­ тонических процессах в земной коре.-Примером такого рода про­ цессов могут служить прежде всего вековые изменения земной коры, а также подводные землетрясения, разломы и сдвиги зем­ ной коры., Колебания уровня, вызванные влиянием гидрометеорологи­ ческих процессов, А. И. Дуванин подразделяет на:

1) колебания уровня, вызванные изменением атмосферного давления, представляющие статическую реакцию водной массы на изменение атмосферного давления;

2) сгонно-нагонные колебания уровня, связанные со сгонно­ нагонной циркуляцией вод, возникающей в результате касатель­ ного воздействия воздушных потоков на водную поверхность.

3) колебания уровня, возникающие вследствие неравномер-, ностей в процессе поступления или расхода воды (испарение, осадки, речной сток);

, 4) колебания уровня, возникающие вследствие изменения плотности воды.

Что касается обыкновенных ветровых волн, также представ­ ляющих собой колебания уровня моря, то этот вид колебаний Уровня моря вследствие своей специфичности рассматривался в главе IX «Волнение моря».

Колебания уровня моря, обусловленные гидрометеорологиче­ скими причинами, могут быть периодическими (сейши, ветровые, волнй), полупериодическими (колебания уровня, вызванные сгонно-нагоНным эффектом муссонных и бризовых ветров), и не­ периодическими (колебания уровня вследствие изменения атмо­ сферного давления в отдельных циклонах и антициклонах, про­ ходящих над морем, или вследствие сгонно-нагонного эффекта вызываемых ими ветров).

Колебания уровня, вызванные тектоническими процессами в земной коре, в свою очередь подразделяются на несколько видов: ' а) изменения уровня, обусловленные медленными вертикаль­ ными движениями суши — поднятиями или опусканиями. Сле­ дует иметь в виду, что они происходят не от колебаний самого уровня, а от поднятия или опускания берега, на котором уста­ новлена водомерная рейка, и являются «кажущимися» колеба­ ниями уровня. Тем не менее они усложняют гидротехническое строительство, гидрографические и топографические работы, за­ трудняя установление высотных отметок. Они выражаются в постепенном и непрерывном понижении или повышении уровня и поэтому называются вековыми. Характерным примером таких колебаний уровня служит Ботнический залив Балтийского моря, где суша медленно поднимается, а уровень моря понижается;

б) изменения уровня, связанные с движениями земной коры, выражающимися в поднятии или опускании обширных про­ странств дна Мирового океана и изменении емкости океаничес­ ких бассейнов. Эти процессы протекают очень медленно, в те­ чение целых геологических эпох, и представляют лишь научный интерес;

в) быстротечные изменения уровня, обусловленные подвод­ ными землетрясениями или внезапными сдвигами земной коры на дне океана, вызывающими чрезвычайно опасные волны цу­ нами.

Особняком стоят колебания уровня, обусловленные увеличе­ нием объема воды в Мировом океане. Это увеличение объема может быть объяснено таянием материковых льдов в связи с по­ теплением климата в послеледниковые геологические эпохи.

Некоторые ученые считают наблюдаемое в настоящее время по­ вышение уровня Мирового океана на 12— 14 с м за век след­ ствием именно этого процесса.

Таким образом, колебания уровня можно подразделить на две большие группы: о б ъ е м н ы е, связанные с изменением ко­ личества воды в бассейне, и д е ф о р м а ц и о н н ы е, вызванные пере­ мещениями водных масс из одной части Мирового океана в дру­ гую, которые обусловливают отклонения уровенной поверхности Мирового океана от поверхности геоида.

§ 3. Колебания уровня, вызванные гидрометеорологическими причинами При повышении атмосферного давления уровень моря пони­ жается, а при понижении, наоборот, повышается.

Теоретический расчет величины статического влияния осно­ ван на том, что плотность ртути в 13,3 раза больше плотности морской воды океанической солености и, следовательно, измене­ нию высоты столбика ртути в барометре на 1 м м соответствует изменение уровня моря в обратном направлении на 13,3 м м (при изменении давления на 1 м б уровень изменяется на 1 с м ).

Но вышеприведенный расчет может быть верен только в том случае, если изменение давления происходит настолько мед­ ленно и на таком значительном пространстве, что уровень успе­ вает занять положение равновесия. Хорошее согласие хода уровня с давлением атмосферы наблюдается в малоподвижных антициклонах со слабыми ветрами. При прохождении же цикло­ нов с сильными ветрами возможно совпадение повышения уровня, вызванного понижением давления атмосферы, с одно­ временным повышением уровня от действия ветров и течёний, зависящих от морфометрических условий и положения циклонов:

относительно данного района.

Колебания уровня, вызываемые непосредственным действием ветров, могут быть довольно значительны и достигают подчас 1у- м.

'^з~Более или менее длительные ветры одного и того же направ­ ления приводят к подъемам и спадам уровня, называемым соот­ ветственно нагонами и сгонами. Сгонно-нагонные изменения уровня (повышения и понижения) могут быть временными, се­ зонными й-постоянными. Последние особо характерны для об­ ласти пассатов. Так, пассаты Атлантического океана непрерывно' нагоняют воду в Карибское море и Мексиканский залив, а пас­ саты Тихого океана отгоняют воду от Панамского перешейка,, в результате чего средний уровень со стороны Атлантического океана у Панамского перешейка выше, чем средний уровень со стороны Тихого океана, приблизительно на 50 см.

С другой стороны, в зонах воздействия западно-восточного переноса, которыми являются северо-западные берега Европы и Северной Америки, наблюдаются сезонные колебания уровня.

В осенне-зимний период, когда господствует зональный западно­ восточный перенос, происходит повышение уровня у северо-за­ падных берегов обоих континентов, а в летнее время наблю­ дается обратное явление.

Блиоа ат р м / Печенга, губа &аис йзлв е пнт ои) с (Баренцево море) Батуми Кабшог IЧерное мореj (Норвежское ' мореj.'is g Шатт эль Араб Гринок S §.

(Персидский залив) (Ирландское 1*5.

