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 |   ...   | 6 | 7 || 9 | 10 |   ...   | 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 8 ] --

Т ак как две точки описывают окружности с одинаковыми ради уса­ ми, то центробежные силы в обеих точках будут равны. Это справедливо д л я каж дой точки Земли. Ц ентро­ бежные силы, возникающие в к а ж ­ дой точке Земли, не только равны по величине, но и одинаково направ­ лены и всегда параллельны линии, соединяющей центры тяж ести Луны М4.

и Земли в сторону от Луны. Н а рис. полож ения Луны обозначены М 1, М2, Рис. 61. П уть точек Земли при М 3, М4. В положении E {Mi центро­ обращении вокруг центра тяж ести беж ная сила д л я точки Е t н аправ­ системы.

лена от Ц к Е, а для точки Р i — от А к Pi.

Центробежная сила, приложенная к материальной частице, находящейся в центре Земли, равна по величине, но противопо­ ложна по направлению той силе, с которой эта материальная частица притягивается Луной, т. е.

— р r i— к at ’ где F j — центробежная сила, образующаяся в результате вра­ щения Земли вокруг общего с Луной центра тяжести, k — гра­ витационная постоянная (т. е. сила притяжения между двумя массами в 1 г каждая, находящимися на расстоянии 1 с м друг от друга), М — масса Луны, d — расстояние между центрами Земли и Луны.

Так как Луна обращается вокруг Земли не по круговой ор­ бите, а по эллиптической, то расстояние от центра Земли до центра Луны с течением времени меняется. Вместе с этим соот­ ветственно меняется и сила притяжения частицы Земли Луной, а также центробежная сила, возникающая в этой частице от вращения системы Земля — Луна вокруг центра тяжести си­ стемы. Но эти изменения создают лишь незначительные колеба­ ния величины этих сил, не меняя принципиально хода явления.

В отличие от только что рассмотренной центробежной силы, сила притяжения Луны для каждой точки Земли различна, так как зависит от квадрата расстояния между этой частицей и центром Луны. Направлена она везде к центру Луны.

Сила притяжения массой Луны р 2 выражается формулой F 2 — /Ь М2 ) к Г где М — масса Луны, k — гравитационная постояннная, D — расстояние от данной точки Земли до центра Луны. На рис. 60 сплошными тонкими стрелками показаны вели­ чины и направления силы притяжения Луны для различных то­ чек земной поверхности в один и тот же момент времени. По­ скольку направление на Луну показано на рисунке влево, то и стрелки, показывающие силы лунного притяжения, в левой части рисунка (например, в точке 3 ) будут соответственно ве­ личинам этих сил несколько больше, чем в правой (например, в точке Я ), так как точка 3 лежит ближе всех других к Луне, а точка Я — дальше всех от Луны.

Если бы не было центробежной силы, образующейся от вра­ щения Земли вокруг общего с Луной центра тяжести, а имели бы место только силы лунного притяжения, в море, расположен­ ном на стороне Земли, обращенной к Луне, был бы прилив, на противоположной стороне — отлив.

Силы F i и F 2 являются составляющими приливообразующей силы. Другими словами, в каждой точке Земли приливообра­ зующая сила есть равнодействующая между силой притяжения Луны и центробежной силой в той же точке, образующейся в результате вращения Земли вокруг общего с Луной центра тяжести.

Величина равнодействующей приливообразующей силы вы­ ражается формулой F= kM ^, где г — радиус Земли.

В точке, расположенной ближе всего к Луне ( 3 — зенит), и в точке ( Я — надир), расположенной на один земной радиус дальше от Луны, чем точка 3, приливообразующая сила имеет 1 Д л я центра Земли сила притяжения вы раж ается равенством F2—k ^ j, т. е. для центра Земли F i= F 2 приблизительно одинаковую величину. Равенство приливообра­ зующих сил в точках 3 и Я возникает, если пренебрегать ве­ личиной радиуса Земли г по сравнению с расстоянием до Луны d. Если же величину радиуса Земли не отбрасывать, то приливообразующая сила в точке 3 получилась бы на V43 долю больше, чем в точке Я.

Очевидно, все сказанное относительно приливообразующей силы Луны остается справедливым и применительно к Солнцу.

По аналогии с лунными приливами приливообразующей силой Солнца является равнодействующая двух сил: центробежной силы, возникающей от вращения Земли вокруг общего центра тяжести системы Земля— Солнце, и силы йритяжения Солнца.

Общий центр тяжести системы Земля— Солнце будет лежать внутри Солнца, потому что масса Солнца очень велика сравни­ тельно с массой Земли.

Не повторяя всех сделанных выводов о приливообразующей силе Луны, можно для приливообразующей силы Солнца напи­ сать аналогичное выражение kC §, где С — масса Солнца, х — расстояние между центрами Земли и Солнца. В этом случае также сделано допущение, что вели­ чиной радиуса Земли, которая составляет 1/23 464 часть расстоя­ ния до Солнца, можно пренебречь.

Приливообразующие силы Солнца обусловливают возникно­ вение солнечных приливов. Каждая из систем приливов — лун­ ных и солнечных — возникает совершенно независимо, но, обра­ зовавшись, лунные и солнечные приливы складываются, и в море наблюдаются суммарные лунно-солнечные приливы.

Получив выражение для приливообразующих сил Луны и Солнца, вычислим, во сколько раз приливообразующая сила Луны больше приливообразующей силы Солнца:

Мх3 • 23 4843г kM W 2г Sd$ — 333 400 60.33/-3 — ’ ’ k S l$ где масса Земли, = 81,5М, gl 5 ;

S — масса Солнца, Е— М= 5 = 333 400 Е ;

х = расстояние между центрами Земли и Солнца;

484 г\ остальные обозначения прежние.

х = Таким образом, приливообразующая сила Луны оказалась в 2,17 раза больше приливообразующей силы Солнца, несмотря на то что масса Солнца в 27 миллионов раз больше массы Луны. Это является следствием того, что расстояние от Земли до Солнца почти в 400 раз больше, нежели до Луны, а расстояния в выражении приливообразующих сил стоят в знаменателе в третьей степени.

Приливообразующие силы Луны и Солнца по абсолютной величине очень малы. Приливообразующая сила Луны, напри­ мер, равна Уэоооооо силы тяжести, или 0,00000011176 g.

Приливообразующие силы можно разложить на две состав-, ляющие: одну, направленную вдоль земного радиуса, а другую перпендикулярную ему. П еРвая составляющая, направленная против силы тяжести, влияет только на вес частиц воды С и в образовании приливов поч­ ти не принимает участия, так как не может вызвать значи­ тельных движений частиц воды океана. Вторая составляющая (горизонтальная) вызывает значительные. перемещения водных частиц, что ведет к по­ вышению уровня в одном ме­ сте и понижению уровня в дру­ гом.

В некоторых точках Земли приливообразующая сила на­ Ю правлена строго вдоль земных Рис. 62. Горизонтальные составляю ­ щие приливообразующ ей силы Луны. радиусов и, следовательно, го­ ризонтальной составляющей не имеет. Как показано на рис. 62, такими точками являются точки С и Ю и совокупность всех точек вдоль меридиана С Ю.

Можно вместо приливообразующих сил пользоваться их по­ тенциалами. Потенциал приливообразующей силы Луны (У л выражается формулой т/ _ 3 k M r (с о ^ л -j), где Z n — зенитное расстояние1 Луны (приведенное к центру Земли), а потенциал приливообразующей силы Солнца (У с) имеет аналогичное выражение:

где Z c — приведенное к центру Земли зенитное расстояние Солнца;

остальные обозначения прежние.

1 Зенитным расстоянием назы вается угловое расстояние небесного светила от зенита, оно определяется углом меж ду линией, соединяющей центр Луны и центр Земли, и линией, проведенной через центр Зёмли и точку, д л я кото­ рой вычисляется приливообразую щ ая сила (линия зенита).

Полный потенциал приливообразующих сил равен сумме по­ тенциалов V= V n + V c.

Расчеты величин приливообразующих сил сделаны Исааком Ньютоном на основе теории всемирного тяготения, им же выве­ дена формула их потенциала.

§ 3. Статическая теория Лриливов Статическая теория приливов (теория равновесия) разрабо­ тана И. Ньютоном и изложена в книге «Математические на­ чала натуральной философии» (1687 г.). В предложенном Нью­ тоном виде она была непригодна для предсказания приливов, а позволяла лишь определить величины приливообразующих сил (что и сделано в предыдущем параграфе) и качественно объяснить некоторые особенности явления прилива. Позднее она была усовершенствована Даниилом Бернулли. В своей книге «Гидродинамика» (1738 г.) Бернулли приблизил теорию равновесия Ньютона к предсказанию приливов.