море) Мергуй Харлинген (Бенгальский залив) ;

(Северное море) § Манила ‘. Симпсон, I'S IФилиппинские о-ва) s = порт (Канадаj п | 'ч' Ниирун ВиторияJ § | IФормозаj (Канада) « о Сасебо Зональный (Кюсю, o.J индекс (на поверхности 100мб) v тX хI I/. I I I I I м II IIIИ I I I III II / / ИГ У V IX XI II Рис. 50. Примеры годового хода среднего уровня моря муссонного (слева). и зонального (справа) режима.

Сезонные колебания уровня моря нередко связаны с явле­ нием муссонов. Муссоны вызывают подъемы уровня у наветрен­ ного берега и падения уровня у подветренного берега. Так, в дальневосточных морях в зимнее время, когда северо-запад­ ные муссонные ветры направлены с суши на море, в юго-восточ­ ных районах этих морей уровень стоит выше, чем в северо-за­ падных, а летом наоборот.

Указанные выше закономерности хорошо иллюстрируются примерами годового хода среднего уровня моря, приведенными А. И. Дуваниным (рис. 50).

Относительно правильно повторяющиеся, но небольшие по величине колебания, уровня вызываются бризовыми ветрами, дважды в сутки меняющими свое направление.

Наиболее значительные временные колебания уровня, про­ исходящие без определенной периодичности, вызываются силь­ ными 'изменениями атмосферного давления и ветрами, связан­ ными с прохождением над морем' барических систем (циклонов и антициклонов). Такие случаи могут создать очень большие повышения уровня, вызывающие наводнения, часто с катастро­ фическими последствиями. Наводнение в Ленинграде 23 сен­ тября 1924 г. было вызвано надвинувшимся глубоким циклоном.

В момент наиболее интенсивного подъема уровня давление упало ниже 735 м м, а скорость ветра достигала в среднем 25 м / с е к, при порывах — 4 0 м / с е к.

Рис. 51. Сгонно-нагонные ко- g лебания в прямоугольном бас сейне.

1 — продольная циркуляция, '2 — по­ 3 — зоны перечная циркуляция, нагона, 4 — зоны максимального максимального сгона, 5 — попереч­ ный наклон уровня.

Величина колебаний уровня под действием сгонно-нагонных ветров зависит от силы, продолжительности и направления ветра относительно береговой черты, глубины бассейна и рель­ ефа дна. Зависимости колебаний уровня от вышеперечисленных факторов (в общем виде) установить еще не удалось, поэтому ограничимся рассмотрением частных и наиболее простых слу­ чаев (по Н. Н. Зубову). Так, в прямоугольном бассейне, длина которого превышает ширину (рис. 51), ветер вызывает: 1) про­ дольную циркуляцию, одной частью которой.является поверх­ ностное течение в направлении ветра, а другой — придонное те­ чение в обратном направлении, 2) продольный наклон уровня с повышением у подветренного1 берега (нагон) и понижением у наветреннего (сгон), 3) поперечную циркуляцию, обусловлен­ ную силой Кориолиса и направленную в северном полушарии вправо от направления ветра, 4) поперечный наклон уровня с повышением у правого берега (относительно направления ветра) и с понижением у левого.

Предельный наклон уровня для стационарного случая, когда сила ветра полностью уравновешивается гравитационной силой 1 П онятия «подветренный и наветренный берега» у Н. Н. Зубова имеют противоположный смысл по сравнению со словарем русского язы ка С. И. О ж е­ гова (1952 г.)., и продольная циркуляция исчезает, вы раж ается формулой где рж— угол продольного наклона, Т — сидл ветра, создающего наклон, в ж/сек, g — сила тяжести.

Для предельного поперечного наклона применима формула где — угол поперечного наклона, К — сила Кориолиса.

В этом случае сила Кориолиса полностью уравновешивается гравитационной силой, а поперечная циркуляция исчезает.

Из простых рассуждений вытекает, что продольный наклон тем больше, чем слабее продольная циркуляция (чем меньше скорость обратного придонного течения). А это бывает в том случае, когда глубина моря мала, а рельеф дна сложён.

Для расчета предельного наклона уровня и высоты предель­ ного нагона Г. С. Башкиров рекомендует пользоваться следую­ щей формулой:

3Tj 2Я ’ i — предельный наклон водной поверхности, Н — глубина где. 1= ™^ ---------------- + 0,001ft) 1/2А. В. лКараушеву).

(0,0003 (по тэ т,, моря (м ), Т -— м В формуле А. В. Караушева v — скорость ветра в м / с е к, оп­ ределенная на высоте 2 м над уровнем моря, h — высота мор­ ских ветровых волн 50%-ной обеспеченности.

Подъем уровня (величина нагона) приближенно рассчиты­ вается по формуле АН= ix, где х — длина разгона ветра (в метрах).

Пример. Пусть v = 2 0 м / с е к разгон нормального к берегу, ветра х = 5 0 к м, h 2 м, преобладающая глубина прибрежной = 9,8 1, = зоны Н = 10 м, тогда ^ - (а° ° ^ 9? - 202 - 0,0 0 0 1 3, ix = Ш= м.

-3•'20;

01о13 50 000 == ° Колебания уровня вследствие притока воды (входной поток океанических вод, речной сток и осадки) или убыли ее (выход­ ной поток морских вод в океан и испарение) происходят в ос­ н'овном за счет изменений величины водообмена с океаном и речного сток,а как в течение года, так и от года к году. Испаре­ ние и осадки имеют при этом второстепенное значение и рас­ пределяются как в пространстве, так и во времени более равно­ мерно.

Изменения величины водообмена и речного стока от года к году в морях, свободно соединяющихся с океаном, не вызы­ вают больших колебаний уровня данного моря. Например, в Бал­ тийском море такие колебания уровня не превышают 10— 15 с м.

Некоторый подъем имеет место также в непосредственной бли­ зости от устья реки за счет выходящего речного потока. В мо­ рях, в которые впадает много рек и к тому же слабо связанных см Рис. 52. Многолетний ход среднегодовых значений уровня Каспийского моря у г. Баку.

с океаном, колебания речного стока имеют большее влияние на колебания уровня моря.

Особое место занимают изменения речного стока для морей, не имеющих связи с океаном. В таких морях изменения величин материкового стока являются основной причиной векового по­ вышения или понижения уровня моря.

Характерным примером является Каспййское море, уровень которого имеет хорошо выраженный годовой ход с максимумом во время весеннего половодья рек. Уровень моря резко колеб­ лется в зависимости от величины стока рек, главным образом Волги. На рис. 52 показано изменение уровня Каспийского моря у г. Баку с 1905 по 1955 г. С 1933 г. вследствие резкого падения стока р. Волги в течение нескольких последующих лет уровень моря понизился более чем на 200 с м, из-за чего большие пло­ щади моря в северной мелководной части Каспия полностью обсохли. Некоторые рыболовецкие колхозы, ранее расположен­ ные на берегу, оказались после падения уровня удаленными на десятки километров от берега.

Колебания уровня, вызванные изменениями плотности воды.

Уровень мопя изменяется в связи с изменениями плотности морской воды: при уменьшении плотности воды увеличивается ее объем, а следовательно, повышается уровень и, наоборот, при увеличении плотности воды уровень понижается вследствие уменьшения объема морской воды. В связи с равномерным и от­ носительно: постоянным расположением областей теплой и хо­ лодной воды на земном шаре (теплая вода — в приэкваториаль­ ных и тропических областях, холодная — в полярных) неодина­ ковое стояние уровня по причине разницы в плотности воды в этих зонах хотя и имеет место, но является более йли менее постоянным и сказывается только в отклонении поверхности вод морей и океанов от поверхности геоида.

Колебания уровня, вызванные разностью плотности воды, происходят главным образом из-за пульсаций мощности холодных и теплых течений, а также при сгонах и нагонах. В по­ следнем случае, если происходит сгон, то понижение уровня, вызванное в основном ветром, накладывается на понижение уровня, вызванное подтоком глубинных, более холодных, а сле­ довательно, и более плотных вод. При нагоне уровень повы­ шается как за счет прибыли воды в результате действия ветра, так и за счет притока поверхностных вод меньшей плотности.

§ 4. Стоячие волны. Сейши. Понятие о тягуне В отличие от поступательных волн, при с т о я ч и х в о л н а х от­ сутствует перемещение формы волны от одного места океана к другому.

При стоячей волне подошва ее чередуется с вершиной, при­ чем это чередование происходит в одном и том же месте, т. е.

волна не перемещается поступательно в горизонтальном на­ правлении. В определенных точках стоячих волн частицы жид­ кости остаются неподвижными. Такие точки называются у з л а м и (а если говорить о пространстве, то узловыми линиями). Точки, где чередуются- вершина и подошва волны, называются п у ч н о ­ ' _ стями.

Стоячие волны образуются от наложения поступательных и отраженных волн, в результате отражения поступательной волны препятствием, расположенным перпендикулярно распростране­ нию волн. При правильных поступательных волнах наибольшие горизонтальные скорости частиц наблюдаются у гребня и по­ дошвы, а наибольшие вертикальные — у среднего уровня (между гребнем и подошвой);

при стоячих волнах, наоборот, 'наиболь­ шие горизонтальные скорости наблюдаются у узлов, а наиболь­ шие вертикальные — у пучностей. Согласно классической теорий поступательных й стоячих волн, орбиты поступательных волн являются либо окружностями, либо эллипсами;

орбиты же стоя­ чих волн являются прямыми линиями.

При стоячих волнах (возникших как результат наложения поступательных и отраженных волн) не обязательно проник новение волнения до дна моря. Однако существуют колебания уровня, при которых вовлекается в движение вся масса воды данного бассейна. Траектории частиц воды при этих колебаниях такие же, как и в стоячих волнах. Такие колебания называются с е й ш а м и (рис. 53)., Если посреди какого-либо бассейна имеется только одна узло­ вая линия и у берегов уровень то опускается, то поднимается, °) Пучност ь У зел П учност ь Рис. 53. О дноузловая (а) и двухузловая (б) сейши.

такая сейша называется одноузловой. Если сейша одноузло­ вая, то частицы воды двигаются взад и вперед почти горизон­ тально. Если сейша двухузловая, то в пучностях ее частицы дви­ гаются взад и вперед вертикально, а под узлами и около них — более или менее горизонтально. В зависимости от числа узлов сейши называются одноузловыми, двухузловыми, трехузловыми и т. д.

На рис. 53 показаны одноузловая и двухузловая сейши в раз­ резе. Период сейш, т. е. промежуток времени, в течение которого происходит полное колебание уровня, зависит от числа узлов и геометрии бассейна (рельефа дна, размеров и формы бассейна) и может составлять от нескольких секунд до нескольких часов.

Период одноузловой сейши в мелком море (сейша создана длинной волной) определяется по формуле 2/.

Г УТн ’ где А — длина бассейна.

Если сейша многоузловая, то ' ;

' 2/. _ !' п \/ W " где п — число узлов в сейше.

Причиной сейш могут быть резкие изменения атмосферного давления в каком-либо месте бассейна. Сейши могут созда­ ваться также сейсмическими колебаниями, сгонами и нагонами воды и т. д. Особенно хорошо выражены сейши на озерах, где они впервые и стали изучаться. Так, например, на Женевском озере отмечены сейши с амплитудой до 2 м и периодом 73 мин.

Рис. 54. Сейши в Севастополе 25 августа 1911 г.

I — колебания уровня, 2 — атмосферное давление.

На озере Эри (СШ А) период сейши доходит до 14 час. На Азовском море отмечены сейши с амплитудой 80 с м и периодом до 23 час.

На рис. 54 представлено колебание уровня сейшевого харак­ тера в Севастополе 25 августа 1911 г. при прохождении над го­ родом грозы. Падение давления н а '6 м м дало толчок колеба­ ниям уровня. Амплитуда колебаний уровня достигала 58 с м, пе­ риод сейши был равен 50—-60 мин.

Иногда в некоторых гаванях мира происходят своеобразные. колебания вод, получившие у моряков специальное название т я гу н а. Явление тягуна представляет собой комбинацию верти-.