Согласно статической теории, вершины приливной волны не­ престанно следуют за приливообразующим светилом, не отста­ вая и не опережая его. В основе теории лежит допущение, что океан глубок и покрывает всю Землю слоем одинаковой тол­ щины, т. е. не прерывается материками, а морская вода лишена вязкости и инерции. При этих условиях воды океана находятся в равновесии под действием силы тяжести и приливообразую­ щих сил Луны и Солнца, т. е. потенциал силы тяжести равен сумме потенциалов приливообразующих сил Луны и Солнца:

V g = V л+^с.

С другой стороны, потенциал приливообразующих сил дол­ жен быть равен разности потенциалов силы тяжести на среднем (не возмущенном приливом) уровне моря и на уровне прилива.

Потенциал силы тяжести на среднем уровне моря обычно при­ нимается равным нулю. Тогда потенциал силы тяжести на уровне прилива ( V g) представляет работу, совершаемую при­ ливообразующими силами против силы тяжести при перемеще­ нии единицы массы от среднего уровня на высоту h прилива, т. е. V g = g h, и тогда мы можем записать: g h = Vn- \ - V c, откуда h = ~ -g Ус = 4 I T [ 1 (c o s 2 - т ) + % (cos2 z c - y )j • Из формулы следует, что если бы действовала только прили­ вообразующая сила Луны, то поверхность океана имела бы форму эллипсоида вращения, большая ось которого была бы направлена на Луну. Приливообразующая сила Солнца обра­ зует эллипсоид, большая ось которого направлена на Солнце.

16 Ю. В. Истошин При одновременном действии Луны и Солнца поверхность вод­ ной оболочки Земли принимает форму эллипсоида вращения, который можно получить геометрическим суммированием лун­ ного и солнечного эллипсоидов прилива.

По статической теории момент полной воды лунного прилива должен совпадать с моментом кульминации Луны на меридиане места, а полная вода солнечного прилива — с моментом кульми­ нации Солнца, что на практике не наблюдается.

Однако приведенная выше формула позволяет вычислить высоту прилива при любом положении Земли относительно Луны и Солнца. Так, расчеты по формуле дают максимальную величину приливов 0,9 м. Наблюдения над приливами на остро­ вах в открытом океане показывают, что фактические величины приливов там близки к рассчитанным по статической теории.

Это свидетельствует о том, что многообразие величин приливов у побережий континентов обусловлено влиянием морфологиче­ ских особенностей (конфигурацией берегов и рельефом дна).

Кроме того, статическая теория позволяет объяснить основ­ ные неравенства приливов: фазовое, суточное и параллакти­ ческое.

§ 4. Неравенства приливов Если бы образующие приливы светила Луна и Солнце нахо­ дились всегда в плоскости экватора и на одном и том же рас­ стоянии от Земли, то, согласно статической теории, на большей части земного шара 1 прилив имел бы совершенно правильный характер: два раза в сутки наблюдалась бы полная вода и два раза малая. Промежутки времени между полными и малыми водами были бы совершенно одинаковы, а высоты двух сосед­ них полных или двух соседних малых вод были бы равны между собой.

Но в действительности склонения Луны и Солнца, а также расстояния от Луны и Солнца до Земли непрерывно меняются.

Солнце меняет свое склонение от 23°27' с. ш. до 23°27' ю. ш., а Луна — от 23°27/ ±5°8/ с. ш. до 23°27/ ±5°8/ ю. ш. Расстояние от Солнца до Земли меняется от 22 949. земного радиуса в пери­ гее2 (2 января) до 23 732 земных радиуса в апогее (5 июля).

Расстояние от Луны до Земли меняется от 57,0 земного радиуса в перигее до 63,7 земного радиуса в апогее. Эти обстоятельства и создают основные неравенства прилива: суточное, полумесяч­ ное, месячное (параллактическое). Кроме того, существуют длиНнопериодные неравенства, вызываемые, другими причи­ нами.

1 З а исключением полюса, где всегда был бы отлив.

2 Перигей —• наиболее близкая к Зем ле точка орбиты Луны, апогей — наиболее удаленная точка орбиты Луны.

называются отклонения величин Н еравенст вами п рилива прилива и времени наступления полных и малых вод от их сред­ них значений для данного места.

С у т о ч н о е н е р а в е н с т в о п р и л и в а выражается в неравенстве по высоте двух смежных полных и малых вод в течение суток и в неравенстве времени падения и времени роста уровня, т. е.

в несимметричности нарастания и спада уровня. Суточное не­ равенство прилива вызывается изменениями склонения прили­ вообразующих светил и физико-географическими особенностями района. Склонение Луны меняется с периодом 27,32 средних суток, а склонение Солнца — с пе­ с риодом 365 средних суток. Следова­ тельно, изменения суточных нера­ венств происходят с полумесячным и полугодовым периодом.

" “Суточное неравенство проявляет­ ся главным образом в смешанных приливах. Так, например, постепен­ ное увеличение суточных неравенств в случае неправильного суточного прилива приводит к исчезновению низкой полной и высокой малой воды и временному переходу от смешанного типа прилива к чисто Рис. 63. Горизонтальные состав­ суточным приливам. Это бывает при ляющие приливообразующей больших склонениях Луны. силы Луны при наибольшем Для идеально правильных полу­ северном ее склонении.

суточных и суточных приливов су­ точные неравенства не должны существовать, однако такой тип приливов, строго говоря, и не наблюдается в природе.

Суточные неравенства вызываются также физико-географи­ ческими условиями: в мелководных районах иногда наблюда­ ется уменьшение времени роста уровня прилива за счет увели­ чения времени падения при отливе или наоборот. В некоторых местах эти неравномерности приводят к появлению дополни­ тельных полных и малых вод и к образованию так называемых дво й н ы х полусут очны х п риливов.

Рассмотрим возникновение суточного неравенства для слу­ чая, когда Луна находится в своем наибольшем северном скло­ нении (рис. 63). На рисунке стрелками изображены горизон­ тальные составляющие приливообразующей силы Луны, в точке Луна находится в зените, направление вращения Земли во­ круг своей оси показано у Северного полюса стрелкой.

Наибольшие приливы будут в точках 3 (28°35/ с. ш.) и Н (28°35' ю. ш.). При вращении Земли вокруг своей оси точка через 6 час. 30 мин. (а не через 6 час. 12,5 мин., как это было при склонении Луны, равном нулю) переместится в точку А, где 16* будет наблюдаться малая вода. Это запаздывание на 17,5 мин.

происходит вследствие того, что круг освещения В А Е пересе­ кает экватор под острым углом, поэтому точка на параллели З А А г через 6 час. 12,5 мин. дойдет только до меридиана С Е и потребуется еще некоторое время, чтобы она дошла до точки А — пересечения параллели с кругом освещения, вдоль кото­ рого, согласно статической теории, уровень океана стоит наи­ более низко. Через 12 час. 25 мин. избранная точка переме­ стится в точку Л ь где наступит полная вода. В этой точке [ А { ) повышение уровня при полной воде окажется меньше, чем оно было в точке 3, так как точка А \ отстоит на 2Х 28°35'=57°10' от точки Н, в которой поднятие уровня одинаково с точкой 3.

Если склонение Луны отлично от нуля, то для всех точек Земли, за исключением экватора и обоих полюсов, величины прилива в верхнем и нижнем прохождениях Луны не будут равны между собой. На экваторе величины прилива при обоих прохождениях Луны будут одинаковы, а на обоих полюсах, так же как и при нулевом склонении Луны, пониженный уро­ вень в течение суток не будет изменяться, только он будет стоять несколько выше, чем он стоял при нулевом склонении Луны.

Таким образом, при склонениях Луны, отличных от нуля, возникает неравенство в промежутках времени между полной и следующей малой водой, а также неравенство в величинах по­ следовательных полных и малых вод. Первое неравенство назы­ вается с у т о ч н ы м н е р а в е н с т в о м п р и л и в а п о в р е м е н и, второе — с у т о ч н ы м н е р а в е н с т в о м п р и л и в а п о вы с о т е.

Все сказанное относительно неравенств приливов, вызванных изменениями склонений Луны, вполне применимо и для Солнца.

Очевидно, что при совпадении одноименных и наибольших скло­ нений Луны и Солнца суточное неравенство будет наибольшим.