кальных и горизонтальных движений вод, при которых происхо­ дит наваливание судов на стенки набережных или на соседние суда или же, наоборот, резкий отжим судов от причалов, при­ водящий к обрыву швартовых. „ Природа тягуна еще далеко не изучена. Большинство иссле­ дователей считают причиной тягуна сейши, возникающие либо при наложении собственных сейш гавани на сейши прилегаю щего участка открытого моря в пределах континентальной от­ мели (при вогнутом очертании берега), либо же при интерфе­ ренции штормовых волн, входящих в гавань и вызывающих собственные’ сейши гавани.

§ 5. Средний уровень моря ' В любой точке моря уровень непрерывно изменяется в про­ странстве и во времени. Все колебания уровня происходят около некоторого среднего положения, представляющего сред­ нюю арифметическую из всего ряда наблюдений за возможно более продолжительный период времени, но не менее нескольких лет. Продолжительность наблюдений для определения среднего многолетнего уровня зависит от особенностей уровенного режима данного моря и, очевидно, от практических требований. Для разных морей и даже для отдельных районов одного и того же моря эта продолжительность будет различной. При установле­ нии минимального числа лет, необходимого для определения среднего уровня с заданной точностью, должны быть учтены все изменения уровня, вызванные атмосферными процессами.


Например, для определения среднего положения уровня Чер­ ного моря с точностью ± 1 с м надо наблюдать не менее 22 лет.

Для некоторых гидротехнических расчетов иногда ограничи­ ваются меньшей продолжительностью наблюдений над уровнем, особенно если поблизости имеется пункт с длительными уровен ными наблюдениями. Длительные непрерывные наблюдения над уровнем в некоторых характерных пунктах моря необходимы для\ повседневной информации хозяйственных организаций о происходящих изменениях уровня. Результаты длительных уровенных наблюдений представляют собой необходимую основу для научно-исследовательской работы при изучении причин ко­ лебания уровня и разработке методики прогноза этих коле­ баний.

Наблюдения над уровнем производятся с помощью само­ писца уровня или водомерной рейки, причем отсчеты по рейке производятся в определенные сроки.

Для практических и научных целей принято вычислять сле­ дующие характерные уровни.

С р е д н и й с у т о ч н ы й у р о в е н ь вычисляется как среднее из. ежечасных отсчетов по записям самописца уровня или при еже­ часных наблюдениях по рейке. Для морей с незначительными колебаниями уровня средний суточный уровень достаточно точно вычисляется как среднее из срочных наблюдений по во­ домерной рейке. В морях со значительными приливами иногда вычисляют уровень полуприлива (среднее арифметическое из высот полных и малых вод), который весьма близко совпадает со средним суточным уровнем.

' - Колебания средних суточных уровней могут достигать 2 — обычно связано с явлениями сгонов и нагонов. Так, на­ 3 м. Это пример, в 1915 г. жестокий шторм вызвал подъем уровня вГаль вестоне (Мексиканский залив) на 300 см.

вычисляется как среднее из С редний м есячный уровень ежечасных отсчетов уровня за месяц или как среднее из средне­ суточных уровней по записям самописца уровня или по материа­ лам ежечасных наблюдений по рейке. Иногда при четырехсрочных, наблюдениях по водомерной рейке средний месячный уровень вычисляется как среднее из всех срочных наблюдений. Средние месячные уровни для одного и того же пункта могут разли. чаться на несколько десятков сантиметров, особенно в муссон­ ных областях.

С р е д н и й г о д о в о й у р о в е н ь определяется как среднее из еже­ часных отсчетов самописца уровня или из всех срочных наблю­ дений по водомерной рейке за год, или, наконец, из средних месячных уровней.

•Средний годовой уровень не остается постоянным, а ме­ няется из года в год. При этом оказывается, что средние годо­ вые уровни таких морей, как Азовское, Балтийское, Черное, от­ клоняются от среднего многолетнего уровня больше, чем это наблюдается на океанских побережьях. Но изменение величины средних годовых уровней сравнительно невелико — до 20 см.

В морях, не имеющих сообщения с Мировым океаном, коле­ бания среднего годового уровня могут быть весьма значительны, что обусловлено изменениями величин берегового стока, испаре­ ния и осадкйв.

С р е д н и й м н о г о л е т н и й у р о в е н ь определяется как среднее арифметическое из всех отсчетов уровня за весь период наблю­ дений. Чем продолжительнее время, за которое имеются наблю­ дения над уровнем, тем с большей точностью он может быть вычислен. Наблюдения над уровнем в Кронштадте ведутся с 1835 г. В этом случае средний многолетний уровень может быть вычислен с точностью до ±0,2 см.

Положение средних многолетних уровней моря на одной и той же параллели на восточных и западных берегах материка не одинаково. Оказывается, что у западных берегов уровни стоят выше, чем у восточных.

Сравнением средних многолетних уровней в СШ А по парал­ лели установлено, что уровень Тихого океана расположен выше уровня Атлантического океана на 50 см. Нивелировка, произве­ денная в СССР от Кронштадта до Владивостока, показала, что и здесь уровень у западных берегов расположен выше, чем у во­ сточных;

так, средний многолетний уровень у Кронштадта ока­ зался расположенным выше, чем у Владивостока, на 180 см. ' Новейшие нивелировки показали также, что вдоль одного и того же берега материка положение среднего многолетнего уровня не остается неизменным. На тихоокеанском и атланти­ ческом побережьях СШ А положение среднего многолетнего уровня в северном полушарии понижается от севера к югу. То же наблюдается и на морях атлантического побережья Европы, омывающих берега СССР. Так, уровень Балтийского моря у Кронштадта на 24 с м ниже уровня Белого моря у Архангель­ ска и в то же время на десятки сантиметров выше уровня Чер­ ного моря у Одессы.

Средний многолетний уровень порта, вычисленный за неко­ торое установленное число лет и объявленный для каждого порта специальным распоряжением, называют о р д и н а р о м порт а.

Средний многолетний уровень в морях без приливов прини­ мается в качестве нуля глубин для морских карт. От этого уровня отсчитываются глубины моря и высоты суши. Для морей с приливами в качестве нуля карт в С С СР принимают так на­ зываемый «теоретический нуль глубин»1, представляющий наи низший возможный по астрономическим причинам уровень.

§ 6. Нуль Кронштадтского футштока. Водная нивелировка В Советском Союзе в качестве отсчетной отметки всех ниве­ лирных систем (нуль высот) принимается нуль Кронштадтского футштока. Все наблюдения за уровнем моря во избежание отри­ цательных значений отсчетов приводятся к так называемому единому нулю поста2— к отметке на 5 м ниже нуля Кронштадт­ ского футштока.

В других странах существуют свои нулевые поверхности ни­ велирных систем, свои нули высот. Это обстоятельство создает ряд неудобств при анализе результатов наблюдений над уров­ нем Мирового океана. Возникла необходимость принятия меж­ дународного единого нуля высот (и глубин). Генеральная ас­ самблея Международного геодезического и геофизического союза (РИМ, сентябрь 1954 г.) одобрила идею уравнивания европейской нивелирной сети. В дальнейшем встанет вопрос о создании единого нуля высот для материка Евразии, а может быть, и всего мира.

В настоящее время на побережьях всех морей Советского Союза имеется один или несколько пунктов, связанных нивели­ ровкой с общегосударственной системой высотных отметок (привязанных к нулю Кронштадтского футштока). С другой стороны, в каждом море есть пункты, которые невозможно или чрезвычайно затруднительно связать с общей нивелирной 1 Определение теоретического нуля глубин производится по методу Н. П. Владимирского, изложенному в «Руководстве по обработке и предска­ занию приливов», изд. ГУ ВМФ, Л., 1941.

2 Н уль поста — высота нуля водомерной рейки, надеж но связанной с ре­ пером (маркой) государственной нивелировки.

Ю. В. Истошин системой, например пункты, расположенные на островах или вдали от реперов государственной сети. Однако имеется простой и достаточно точный способ взаимной увязки нулей постов, свя­ занных с государственной нивелирной сетью, с нулями постов, не имеющих абсолютных отметок. Таким способом является водная нивелировка.

Водная нивелировка основана на предположении, что спо­ койная поверхность моря перпендикулярна направлению силы тяжести во всех ее точках, как в точках измерения уровня моря, так и между ними, т. е. представляет собой поверхность геоида, или, иначе, на свойстве поверхности воды принимать горизон­ тальное положение под действием силы тяжести. Однако на по­ верхность моря действует не только сила тяжести, но и ряд дру­ гих сил, как, например, приливообразующие силы Луны и Солнца, ветер, вызывающий сгоны и нагоны, атмосферное дав­ ление, неодинаковое в различных районах моря, и др. Таким образом, средний уровень моря (К ) за некоторый промежуток времени (впрочем, как и любой мгновенный отсчет уровня по рейке) можно рассматривать как алгебраическую сумму со­ ставляющих высот уровня, обусловленных всеми этими силами:

^ ^баланс ~f~ ^п ри ли в ^сгон ^плотн ——^тект где Абадане — отклонение уровня за счет неравномерностей в процессе поступления или расхода воды (испарение, речной сток и пр.), Априлив — приливные колебания уровня, Ясгон — сгонно-нагонные колебания уровня, /гПлотн — колебания уровня за счет изменения плотности воды, /гТект —кажущиеся колеба­ ния уровня в результате вертикальных движений земной коры (при осреднениях уровня за длительный срок с этой компонен­ той приходится считаться).

На основании этого уравнения можно составить общее рас­ четное уравнение метода водного нивелирования, обычно упот­ ребляемое на практике.

Если положить Д йбаланс равной нулю (общий объем воды в море неизменен), то это уравнение будет иметь вид ДS = Ah + (Д^прилив “Ь Д^плотн ~1~ А/^тект — ^^сгон)* Ь Здесь A S — превышение между нулями постов;

Ah — разность уровней, осредненных за некоторый отрезок времени, ААП рилив = = h \ — h 2 = h i — ( k h i + b ), где h i и h 2 = k h i + b — высоты пол­ ных (малых) вод на основном и дополнительном пунктах, k — коэффициент прилива, Ь — свободный член уравнения связи полных (малых) вод;

ААплотн = ~ Д А где AD — разность дина о мических высот;

А/гтект = А c t, где — скорость опускания или с подъема побережья, t — время.

Таким образом, в конечном виде расчетное уравнение вод­ ного нивелирования запишется в форме — ] -f- — AZ) -j- L e t -j- A/zcr0H hx— khi А 5= Д /г± b Это уравнение берется за основу как при водном нивелиро­ вании по средним уровням, так и по материалам коротких се­ рий наблюдений или по мгновенным уровням в морях с прили­ вами и без приливов.


На практике чаще всего поступают следующим образом:

либо проводят водную нивелировку по мгновенным отсчетам уровня в день, когда возмущающие силы предполагаются от­ сутствующими, либо используют средние годовые или средние многолетние уровни. Например, для морей, где приливо-отлив­ ные колебания уровня ничтожно малы (Аральское, Каспийское, Азовское, Черное и Балтийское), выбирают такой момент вре­ мени, когда над морем наблюдается однообразное давление ат­ мосферы и стоит штилевая погода или маловетрие. Водную нивелировку лучше проводить летом через 1,5— 2 месяца после весеннего половодья на реках, впадающих в море, когда воды речного стока успели распространиться по всей акватории моря.

Пусть погодные условия, близкие к вышесказанным, сложи­ лись в утренний синоптический срок 1 августа 1966 г., а нам необходимо связать водной нивелировкой нуль поста станции А, имеющей абсолютную отметку, с нулем поста островной стан­ ции Б, не имеющей абсолютной отметки. С этой целью утренний отсчет по рейке на станции А приводят к единому нулю поста и вычисляют таким образом абсолютную отметку наблюденного уровня на станции А.

Эта абсолютная отметка уровня на станции А будет такой же и на станции Б, если уровень на обеих станциях измерялся одновременно. Зная теперь абсолютную отметку уровня на стан­ ции Б, легко определить абсолютную отметку нуля рейки, ус­ ловного нуля поста станции Б и, наконец, абсолютную отметку репера, с которым связан нуль рейки на станции Б.