Самым большим из неравенств является п о л у м е с я ч н о е н е р а ­ в е н с т в о, которое подразделяется на две части: неравенства, свя­ занные с изменениями фаз Луны, и неравенства, вызываемые изменениями склонения Луны в течение месяца.

Ф а з о в о е н е р а в е н с т в о вызывается непрерывным изменением направления приливообразующих сил Луны и Солнца вследст­ вие обращения Луны вокруг Земли и Земли вокруг Солнца.

Направление от Земли к Солнцу в течение месяца меняется не­ много, а направление на Луну за это время изменяется на 360°, причем два раза (в сизигии) оно совпадает с направлением на Солнце и два раза (в квадратуры) Луна находится в плоско­ сти, перпендикулярной к направлению на Солнце. В сизигии величины возмущений уровенной поверхности, вызванные при­ ливообразующими силами Луны и Солнца, складываются, а в квадратуры вычитаются. В сизигии совокупная полная вода образуется из полных вод лунной (белая полоска на рис. 58) и солнечной (черная полоска), а малая вода — из малых вод лунной и солнечной. Таким образом, два раза в месяц (в сизи­ гии) имеют место наибольшие величины прилива и два раза (в квадратуры) — наименьшие.

Средний период фазового неравенства равен 14,77 суток, так как время между двумя полнолуниями или новолуниями (сино­ дический месяц) равно в среднем 29,53 суток.

Вторая составляющая полумесячного неравенства называется т р о п и ч е с к и м н е р а в е н с т в о м. Полный цикл изменений склонения Луны совершается на протяжении тропического месяца (27, суток), причем неравенство определяется только величиной склонения и не зависит от его знака, т. е. от того, находится ли Луна в северном или южном полушарии, поэтому период тропи­ ческого неравенства прилива равен половине тропического ме­ сяца, т. е. 13,66 суток. При больших склонениях Луны приливы достигают наибольшей величины и называются т р о п и ч е с к и м и (Луна находится вблизи Тропиков). При нулевом склонении Луны приливы наименьшие и носят название р а в н о д е н с т в е н ­ н ы х, или э к в а т о р и а л ь н ы х.

В зависимости от склонения Луны меняются также лунные промежутки, поэтому тропическое неравенство сказывается на времени наступления приливов.

В реальных приливных колебаниях уровня фазовое и тропи­ ческое неравенства проявляются совокупно и разделить их за­ труднительно. Однако, как видно из рис. 57, фазовое неравен­ ство преобладает в полусуточных приливах, а тропическое — в суточных и неправильных суточных.

М е с я ч н о е н е р а в е н с т в о создается вследствие изменений рас­ стояний от Земли до Луны и Солнца. Приливообразующие силы обратно пропорциональны кубу расстояний до светил, поэтому изменения в расстоянии заметно сказываются на величине при­ лива. Величина перигейного солнечного прилива приблизи­ тельно на 10% больше величины апогейного прилива. Величина лунного прилива в перигее приблизительно на 40% больше, чем в апогее. Для количественной оценки расстояния от Земли до Луны обычно служит угловой показатель — горизонтальный па­ раллакс Луны, поэтому месячные неравенства часто называют параллакт ическими.

вызываются изме­ Д ли н н о п ер и о д н ы е неравенст ва п ри л и во в нениями склонения Солнца в течение года, которые обусловли­ вают изменения величин тропических приливов полугодового периода. Изменения расстояния от Земли до Солнца (парал­ лакса Солнца) вызывают годовое солнечное параллактическое неравенство приливов. Кроме того, существует неравенство с периодом 18,6 года, связанное с изменением склонения Луны вследствие наклона лунной орбиты к плоскости эклиптики на постоянный угол 5о08'.

§ 5. Динамическая теория приливов В поисках объяснений отклонений выводов статической тео­ рии от реальной картины приливов на земном шаре Лапласом в 1775 г. была разработана новая д и н а м и ч е с к а я теория прили­ вов. Лаплас считает, что приливообразующие силы имеют пе­ риодический характер и возбуждают и постоянно поддержи­ вают в океане колебательные движения жидкости с периодом приливообразующих сил. Колебания, вызываемые несколькими периодическими силами, действующими одновременно, можно рассматривать раздельно, а общий результат получается путем суммирования составляющих каждого из колебаний. Частицы воды находятся в непрерывном движении, описывая некоторые орбиты, в результате чего в океане образуются волны очень большой длины и большого периода, пересекающие океан. Л ап­ лас рассматривал вынужденные волны, что для открытого глу­ бокого океана представляется совершенно правильным.

Основу теории Лапласа составляют выведенные им впервые уравнения движения приливов на вращающейся Земле. Реше­ ние этих уравнений дано с рядом допущений, из которых глав­ ные следующие: Земля окружена океаном со всех сторон, вода считается однородной и несжимаемой, внутреннее трение жид­ кости и трение о дно во внимание не принимаются.

Лапласу не удалось получить теоретическим путем расчет­ ную формулу для предвычисления высоты приливов. Причиной этого явились перечисленные выше ограничения, поэтому Л ап­ лас предложил ввести в его формулу поправочные коэффици­ енты (постоянные для данного места), выводимые из серии на­ блюдений над колебаниями уровня. Такой подход явился первым шагом в области создания рабочего метода предвычис­ ления приливов. Его полная расчетная формула с поправоч­ ными коэффициентами, дающая неплохие результаты только для предвычисления правильных полусуточных приливов, не получила практического применения. Однако предложенный Лапласом принцип решения задачи положен в основу метода гармонического анализа. Его теория объяснила некоторые осо­ бенности явления приливов, в частности происхождение фазо­ вых и тропических неравенств. Особенно важен его вывод •о решающем значении влияния рельефа дна на приливы, послу­ живший толчком для последующих исследований.

Существенным дополнением к математической трактовке яв­ ления прилива является к а н а л о в а я т е о р и я Э р и (1842 г.). Он ре­ шал уравнения Лапласа применительно к распространению при­ ливных волн в узких каналах переменной глубины, ориентиро­ ванных вдоль меридианов или вдоль параллелей. Оказалось, что в каналах, ориентированных по параллелям, образуются по­ ступательные длинные волны, а в меридиональных каналах — волны стоячего типа. Эри показал, что трение о дно может вы­ звать запаздывание в наступлении полных вод относительно момента кульминации Луны, что предыдущими теориями не объяснялось. Эри удовлетворительно объяснил также некото­ рые особенности приливов у берегов: явления бора, смену при­ ливных течений.

Дальнейшим усовершенствованием динамической теории приливов являются труды Кельвина (Томсона) и Дарвина.

Кельвин особое внимание уделил влиянию силы Кориолиса на приливы. Он рассматривал в основном свободные поступатель­ ные волны. Кельвин много сделал для решения вопроса о пред­ сказании прилива, в частности, он усовершенствовал прием Лапласа по разложению суммарной приливной волны на ряд.

гармоник (основа г а р м о н и ч е с к о г о а н а л и з а ). Вывод поправоч­ ных коэффициентов к формуле Лапласа производился Кельви ным с помощью изобретенного им прибора — гармонического анализатора.

Дарвин дал стройную теорию гармонического анализа и на ее основе предложил удобные рабочие приемы для предсказа­ ния приливов. Он разработал теорию о влиянии приливов на замедление вращения Земли вокруг ее оси. Наиболее строго за­ дача гармонического анализа приливов решена Дудсоном (1927 г.).

Таким образом, согласно динамической теории, явление при­ лива рассматривается как род движения, почему эта теория и:

получила такое название. Приливообразующие светила Луна и Солнце образуют два вида волн: вынужденные и свободные.

Базируясь на выводах этой теории, можно сделать вывод, что несовпадение скоростей распространения свободных и вынуж­ денных волн вызывает их интерференцию, а отражение прилив­ ных волн от материков приводит к образованию стоячих волн.

Этот вывод позволяет объяснить многообразие приливных явле­ ний в Мировом океане.

Несмотря на многие достоинства, статическая и динамиче­ ская теории приливов все же не в состоянии описать с исчерпы­ вающей полнотой такое сложное явление как приливы. Э т о — дело будущего.

§ 6. Понятие о гармоническом анализе приливов.

Таблицы приливов В 1867 г. У. Томсоном (Кельвином) была предложена теория гармонического анализа приливов с целью их предвы числения. В основу теории гармонического анализа положены два принципа:

1) сложное колебание уровня в данном месте можно пред­ ставить как результат сложения ряда правильных синусоидальных волн. Предполагается, что каждая из этих составляющих волн вызывается некоторым фиктивным светилом, которое, в от­ личие от истинных приливообразующих светил, всегда равно­ мерно движется в плоскости экватора или стоит неподвижно среди звезд;

2) высота и фаза прилива в данной точке состоят из двух частей:

а) астрономические части высот и фаз составляющих волн!, называемые астрономическими аргументами, определяемые на любой момент времени исходя из законов движения Луны и Солнца, б) части, зависящие от местных условий, называемые гармо­ ническими постоянными, которые выводятся из непосредствен­ ных наблюдений над приливами в данном месте.

Разложение приливов в ряд гармонических колебаний про­ изводится с учетом изменений склонений Луны и Солнца, их часовых углов и расстояний между ними и Землей. Каждый из этих факторов можно рассматривать как самостоятельную при­ ливообразующую силу фиктивного светила, возбуждающую волну известного периода.

Таким образом, фактическая кривая приливных колебаний уровня может быть представлена в виде суммы правильных си­ нусоидальных кривых, каждая из которых имеет вид простого гармонического колебания вида — Q, # cos(qt где R — амплитуда волны, q — угловая скорость волны, посто­ янная для каждой волны и не зависящая от местных физико географических условий, t — среднее солнечное время, — на­ чальная фаза волны.

Амплитуда волны R на практике заменяется произведением /Я, где Н — средняя амплитуда волны, зависящая от местных условий и постоянная для данного пункта, f — редукционный множитель, зависящий только от астрономических условий.

В свою очередь начальная фаза волны заменяется алгеб­ раической суммой двух слагаемых (v Q+ u ) — g, где (v 0 + u ) называется начальным астрономическим аргументом и рассчи­ тывается на 0 час. первого дня серии наблюдений за приливами или первого дня серии предвычисленных значений прилива. Зна­ чение астрономического аргумента (и редукционного множи­ теля f ) приводится во всех руководствах по обработке прили­ вов в гринвичском времени. Второе слагаемое g называется углом положения волны. Оно зависит только от местных усло­ вий и для данного пункта является постоянной величиной.

1 Астрономические части ф аз составляющ их волн прилива представляю т собой часовые углы отдельных фиктивных светил на 0 час.

Число составляющих волн, необходимое при гармоническом анализе приливов, зависит от желаемой степени точности, с ко­ торой хотят предвычислить высоту прилива. При большой точ­ ности расчета употребляется, до 60 составляющих волн. Для вы­ числения всех этих составляющих волн методом гармонического анализа необходимо иметь ежечасные наблюденные высоты уровня за 369 суток. Из 30 суточных циклов наблюдений над колебаниями уровня вычисляются 11 главных волн, представ­ ленных в табл. 25.

Таблица Период, Обозначение Название волн Род волн в часах волн 24, м П олусуточ­ Г лавная лунная 25, ные Б ольш ая эллиптическая лунная щ Г лавн ая солнечая 24, s Д еклинационная лунно-солнечная 23, к Суточные 25, Г лавная лунная 26, Б ольш ая эллиптическая лунная Oi Г лавная солнечная 2 4,0 Pl Д еклинационная лунно-солнечная 23, Kl 2 4,8 М елковод­ Л унн ая мелководная МА Л унно-солнечная мелководная ные M S4 24, Л унн ая мелководная 2 4,8 М В результате обработки наблюдений приливов методом гар­ монического анализа для каждой из перечисленных составляю­ щих волн определяют две гармонические постоянные, завися­ щие от местных условий: Я — амплитуду и g — угол положения, характеризующий запаздывание прохождения вершины данной составляющей волны через меридиан места по отношению к кульминации Луны.

В 1936 г. английскими учеными Дудсоном и Варбургом был предложен упрощенный метод гармонического анализа, назван­ ный а д м и р а л т е й с к и м. Этот метод предназначен для употребле­ ния в штурманской практике, поэтому в С С СР он называется ш т у р м а н с к и м. Метод позволяет вычислить гармонические по­ стоянные только, четырех главных волн. М 2, S 2, K i и 0 \ по на­ блюдениям за 1— 2 суток. Штурманским методом можно пред­ вычислить как времена и высоты полных и малых вод, так и высоту прилива на отдельные часы суток. Результаты расчетов приливов по суточной серии наблюдений не обладают необхо­ димой точностью. Практически приемлемую точность при опре­ деленном условии дает обработка наблюдений за 2 суток. Это условие состоит в том, что наблюдения за приливами должны производиться не в течение двух последовательных суток, а с разрывом во времени между первой и второй суточными сериями наблюдений (не менее 2,5 суток). Даты этих отдельных суток наблюдений должны быть выбраны в соответствии с наи­ более благоприятными астрономическими условиями..Способ выбора дат изложен в книге А. И. Дуванина «Приливы в море».

Штурманский метод особенно удобен для исследования при­ ливных. течений. Длительные наблюдения за течениями в море дороги и трудоемки, поэтому возможность ограничиться двух­ суточной серией наблюдений чрезвычайно облегчает задачу.

Для облегчения кропотливых работ по предвычислению при­ ливов применяются приливные машины различного устройства.

При помощи таких машин в Государственном океанографиче­ ском институте Главного управления гидрометслужбы состав­ ляются «Таблицы приливов», дающие мореплавателю возмож­ ность рассчитать время захода в порт в зависимости от высоты прилива.

«Таблицы приливов» состоят из двух частей. В одной части даются для текущего года ежедневные данные о моментах и вы­ сотах полных и малых вод в основных портах, для которых имеются гармонические постоянные. По истечении года предвы числения теряют свое значение, поэтому эта часть таблиц еже­ годно перевычисляется и переиздается. В другой части приве­ дены поправки моментов наступления полных и малых вод и коэффициенты высоты прилива для большого числа дополни­ тельных (промежуточных) пунктов, отнесенных к различным основным портам по принципу подобия приливов.

Для вычисления моментов полных или малых вод в каком либо дополнительном пункте соответствующая данному пункту поправка, помещенная во второй части таблиц, придается с оп­ ределенным знаком к моменту полных или малых вод в пункте сравнения — в основном порту, выбираемом из первой части таблиц. Для вычисления высоты прилива в дополнительном пункте высоты полных и малых вод в порту сравнения умножа­ ются на соответствующий коэффициент, приведенный во второй части «Таблиц приливов». Все данные «Таблиц приливов» при­ водятся по поясному времени.

В 1958 г. А. И. Дуваниным были разработаны постоянные «Таблицы приливов», которые вошли в практику обеспечения мореплавания в СССР. Они могут быть рассчитаны на много лет вперед. Сущность метода составления постоянных таблиц состоит в том, что шесть переменных астрономических аргумен­ тов (склонений Луны и Солнца, их часовых углов и расстояний от Земли до Луны и Солнца) А. И. Дуванин свел к двум. Один из них учитывает горизонтальный параллакс Луны, второй — аргумент N влияние всех остальных пяти факторов.

— Учет влияния местных условий осуществляется выводом за­ висимостей времен и высот полных и малых вод от этих двух аргументов. График зависимости строится по материалам дли­ тельных наблюдений за колебаниями уровня в данном пункте.

Предпочтительнее использовать годовую серию наблюдений, а еще лучше — 3— 4-летнюю серию, которая обеспечивает до­ статочную для практических целей точность. Техника предвы числений времен и высот полных и малых вод по «Таблицам приливов» постоянного действия изложена в главе 19 книги Н. И. Егорова, И. М. Безуглова и В. А. Снежинского «Морская гидрометеорология» (1962 г.), а принципы, положенные в ос­ нову метода, — в книге А. И. Дуванина «Приливы в море».

Помимо «Таблиц приливов», составляются специальные на­ вигационные пособия в форме «Атласа приливов», содержащие серии карт высот приливов на каждый час лунного цикла (глав­ ным образом для районов с правильными полусуточными при­ ливами), отсчитываемый от момента кульминации Луны через выбранный нулевой меридиан или от момента полной воды в ос­ новном порту. Иногда в «Атлас приливов» помещаются карты гармонических постоянных для главных составляющих волн, дающие возможность определить гармонические постоянные не только для любой части побережья, но также и для любой точки открытой части моря, освещенной Атласом.

Для ориентировки в общем характере прилива строятся спе­ циальные котидальные карты. Котидальная карта представляет карту моря, на которую нанесены изолинии, соединяющие точки с одинаковыми моментами наступления полной или малой воды.

Такие карты наглядно показывают характер распростране­ ния приливной волны и могут служить пособием при прибли­ женном определении прикладного часа для пунктов или райо­ нов моря, по которым не имеется соответствующих полных данных.

На котидальных картах очень хорошо видны точки, где вообще нет приливо-отливных колебаний. Такие точки назы­ ваются а м ф и д р о м т е с к и м и.