Можно проводить водную нивелировку и по средним много­ летним уровням, вычисленным для станций Л и за один и тот же ряд лет. Пусть в нашем распоряжении имеются таблицы средних месячных уровней по станциям А - и Б с 1940 по 1956 г.

По данным таблицы вычисляем многолетние средние месячные значения уровня для станций Л и в отдельности, затем строим графики годового хода уровня на обеих станциях. Кроме этого графика, рекомендуется построить график хода среднего годо­ вого уровня за весь ряд наблюдений (1940— 1965 гг.). Если ход уровня на станциях А и Б идентичен, можно проводить водную нивелировку. Для этого вычисляется разность между средними 15* ' многолетними уровнями на станциях А и Б. Пусть средний мно­ голетний уровень на станции Б превышает средний многолетний уровень на станции Л на 100 см. Следовательно, нуль поста станции Б на 100 с м выше, чем на станции Л, имеющей абсолют­ ную отметку.

Точность водной нивелировки можно оценить вычислением средней квадратичной погрешности по формуле где 2Д2 — сумма квадратов отклонений годовых разностей уров­ ней на станциях Л и Б от средней многолетней разности, п — число лет наблюдений над уровнем моря.

Установлено, что водное нивелирование с помощью годовой серии наблюдений позволяет почти полностью исключить влия­ ние приливов и сгонно-нагонных явлений, так что средняя квад­ ратичная ошибка не будет превышать ± 2 — 5 с м. При использо­ вании 3— 5-летней серии наблюдений (при расстоянии между постами около 50 к м ) ошибка не превосходит 1 с м, что дает точность не ниже точности первого класса геометрического ни­ велирования. Точность водного нивелирования по мгновенным уровням также вполне достаточна для практических целей, осо­ бенно если последнее производится несколько раз и за оконча­ тельный результат принимается среднее значение или наиболее вероятное.

§ 7. Статистическая обработка уровенных наблюдений.

Кривые обеспеченности высот уровня Результаты уровенных наблюдений подвергаются различным видам статистической обработки в зависимости от поставлен­ ных задач. В научных целях часто осуществляется спектраль­ ный анализ, позволяющий выявить скрытые и заранее неизве­ стные периодичности колебаний уровня. Если хотят обнаружить периодичность не менее 1/ 2 года ('/г года, 1, 2 и более), анали­ зируют многолетний ряд средних месячных значений уровня;

для выявления меньших периодов спектральному анализу под­ вергаются средние суточные значения.

Для определения характеристик колебаний с заранее извест­ ными периодами (например, полусуточными или суточными приливного характера) применяется гармонический анализ.

Для целей практики употребляются другие виды статистиче­ ской обработки наблюдений. Мореплавателей и портостроите лей часто интересует продолжительность стояния уровня на данном горизонте. Для ответа на этот вопрос ежечасные значе­ 228 ' ния уровня !, наблюденные по мареографу (или срочные наблю­ дения по футштоку), разбиваются на группы «по ступеням»

в 5 или 10 с м в зависимости от амплитуды колебаний. Затем вычисляют процент числа случаев стояния уровня в пределах данной ступени относительно общего числа наблюдений за весь выбранный для анализа период времени (например, за 1 год, за 10 лет). Полученные цифры наносятся на график повторяе­ мости уровня (рис. 55), иначе называемый графиком распреде­ ления, или кривой распределения.

см i i 10% Рис. 55. П овторяемость стояния Рис. 56. И нтегральная кривая стоя уровня. ния уровня.

Ступень, на которую по графику повторяемости приходится наибольшее число случаев стояния уровня, называется модаль­ ным уровнем (в нашем случае 50— 55 с м ).

Пользуясь графиком повторяемости, можно построить ин­ тегральную кривую стояния уровня, или, иначе, кривую обеспе­ ченности. Для этого на оси абсцисс графика откладываются проценты, а на оси ординат — высоты уровня (в данном случае наинизший наблюденный уровень принят за нуль). Кривая обеспеченности строится последовательным суммированием 1 Д л я статистической характеристики особенностей колебаний уровня в те­ чение года Чаще вычисляется повторяемость и обеспеченность уровней по средним суточным значениям, а не по ежемесячным. (Ред.) общего числа случаев (в процентах), когда уровень стоял выше любой отметки вертикальной шкалы графика (рис. 56).

Уровень 50%-ной обеспеченности на интегральной кривой называется медианным уровнем (в нашем случае 60 с м ).

§ 8. Практическое и научное значение изучения колебаний уровня океанов и морей Знание характера колебаний уровня океанов и морей нужно прежде всего гидрографу, занимающемуся составлением нави­ гационных карт, для установления нуля карт, т. е. такой поверх­ ности, от которой отсчитываются глубины моря. В морях, где нет приливов или они меньше 50 см, глубины моря отсчитываются от среднего многолетнего уровня моря, в морях с приливами отсчет ведется от самого низкого отливного уровня или от дру­ гого условного низкого уровня. Возможные случаи наложения на уровни при сизигийном отливе сгонов обычно при выборе нуля карт во внимание не принимаются во избежание большого разнообразия нулей карт даже в пределах одного моря, а также чрезмерного занижения глубин, что привело бы к необоснован­ ному ограничению судоходства в мелководных районах. Однако знание особенностей сгонно-нагонных колебаний уровня необ­ ходимо мореплавателю, который должен, пользуясь лоциями и специальными гидрометеорологическими пособиями, уметь рас­ считать понижения уровня при сгонах и не допустить посадку судна на мель.

Не меньшее значение, чем сгоны, имеют явления штормовых нагонов. От них особенно страдает Япония, которая терпит миллионные убытки от огромных разрушений, причиняемых гигантскими штормовыми волнами, сопровождающими тайфуны.

Миллионы жителей на побережье Северного моря страдают от штормовых нагонов. Значительная часть Голландии лежит ниже уровня моря и отгорожена от него дамбами высотой до 15 м. При сильных северо-западных ветрах иногда дамбы не выдерживают натиска волн и они врываются внутрь страны.

Последнее катастрофическое наводнение случилось в Голлан­ дии в 1953 г., а в Ф РГ в 1962 г.