§ 7. Влияние на приливы ледяного покрова Этот вопрос разработан советским океанологом Н. Н. Зубо­ вым и изложен им в книгах «Льды Арктики» (1945 г.) и «Дина­ мическая океанология» (1947 г.), в которых влиянию ледяного покрова на приливы посвящены отдельные главы.

В открытом океане энергия приливной волны тратится на внутреннее трение, на трение о дно, на нагревание моря, у бе­ регов при открытой от льда поверхности моря часть энергии затрачивается на разрушение дна и берегов, а в море, покры­ том льдами, — на торошение, разлом льдов, трение о нижнюю поверхность льда и, наконец, на изгиб ледяного покрова, соот­ ветствующий профилю приливной волны. Вследствие этого эле­ менты прилива здесь существенно меняются.

Прежде всего из-за уменьшения скорости приливного тече­ ния под влиянием перечисленных выше факторов уменьшается величина приливов. В качестве примера Н. Н. Зубов приводит величины прилива в двух пунктах в летний и зимний период (табл. 26).

Таблица Величина прилива в реках Каменке и Пые (в ж) 6/П 14/VI 1928 г. 14/VII 1928 г. 1929 г.

5,6 Пыя 5,5 0 4,7 0, К аменка 3,5 4 3,5 О тнош ение 1,55 1,60 6, Зимой 1929 г. у устья р. Пыи наблюдались подвижные,.а у устья р. Каменки — неподвижные льды. Если бы отношение между величинами прилива (около 1,6) сохранялось в течение круглого года, то величина прилива у Каменки в феврале рав­ нялась бы 3 м, а фактически наблюдалась 0,68 м. Рассмотрение средних многолетних величин прилива на р. Северной Двине (Соломбала) раздельно для летнего и зимнего времени позво­ ляет прийти к выводу, что величина прилива летом приблизи­ тельно в два раза больше, чем зимой. Резкое уменьшение вели­ чины приливов характеризует влияние неподвижного ледяного покрова на приливы.

Наличие редкого плавучего льда к существенному гашению энергии длинной приливной волны не приводит.

Кроме уменьшения величины прилива, наличие ледяного по­ крова приводит к уменьшению скорости распространения при­ ливной волны и изменению гармонических постояннных в тече­ ние года, а иногда изменяет сам характер прилива. Так, А. Е. Крафт показал, что гармонические постоянные для лимана р. Амура, вычисленные для летних безледных месяцев, сильно отличаются от постоянных, вычисленных для зимних месяцев, когда лиман р. Амура покрыт неподвижным льдом. В некото­ рых случаях в этом районе смешанные приливы с большой су­ точной составляющей зимой становятся преимущественно полу­ суточными. Таким образом, присутствие льдов приводит к необ­ ходимости вычислять гармонические постоянные раздельно для детнего и зимнего времени года.

§ 8. Классификация приливов Все многообразие приливов Мирового океана можно свести к ограниченному числу типов, характеризуемых некоторыми признаками. В основу советской классификации положены сле­ дующие признаки: количество полных и малых вод в лунные сутки, характер неравенств, симметрия в нарастании и спаде уровня. Оказалось, что эти признаки могут быть совокупно оп­ ределены соотношениями амплитуд главных полусуточных и су­ точных составляющих прилива, определяемых с помощью гар­ монического анализа.

В «Таблицах приливов» по своему характеру приливы подразделены на четыре основных типа в зависимости от величины Отношения суммы амплитуд двух суточных составляю щ их волн К\ и Oi к амплитуде главной полусуточной волны М Н к Л Н о, • Н м Если это отношение очень мало и не превосходит 0,5, приливы считаются полусуточными. Если указанное отношение превосходит 4,0, приливы считаются суточными.

Нк Л Н0, П ромежуточные значения о тн ош ени я------^ --------- характеризую т смешан­ ные приливы. В табл. 27 приведены крайние пределы этого отношения для принятых типов приливов.

Таблица + Н Ох Н --------------- Тип прилива Граничные значения Н М НК + Нп с П олусуточные приливы 0, 0 ---- ------- — 0, пщ нк +Нп Н еправильные полусу­ 0,5 ---- ^ -------- 2, Смеш анные точные приливы п м приливы + нк Нп Н еправильные суточные 2.0 ^ ‘ 4,, приливы Суточные приливы "V я ’ ' 4, Кроме перечисленных четырех основных типов, выделяют несколько второстепенных типов, представляющих собой ано­ мальные случаи, сравнительно редко наблюдаемые в природе:

1) п о л у с у т о ч н ы е с о л н е ч н ы е, 2) п о л у с у т о ч н ы е п а р а л л а к т и ч е с к и е, 3) п о л у с у т о ч н ы е м е л к о в о д н ы е, 4) д в о й н ы е п о л у с у т о ч н ы е (чет в е р т ь с у т о ч н ы е ), 5) б о р ( м а с к а р э, п о р о р о к а, б а р р ).

Полусуточные солнечные приливы имеют период, равный по­ ловине средних суточных суток, т. е. 12 час. Поэтому полные и малые воды наблюдаются всегда в одни и те же часы суток.

Такой тип прилива редок. Примером являются приливы в пунк­ тах Котабару (о. Лаут, у южного побережья о. Борнео) и Эйре (южное побережье Австралии).

Полусуточными параллактическими приливами называются приливы, у которых полумесячные неравенства обусловлены в основном параллактическим неравенством Луны. Этот тип прилива чрезвычайно редок. Примером таких приливов служат приливы в заливе Креста (Берингово море).

Полусуточные мелководные приливы отличаются несиммет­ ричностью на стадиях роста и спада уровня. Этот тип прилива довольно распространен. Примером могут служить приливы в порту Кемь (Белое море) и в Шанхае (Южно-Китайское море).

При двойных полусуточных приливах в сутки бывает четыре полные и четыре малые воды. Примерами являются пункты Зимняя Золотица (Белое море) и Саутгемптон (Англия).

Бор наблюдается в устьях рек и является примером предель­ ного искажения приливов влиянием мелководья, усиленного тормозящим действием потока реки, и морфологическими осо­ бенностями района, в частности сужением русла. Под влиянием всех этих факторов время роста уровня сокращается почти до нуля и прилив распространяется вверх по реке в виде высокой и крутой одиночной волны (или нескольких волн) с обрушиваю­ щимся фронтом и последующим быстрым подъемом уровня в реке. Примерами служат поророка в устье Амазонки, где вы­ сота достигает 3,5—-4,5 м, бор р. Северн (Англия), р. Ганг (Ин­ дия), р. Сена и р. Гаррона (Франция), р. Тзиентанг-Кианг (Китай).

§ 9. Величина прилива и его характер в Мировом океане Согласно статической теории, максимальная величина при­ ливов в открытом океане не превышает 90 см. Действительно, наблюдения на островах, расположенных посередине океанов, подтверждают выводы теории. Так, например, на о. Св. Елены (Атлантический океан) величина сизигийного прилива равна ;

80 см, на о. Маврикия (Индийский океан) — 50 с м, на о. Гуам (Тихий океан) — 80 с м. На других океанических островах вели­ чина прилива мало отличается от максимальной теоретической, и если превосходит ее, то обычно не более чем в два раза. Лишь на о. Мадейра величина прилива достигает почти 2 м, а на К а­ нарских островах — 2,5 м ;

на других же островах величина при­ лива везде меньше 2 м. \ По мере приближения к берегам уменьшаются глубины и усложняется рельеф дна. Это вносит подчас большие изменения в тот характер приливов, какой имел место в открытом океане.

У выдающихся в море мысов и у малоизрезанных берегов величина прилива обычно не превышает 3 м \ величина прилива 4 м встречается гораздо реже;

прилив высотой свыше 6 м имеет место только в проливах, в вершинах заливов и в устьях рек.

Особенно большие величины приливов наблюдаются в воронко­ образных заливах, например в Пенжинской губе Охотского моря, где они достигают 13 м, или в заливе Фанди (Атлантичес­ кий океан, восточное побережье Северной Америки между ма­ териком и п-овом Новая Шотландия), где они достигают 18 м.

В Мировом океане наиболее распространены полусуточные и неправильные полусуточные приливы. В Атлантическом океане правильный полусуточный прилив наблюдается в большинстве районов. Только в Мексиканском заливе и Карибском море встречаются суточные и неправильные суточные приливы. Вдоль западных берегов Америки в Тихом океане преобладают непра­ вильные полусуточные приливы. У западных берегов Тихого океана (восточное побережье Азии и Австралии) можно встре­ тить все типы приливов, причем преобладают смешанные при­ ливы (неправильные суточные и неправильные полусуточные).

В Индийском океане наблюдаются полусуточные и непра­ вильные полусуточные приливы, у западных берегов Австра­ лии — все типы приливов.

Наибольшее разнообразие в величинах и в характере прили­ вов наблюдается в морях. В ряде случаев на протяжении неболь­ шого расстояния в несколько десятков километров полусуточные приливы переходят в смешанные и даже в суточные. Еще боль­ шие видоизменения претерпевают величины прилива. Например, в Белом море на расстоянии 20 к м величина прилива меняется от 5 до 80 с м, а еще через 30 к м приливы достигают 3,5 м. В том же Белом море существует район, где на расстоянии 50 к м ве­ личина прилива меняется от 3 до 8 м.

На рис. 64 показаны характер и наибольшие возможные ве­ личины прилива у берегов Мирового океана.

§ 10. Использование энергии приливов Мысль об использовании энергии приливов возникла очень давно: почти 1000 лет тому назад в Англии и Франции, где ве­ личина приливов особенно велика, были устроены примитивные мельницы, работающие на энергии прилива. В первой половине X X века стали сооружаться маленькие электростанции, более крупные электростанции не строились из-за трудностей, связан­ ных с неравномерностью мощности установок на различных стадиях прилива. Турбины могут работать лишь при наличии определенного перепада уровня (не менее 1— 2 м ), для правиль­ ной работы турбин этот перепад должен быть значительно больше.

В течение некоторого времени такого перепада достигнуть нельзя (во время квадратур, когда величина прилива резко уменьшается, при смене полных и малых вод и т. д.). Приходи­ лось считаться с неравномерным, пульсирующим характером приливной энергии и разрабатывать схемы устройств, частично устраняющих этот недостаток. Были сконструированы турбины двухстороннего действия (обратимые), работающие при прямом и обратном движении воды. Стали применять подкачку воды насосами в один или несколько накопительных бассейнов во время сизигийных приливов, когда, станция имела максималь­ ную, иногда избыточную мощность. Однако наиболее эффектив­ ным решением вопроса является подключение мощности при­ ливных электростанций к общегосударственной электрической сети со всем необходимым комплексом регулирующих устройств.

Достаточно эффективной является однобассейная станция, снабженная обратимыми турбинами. Мощность приливной стан­ ции зависит от размеров отгороженного от моря бассейна и средней величины прилива. Она рассчитывается по формуле N = 250а2/*', где N — мощность установки в кет, а — средняя величина при­ лива в м, F — эффективная площадь бассейна, отсеченного от моря, в к м 2.

Из формулы следует, что приливные электростанции целе­ сообразно сооружать там, где приливы велики. В настоящее время подготовлены проекты мощных приливных электростан­ ций в ряде стран (С СС Р, Франция, Англия, С Ш А ). В 1956 г.

во Франции было начато строительство крупной станции Сен Мало в устье р. Ране, мощностью 340 тыс. кет (40 обратимых турбин). В 1966 г. станция введена в действие.

Инженером Л. Б. Бернштейном разработан проект прилив­ ной станции в Мезенском заливе. Длина плотины по проекту 100 к м, а высота 10— 15 м, эффективная площадь отсекаемого от моря участка 2000 к м 2, число обратимых турбин 2000, мощ­ ность 14 млн. кет. Это будет самая мощная приливная станция в мире. В настоящее время на побережье Баренцева моря за­ вершается строительство первой в С ССР приливной электро­ станции средней мощности.

§ 11. Практическое значение изучения приливов Знание режима приливо-отливных колебаний уровня необ­ ходимо для обеспечения безопасности плавания судов всех классов (как крупных, так и мелких) при плавании у берегов и в открытом море в районах мелководий. С этой целью Гидро меТслужбой С С СР (ГО И Н ) выпускаются «Таблицы приливов», s являющиеся необходимым пособием для всех судоводителей.

Приливы сопровождаются приливо-отливными течениями, скорости которых достигают в некоторых приливах 9— 12 узлов.

Все суда при этом испытывают снос, отклоняются от курса и теряют скорость. Для некоторых наиболее важных районов Мирового океана в ГОИНе составляются таблицы приливных течений, в которых указываются времена смены течений, а так­ же время и скорость максимальных течений.

В полярных районах приливы вызывают резкие и опасные изменения ледовой обстановки (сжатия, выталкивания судов на мель и т. д.).

Особое значение имеют приливные явления в реках. В неко­ торые порты суда с большой осадкой могут заходить только в период прилива: Лондон, Ливерпуль, Роттердам, Гавр, Гам­ бург. В реках судоводителю приходится считаться с возможно­ стью появления бора — крутой приливной волны, бегущей вверх по реке. В некоторых реках высота бора может достигать 2— 3 ж, а скорость его распространения 6— 14 узлов. Малые суда, внезапно застигнутые бором, могут потерпеть аварию, а круп­ ные— временно потерять управляемость.

ГЛАВА XII ТЕЧЕНИЯ В МОРЯХ И ОКЕАНАХ § 1. Определение и классификация морских течений Перенос частиц воды из одного места океана или моря в другое называется т е ч е н и е м, причем вертикальные движения масс воды обычно во внимание не принимаются.

В открытом океане перенос частиц воды из одного района в другой совершается на очень большие расстояния — на не­ сколько тысяч миль. Хотя направление и скорость передвиже­ ния вод на отдельных участках таких течений испытывают зна­ чительные изменения во времени, все же их можно характери­ зовать общим генеральным направлением и некоторой средней скоростью. Такого рода течения условно принято называть по­ стоянными ( или квазистационарными). Эти перемещения охва­ тывают огромные массы океанских вод, на поверхности океана они распространяются широкой полосой, захватывая слой воды той или иной глубины. На больших глубинах и у дна сущест­ вуют значительно более медленные перемещения частиц воды в определенном генеральном направлении, чаще всего обрат­ ном по сравнению с поверхностным течением, составляющие часть общего круговорота вод Мирового океана.

Кроме названных выше постоянных переносов водных масс, в морях и океанах существуют временные поступательные 17 К). В. Истошин движения вод, вызываемые преходящими причинами, например меняющимися ветрами. Движения частиц воды могут иметь также периодический характер (приливо-отливные течения), причем в этом случае частицы воды переносятся на небольшие расстояния ( до 5— 10 миль) в течение коротких промежутков времени (12— 2 4 часа). При этом в узких проливах, фиордах и заливах массы воды переносятся вперед и назад, создавая ре­ версивные (поступательно-возвратные) течения. В открытом же море эти движения частиц воды все время изменяются как по скорости, так и по направлению, обходя обычно всю кар­ тушку компаса, создавая так называемые вращающиеся при­ ливные течения, Особенностью последних, по Н. Н. Зубову, является то, что в подавляющем большинстве случаев направ­ ление этих течений в северном полушарии меняется по часовой стрелке, а в южном полушарии — против часовой стрелки.

Морские течения можно классифицировать по следующим признакам:

1) по происхождению, т. е. по факторам или силам, их вы­ зывающим;

2) по продолжительности или устойчивости — на п о с т о я н ­ н ы е, в р е м е н н ы е (н е п е р и о д и ч е с к и е ) и п е р и о д и ч е с к и е. Постоян­ ными течениями называют течения, всегда наблюдающиеся в одних и тех же местах океана и характеризуемые определен­ ным генеральным направлением, например Гольфстрим, Куро­ сио, пассатные течения. Временные (непериодические) течения возникают и поддерживаются благодаря непериодическим воз­ действиям внешних сил, в первую очередь ветра. Периодиче­ ские течения— течения, повторяющиеся через равные проме­ жутки времени в определенной последовательности (например, приливо-отливные);


3) по глубине расположения (п о в е р х н о с т н ы е, г л у б и н н ы е и придонные) ;

4) по характеру движения ( п р я м о л и н е й н ы е и к р и в о л и н е й ­ н ы е, подразделяющиеся на ц и к л о н и ч е с к и е и а н т и ц и к л о н и ч е ­ с ки е )-, 5) по физико-химическим свойствам переносимых водных масс — на т е п л ы е и х о л о д н ы е (а также на с о л е н ы е и р а с п р е с н е н н ы е ). Причем абсолютная величина температуры (солено­ сти) для характеристики течения не имеет значения. Темпера­ тура вод теплых течений выше температуры вод, создаваемых в данном' районе местными условиями, а температура вод хо­ лодных течений — ниже. В северном полушарии, как правило, течения, идущие в северном направлении, являются теплыми, а течения, идущие на юг, — холодными. В южном полушарии картина меняется на обратную.