Большой интерес для мореплавания представляет явление тягуна. Знание условий, при которых в гаванях возникает тягун, позволит морякам и портовым работникам принять соответст­ вующие меры предосторожности.

Велико значение волн цунами для жителей прибрежных рай­ онов, работников портов и мореплавателей. Меры по преду­ преждению цунами, предпринимаемые Гидрометслужбой СССР, позволяют свести к нулю человеческие жертвы и несколько уменьшить убытки, причиняемые этим грозным явлением при­ роды. Для мореплавателей волны цунами (безопасные в откры­ том море) вблизи берега представляют угрозу неожиданной и резкой посадки судна на дно при обычном понижении уровня перед приходом цунами, а также угрозу выброса на мелководье или на берег одной или серии высоких волн.

Научное значение изучения колебаний уровня моря заклю­ чается в следующем:

1) знание превышений уровня в одних районах по сравнению с другими помогает определить горизонтальную циркуляцию вод океана;

2) расчет понижения уровня вследствие изъятия вод при оледенениях и повышения его при таянии ледников позволяет установить положение уровня Мирового океана при всех воз­ можных изменениях климата земного шара. Этот процесс дол­ жен учитываться во всех проектах мелиорации климата Земли.

Известно, что растопление всех ледников на земле поднимет уровень океана на 50 м \ 3) знание стояний уровня в далеком прошлом дает возмож­ ность определить положение древних береговых линий, что по­ может ориентироваться горным инженерам в поисках полезных ископаемых на дне моря.

ГЛАВА XI ПРИЛИВЫ § 1. Понятие о явлении прилива П р и л и в о - о т л и в н ы м и я в л е н и я м и в океане называют сложные волновые движения вод, обусловленные силами всемирного тя­ готения и. выражающиеся изменениями уровня моря и тече­ ниями периодического характера. П р и л и в о м и о т л и в о м называ­ ются периодические колебания уровня моря, возникающие под действием притяжения Луны и Солнца. Во время прилива уро­ вень постепенно повышается и, достигнув наивысшего положе­ ния, начинает падать. Наивысшее положение уровня в течение одного периода колебаний приливов называется п о л н о й в о д о й, а наинизшее — м а л о й в о д о й.

Таким образом, п р и л и в о м называют повышение уровня от момента малой воды до момента полной воды, а о т л и в о м — по­ нижение уровня от момента полной воды до момента малой воды ’.

1 И з этого определения следует, что при приливе уровень мож ет быть и ниже, и выше среднего уровня моря, так как под термином «прилив» по­ ним ается повышение уровня моря над малой водой, а не н ад средним уровнем моря.

Расстояние по вертикали между уровнями последовательных малой и полной или полной и малой водами называется в е л и ч и ­ н о й п р и л и в а 1.

Промежуток времени между моментами полной воды и по­ следующей малой воды называется в р е м е н е м п а д е н и я у р о в н я, а промежуток времени между моментами малой воды и после­ дующей полной воды называется в р е м е н е м рост а.

Промежуток времени между соседними полными или сосед­ ними малыми водами называется п е р и о д о м п р и л и в а. В зависи­ мости от периода различают приливы п о л у с у т о ч н ы е, с у т о ч н ы е и с м е ш а н н ы е (неправильные полусуточные и неправильные су­ точные).

Период полусуточных приливов в среднем равен 12 час.

25 мин. При этом типе приливов в лунные сутки2, равные 24 час. 50 мин., регулярно наблюдаются две полные и две ма­ лые воды. Времена роста и падения уровня при полусуточных приливах одинаковы, а высоты последовательных полных и ма­ лых вод почти равны и закономерно изменяются в течение месяца (рис. 57). Такие приливы называются п р а в и л ь н ы м и. При суточных приливах почти всегда за лунные сутки на­ блюдаются одна полная и одна малая вода. Часто бывает также, что в течение месяца явление меняет свою периодич­ ность приближаясь то к полусуточному, то к суточному типу.

Такие приливы называются с м е ш а н н ы м и.

Смешанные приливы разделяются на неправильные полусу­ точные и неправильные суточные в зависимости от того, к ка­ кому типу прилива — полусуточному или суточному — они более приближаются.

При неправильных полусуточных приливах почти на протя­ жении всего месяца наблюдаются за одни лунные сутки две полные и две малые воды, но высоты двух смежных полных и двух смежных малых вод значительно отличаются. Другими словами, при неправильных полусуточных приливах величины двух последовательных приливов неодинаковы. Отличаются также друг от друга промежутки времени между двумя после­ довательными полными (малыми) водами.

1 Раньш е, до 1947 г., вместо величины прилива был принят термин «ам­ плитуда прилива». В настоящ ее время амплитудой прилива назы вается по­ ловина величины прилива. Часто величину прилива неправильно называю т высотой прилива. П од высотой прилива следует понимать положение уровня в данный момент над каким-либо другим уровнем, условно принятым за нуль, например над средним уровнем, нулем глубин, нулем рейки и т. д.

2 Лунными сутками назы вается промежуток времени меж ду двум я сосед­ ними кульминациями Луны.

3 Полусуточные приливы, у которых время роста значительно отличается от времени падения, относят к одной из разновидностей мелководных, так как такого типа приливы наблю даю тся обычно в мелководных районах, чаще всего в устьевых участках рек.

При неправильных суточных приливах только в периоды, когда склонение Луны равно нулю, бывают две полные и две 2 4 6 8 0 24 68 024680 М2 4 6 8 ?

0 24 68 20 22 24 26 28 30 а — полусуточные приливы (Бальбоа, Панамский канал), б — неправильные полусу­ точные приливы (Ванкувер, Канада), в — неправильные суточные приливы (Бангкок, бар реки), г —суточные приливы (о. Хон-до, Вьетнам). О ” полнолуиие, ф — ново­ луние, ]) — первая четверть Луны, С — последняя четверть Луны, S — наибольшее южное склонение Луны, N — наибольшее северное склонение Луны, Е — нулевое склонение Луны.

малые воды в лунные сутки. С увеличением склонения Луны приливы приобретают характер суточных с одной полной и од­ ной малой водой в течение лунных суток.

Приливо-отливные колебания уровня вызываются совмест­ ным влиянием притяжения Луны и Солнца. Лунная приливо­ образующая сила, обусловленная силами тяготения между Луной и Землей, определяет основные черты приливных явле­ ний на Земле. Вершина приливной волны как бы следует за Луной, совершающей суточное движение вокруг Земли. Полная вода наступает около момента прохождения Луны через мери­ диан данного места (этот момент называется кульминацией Луны), обычно несколько запаздывая относительно этого мо­ мента. Промежуток времени между кульминацией Луны и мо Сизигик ' Солнечный прилив / О Луна Щ--------------------------------Ш н ц е \ 4 Лунный прилив О Луна Квадратура J Лунный прилив Солнечный ------------------------ -- Солнце прилив Рис. 58. Объяснение сизигийного и квадратурного приливов.

ментом наступления ближайшей полной воды называется л у н ­ Лунные промежутки для каждого места не­ ны м промеж утком.

сколько отличны. Средняя величина лунного промежутка называется с р е д н и м п р и к л а д н ы м ч а с о м. В то время, когда Луна и Солнце кульминируют одновре­ менно (находятся на одной линии с Землей) (сизигии), вели­ чины приливов бывают наибольшими. Когда Луна и Солнце кульминируют через 6 час. 12 мин. (видны с Земли под прямым углом) (квадратуры,), величины приливов становятся наимень­ шими (рис. 58). Первые приливы называются с и з и г и й н ы м и, вторые — к в а д р а т у р н ы м и. Наибольший сизигийный прилив обычно не совпадает с моментами сизигии, наступая в одних районах несколько позже, в других — несколько раньше этих моментов. Промежуток времени между сизигиями и сизигий­ ными приливами называется в о з р а с т о м п р и л и в а.

1 Средний лунный промежуток в равноденственные сизигии, когда Л уна и Солнце находятся на экваторе в средних расстояниях от Земли, назы вается прикладным часом порта.

Приливо-отливные колебания уровня сопровождаются перио­ дическими горизонтальными движениями частиц воды или при­ ливо-отливными течениями, представляющими вторую неотъем­ лемую сторону единого сложного волнового движения.

§ 2. Приливообразующие силы Приливо-отливные колебания уровня происходят вследствие воздействия на каждую частицу воды приливообразующих сил Луны и Солнца. Рассмотрим для простоты приливообразующие силы Луны и Солнца отдельно.

X Ось обращения системы О -------------------------------------------------------» л На плоскост и меридиана Рис. 59. Система тел Зем ля— Л уна и общ ая ось вращ е­ ния системы.

Земля и Луна, обладая собственным движением в мировом пространстве,1 вместе с тем обладают взаимным притяжением, в силу которого вращаются около общего для них центра тя­ жести или центра масс. Центр тяжести системы лежит на 1 Зем ля вращ ается около собственной оси и вокруг Солнца, Л уна — единственный спутник Земли — вращ ается вокруг Земли, а вместе с нею во ­ круг Солнца. Ц ентробеж ная сила, возникаю щ ая в каж д ой водной частице вследствие вращ ения Земли вокруг собственной оси, не оказы вает никакого влияния на приливные явления, т ак как не меняется во времени. Равнодей­ ствую щ ая этих двух сил (центробежной силы и силы земного притяжения) является силой тяж ести и определяет собой форму Земли — эллипсоид в р а ­ щения, или, точнее, так называемый геоид.

прямой, соединяющей центры Земли и Луны, и расположен в расстоянии от них, обратно пропорциональном их массам.

Центр системы Земля — Луна находится ближе к центру Земли, так как масса Земли в 81,5 раза больше массы Луны.

На рис. 59 вверху и внизу показана схема вращения системы Земля— Луна вокруг общего центра в двух плоскостях — в пло­ скости меридиана и в плоскости экватора. В центре рисунка изображена схема вращения системы в плоскости меридиана А Б Рис. 60. Приливообразующ ие силы Луны.

1 — силы тяготения, 2 — центробежные силы, 3 — равнодействующие.

в истинном масштабе удаления Луны от Земли (о^оло 60 зем­ ных радиусов).

Земля и Луна совершают полный оборот вокруг общего центра тяжести системы приблизительно за 27 суток.

Рассмотрим подробнее вращение Земли и Луны вокруг об­ щей оси, проходящей через центр тяжести системы Земля— Луна, причем для простоты не будем принимать во внимание обращение Земли вокруг собственной оси. При обращении во­ круг этого общего центра тяжести на Земле и на Луне разви­ ваются центробежные силы. Эти силы в каждой точке Земли одинаковы и параллельны друг другу. По величине они равны центробежной силе для центра Земли. На рис. 60 пунктирными стрелками показаны величина и направление этой центробеж­ ной силы для разных точек земной поверхности. Так как на­ правление иа Луну на рисунке показано влево, то центробеж­ ные силы для всех точек имеют направление вправо, а обозна­ чающие их стрелки равны и одинаково направлены.

Равенство центробежных сил для каж дой точки Земли доказы вается следующим образом. Н а рис. 61 изображ ены четыре последовательных поло­ ж ения Земли при своем обращении вокруг оси, проходящ ей через центр тяж ести системы З ем л я—Л уна. Н а чертеж е представлены сечения Земли в плоскости экватора, причем точка Ц является центром тяж ести системы.

Т ак как вращ ение Земли вокруг собственной оси во внимание не прини­ мается, то произвольно выбранный радиус Зем ли iP i при вращ ении Земли вокруг центра тяж ести системы попеременно окаж ется в положении Е2, Р Е3 3, ЕаР 4. Д в е точки, расположенны е на этом радиусе, а именно центр Р Земли Е и произвольная точка P t.

располож енная на поверхности З е м ­ Мг ли, при полном обороте Земли вокруг центра тяж ести системы опишут окружности одного и того ж е р а ­ диуса. Центр окружности, описывае­ мой точкой Е, располож ен в точке Ц, а центр окружности, описываемой точкой Ри — в точке А.



Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |   ...   | 14 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.