Классификация течений по происхождению является основ­ ной, поэтому на ней необходимо остановиться, более подробно.

По факторам или силам, вызывающим течения, выделяют:

а) пло т м д ет н ы е т еч ен и я, обусловленные неравномерным гори­ зонтальным распределением плотности воды, б) в е т р о в ы е, или д р е й ф о в ы е, вызванные силой трения при движении воздуха над поверхностью моря, в) с г о н н о - н а г о н н ы е, обусловленные накло­ ном поверхности моря, создаваемым действием ветра, г) п р и ­ л и в о - о т л и в н ы е, вызванные действием периодических приливо­ образующих сил Луны и Солнца.

Кроме этих основных типов, выделяют б а р о г р а д и е н т н ы е т еч ен и я, создаваемые наклоном уровня, который обусловлен изменениями в распределении атмосферного давления, вызы­ вающими опускание уровня моря в области повышенного атмосферного давления и поднятие уровня в области понижен­ ного давления, а также с т о к о в ы е течения, образующиеся в ре­ зультате повышения уровня в устьевых участках рек берего­ вым стоком.

Течения, обусловленные наклоном поверхности моря отно­ сительно изопотенциальной поверхности, часто объединяют в одну группу и называют г р а д и е н т н ы м и, так как при наличии наклона уровня имеет место горизонтальная составляющая силы барического градиента, приводящая частицы воды в дви­ жение. Эта группа объединяет плотностные течения, сгонно­ нагонные, стоковые и.бароградиентные'.’ " ' море редко наблюдаются течения, вызываемые каким либо одним из указанных факторов. Наиболее ярко, выражен­ ные течения Мирового океана являются следствием воздейст­ вия ряда факторов. Так, например, Гольфстрим является одно­ временно плотностным (градиентным), ветровым и стоковым течением.

Сразу же после возникновения течения, вызванного одной или несколькими из указанных сил, возникают вторичные силы или факторы, влияющие на течения. Эти силы Не способны вызывать течения, они только- видоизменяют уже возникшие течения. К таким силам относятся: 1) сила Кориолиса, откло­ няющая в северном полушарии всякое движущееся тело вправо, а в южном полушарии — влево от направления своего движе­ ния;

2) сила трения, замедляющая всякое движение, и 3) цен­ тробежная сила.

Отклоняющая сила вращения Земли (сила Кориолиса) вы­ ражается формулой F = 2uv sin®, где со — угловая скорость вращения Земли;

v — скорость дви­ жения тела (частицы воды);

— широта места, где движется р тело.

Так как угловая скорость вращения Земли всюду одинакова, то в конечном счете величина отклоняющей силы зависит только 17* от широты места и скорости движения тела. При одной и той же скорости движения тела на экваторе она обращается в нуль, а на полюсе достигает максимума. Сила Кориолиса не зависит от направления движения тела: в каком бы направлении ни двигалось тело, оно в северном полушарии будет отклоняться вправо, а в южном — влево.

Внутреннее трение бывает двух родов: молекулярное и тур­ булентное (вихревое). Молекулярное трение возникает в лами­ нарном потоке, в котором перемещение частиц совершается с незначительной скоростью и струи воды прямолинейны. С та­ кого рода трением, вероятно, можно встретиться только при изучении чрезвычайно медленных движений воды, которые на­ блюдаются на больших глубинах океана.

Если поток как в горизонтальной, так и в вертикальной пло­ скости не прямолинеен, то к молекулярному трению добавля­ ется еще турбулентное, образующееся за счет вихревого движе­ ния воды. Оно значительно больше молекулярного трения.

Центробежная сила проявляется только при криволинейных движениях с достаточно малыми радиусами кривизны. Так как радиусы кривизны криволинейных морских течений весьма ве­ лики, обычно такие течения считаются прямолинейными и цент­ робежной силой в первом приближении пренебрегают.

^ 1 '-* --'§ 2. Плотностные течения Теория плотностных течений базируется на теории циркуля­ ции В. Бьеркнеса. Она разработана В. Гелланд-Гансеном, В. Сандстремом и Н. Н. Зубовым, предложившими д и н а м и ч е ­ с к и й м е т о д вычисления морских течений.

• Плотностные течения (разновидность градиентных течений) обусловлены неравномерным распределением температуры и солености воды, а следовательно, и плотности по горизонтали.

В условиях покоя в случае совершенно однородной водной массы или когда по вертикали плотность воды с глубиной уве­ личивается, а по горизонтали она повсюду одинакова, поверх­ ности равных значений гидростатического давления — изобари­ ческие—'И поверхности равных значений плотности — изопикни ческие — параллельны друг другу. Вместо изопикнических поверхностей чаще пользуются изостерическими (поверхностями равных значений удельного объема). Следует отметить, что в данном случае эти поверхности параллельны также изопотен циальным поверхностям (поверхностям равных значений потен­ циала силы тяжести).

Море, в котором изобарические и изостерические поверхно­ сти параллельны, называется б а р о т р о п н ы м. Море, в котором они пересекаются, называется б а р о к л и н н ы м, именно в гаком море возникают плотностные течения.

При неравномерном распределении удельных объемов (или плотностей) в горизонтальном направлении изобарические и изостерические поверхности наклонены относительно друг друга, но угол наклона между ними в природных условиях весьма небольшой. Вместе с тем именно этим углом определя­ ется интенсивность возникающей циркуляции. При этом одно­ временно и изостерические, и изобарические поверхности на­ клонены относительно эквипотенциальных поверхностей, причем изостерические поверхности наклонены под большим углом, а изобарические — под меньшим. Чем больше угол наклона к го­ ризонту изостерических поверхностей, тем больше угол наклона к горизонту изобарических поверхностей;

этим обстоятельством пользуются при упрощенном выводе расчетных формул плот­ ностного течения.

В результате пересечения изобарических и изостерических поверхностей, проведенных через некоторые интервалы, получа­ ется система призматических трубок, называемых соленоидами.

Чем неравномернее распределены водные массы, тем больше наклонены и изогнуты изостеры и тем больше соленоидов в данном сечении (объеме) морской воды. Поэтому число соле­ ноидов характеризует динамическое состояние водных масс и свидетельствует о наличии сил, способных привести частицы воды в движение, чтобы достигнуть равновесия,, т. е. выравнять распределение удельных объемов. Работа, совершаемая этими силами, пропорциональна раз­ ности средних удельных объемов на двух гидрологических стан­ циях, между которыми изучается течение.

Вывод расчетной формулы плотностных течений на основе циркуляции Бьеркнеса сложен, поэтому она выводится упро­ щенным способом, который нагляден и приводит к одинаковому конечному результату.

Возьмем две изобарические поверхности в бароклинном море (рис. 65 а ). Пусть одна из них (ро) совпадает с поверх­ ностью моря, а вторая ( р ) расположена на такой глубине, где плотностные течения отсутствуют (или пренебрежимо малы), и поэтому параллельна изопотенциальной поверхности. Эта по­ верхность авторами динамического метода названа нулевой поверхностью. Указанный наклон изобарической поверхности ро свидетельствует о том, что справа плотность воды меньше, а слева больше. Очевидно, и расстояние между изобарическими поверхностями ро и р справа будет больше, а слева меньше, т. е. H M H N. Предположим, что в точках M n N взяты гидроло­ гические станции и определены значения температуры и солено­ сти воды на разных горизонтах. Проведем ряд изопотенциаль ных поверхностей D u D 2, D 3,..., D 6, пересекающих изобариче­ скую поверхность ро, и рассмотрим действие сил на частицу воды т, расположенную на этой поверхности. Прежде всего на частицу т действует сила тяжести g, направленная по отвесу вниз перпендикулярно изопотенциальной поверхности, и сила, обусловленная градиентом гидростатического давления а, направленная по нормали к изобарической поверхности ро вверх. Все другие силы будем считать отсутствующими.

Ds Ps fy Dj Рис. 65. Способ расчета плотностных течений.

Разложим вектор силы тяжести на две составляющие: одну — вдоль поверхности p0(g s in p ) и вторую — по нормали к ней ( g cos р). Вторая составляющая уравновешивается градиентом гидростатического давления, а первая оказывается неуравно­ вешенной. Частица т будет перемещаться под действием пер­ вой составляющей вектора силы тяжести вдоль изобарической поверхности ро (вдоль поверхности моря в сторону наклона уровня). Но как только начнется движение частицы, возникнет отклоняющая сила вращения Земли К \, пропорциональная ско­ рости движения и направленная в северном полушарии под уг­ лом 90° вправо к направлению движения частицы. В результате частица начнет перемещаться по равнодействующей R \ двух сил, указанных выше, с некоторой скоростью v (рис. 65 б ).


С изменением направления движения изменится и направление отклоняющей силы, что вызовет дополнительный поворот вправо равнодействующей R. Этот поворот будет продолжаться до тех пор, пока вектор течения не окажется перпендикулярным силе g s in p. В этом случае отклоняющая сила вращения Земли будет направлена в противоположную сторону и при устано­ вившемся течении будет равна силе g sin р. Возникнет динами­ ческое равновесие, для которого сумма действующих сил должна быть равной нулю:

sin р = К — 2 ® v T sin ср, g где о — угловая скорость вращения Земли, ф — широта места.

/-л gsinS Отсюда v T ~ —---- — 2д sin с р Из рисунка видно, что sin р = тогда SHM— gH N vr = 2u)Z. sin о Произведение g H M, равное разности значений потенциала силы тяжести на изобарических поверхностях р и ро в точке М, называют динамической в'Цсотой изобарической поверхности ро относительно изобарический поверхности р в точке М. П р ^ изведение g H N соответственна называется динамической.высо­ той изобарической поверхностк ро (поверхности моря) относи­ тельно изобарической поверхности нулевой поверхности) в точке N. Если обозначить g H Mччерез D M и g H N через D N, то окончательно формула для вычисления плотностных течений бу­ дет иметь вид Dm &N vt 2 ш ! s in ср Интересно отметить, что оказывается безразличным, будем ли мы считать плотностное течение результатом неравномер­ ного распределения плотности по горизонтали или само это распределение результатом установившегося течения, с той только разницей, что в последнем случае возникает возмож­ ность рассматривать неравномерное распределение плотности как результат действия всей группы градиентных течений.

Н. Н. Зубов считал, что неравномерность распределения плот­ ности вызывается действием всех видов течений вообще, но, как показал JI. М. Фомин, течения, вызываемые непосредственным действием ветра малой продолжительности, динамическим ме­ тодом вычислить нельзя.

Применение динамического метода дает лучшие результаты в том случае, если: 1) течение устойчиво и скорость его доста­ точно велика, 2) глубина моря велика, так как это позволяет увереннее выбрать нулевую поверхность, 3) гидрологические станции выполнены в короткий промежуток времени (доста­ точно синхронизированы во времени), 4) гидрологические раз­ резы выполнены перпендикулярно существующим (или предпо­ лагаемым) течениям, 5) район исследования расположен доста­ точно далеко от экватора, где горизонтальная составляющая силы Кориолиса равна нулю и, следовательно, формула плот ностных течений неприменима.

Плотностные течения, для которых принимается, что сила барического градиента уравновешивается силой Кориолиса, а силой трения пренебрегается, называются г е о с т р о ф и ч е с к и м и т еч ен и я м и.

§ 3. Дрейфовые и ветровые течения Из наблюдений в природе и согласно теории морских тече­ ний следует, что главным возбудителем непериодических тече­ ний в поверхностных слоях моря является ветер. По Н. Н. Зу­ бову, течения, создаваемые временными и непродолжитель­ ными ветрами, называются в е т р о в ы м и. Течения, создаваемые длительными, или господствующими, ветрами, называются д р е й ф о в ы м и. К числу дрейфовых течений относятся' пассатные, или экваториальные, течения всех океанов и циркумполярное течение в южном полушарии (50° ю. ш.).

Ветровые и дрейфовые течения возникают в результате тре­ ния ветра о поверхность моря и частично в результате давления ветра на тыловую поверхность волн. Энергия движения пере­ дается посредством трения (трения между слоями воды в верти­ кальной плоскости, называемого межслойным) нижележащим слоям, и они также вовлекаются в поступательное движение вод.

Первая попытка создания математической теории ветровых течений принадлежит Цепприцу. Он рассматривал только лами­ нарное движение, т. е. учитывал молекулярную, а не турбулент­ ную вязкость воды, и пренебрегал силой Кориолиса. Выводы Цепприца в значительной степени расходились с данными наблюдений. Оба указанных недостатка устранены в теории ветровых течений Экмана, развитой впоследствии советскими учеными.

Для упрощения математического анализа Экман принял первоначально следующие условия: а) плотность воды посто­ янна, б) море безбрежно или по крайней мере район, в кото­ ром рассматривается течение, находится в значительном удале­ нии от берега, сгоны и нагоны воды не происходят, и поверх­ ность моря горизонтальна, в) глубина моря бесконечна или по и Рис. 66. Перспективное представление дрейфового течения на различных глу­ бинах.

крайней мере достаточно велика, г) над морем действует уста­ новившийся ветер (т. е. скорость и направление ветра с тече­ нием времени не меняются), д) поле ветра равномерное, т. е.

в каждой точке моря направление и скорость ветра одинаковы.

Допущение, что плотность воды по горизонтали одинакова и поле ветра равномерное, позволило Экману не учитывать боко­ вое турбулентное трение (трение между слоями воды в горизон­ тальной плоскости). При данных условиях выводы теории Э к ­ мана таковы.

1. Поверхностное течение отклоняется от направления ветра в северном полушарии вправо, а в южном влево на 45° (рис. 66). Это отклонение не зависит ни от скорости ветра и те­ чения, ни от географической широты места.

2. Скорость поверхностного течения определяется из соот­ U ношения j/2(Apa)sin ’ р где,|х — коэффициент турбулентного межслойного трения, р — плотность воды (приблизительно равная единице), со — угловая скорость вращения Земли, ф — географическая широта места, Т — тангенциальное давление ветра.

Вследствие того что рассчитать или измерить силу трения затруднительно, на практике пользуются эмпирическим соотно­ шением между скоростью ветра и скоростью вызываемого им течения.

Многие авторы (Нансен, Тораде, Струйский, Динклаге) пришли к следующей простой зависимости между скоростью ветра и скоростью поверхностного дрейфового течения:

где U 0 — скорость течения в м / с е к, V — скорость ветра в м / с е к, — широта места, 0,0127 — эмпирический коэффициент, полу­ Ф чивший название ветрового коэффициента.

3. С глубиной течение меняется как по величине, так и по направлению. Скорость течения уменьшается по экспонен­ циальному закону, а направление его отклоняется все больше и больше вправо (в северном полушарии) от направления ветра, и, наконец, на некоторой глубине, называемой г л у б и н о й т р ен и я, течение оказывается направленным в прямо противо­ положную сторону по сравнению с поверхностным течением.

Эта глубина, обозначаемая через D, определяется соотноше­ нием где я = 3,14, остальные обозначения прежние.

На глубине, равной 0,5Д вектор течения перпендикулярен вектору течения на поверхности. До глубины 0,5/) суммарный поток воды проходит в направлении, согласующемся с поверх­ ностным течением, а ниже, до глубины 1,5 Д — направлен в про­ тивоположную сторону. На глубине, равной 2 D, течение чрезвы­ чайно мало (составляет V535 часть поверхностного течения) и совпадает по направлению с течением на поверхности. На глу­ бине, равной глубине трения D, скорость течения также мала, она составляет всего лишь около 4% скорости поверхностного течения (7гз часть).

Так как угловая скорость вращения Земли является величи­ ной постоянной, а плотность воды можно принять равной еди­ нице, то оказывается, что глубина трения зависит от двух пере­ менных величин — коэффициента турбулентного трения ^ и широты места. Это обстоятельство не позволяет применять тео­ р рию Экмана для бесконечно глубокого моря в приэкваториаль­ ных районах, так как глубина трения, обратно пропорциональ­ ная корню квадратному из синуса широты, на экваторе становится равной бесконечности.

Коэффициент турбулентного трения [х очень изменчив и до последнего времени вполне надеж но еще не определен. Он меняется в зависимости от степени переслоенности моря и от градиента скорости движ ения воды, а сле­ довательно, и от скорости ветра. Больш ие скорости ветра вызываю т сравни­ тельно сильные течения, а это приводит к возникновению в потоке воды большего количества вихрей, что и учиты вается коэффициентом турбулентного трения.

Следовательно, в конечном итоге глубина трения зависит от широты места и скорости ветра.

В табл. 28 показано изменение глубины трения в зависимости^ от этих величин. V Т а б л и ц а Изменение глубины трения (в м) в зависимости от скорости ветра (в м /сек) и широты места Скорость ветра, Скорбеть ветра, м/сек м/сек Широта, Широта, град.

град.

10 10 45 90 175 80 87 85 55 170 К ак видно из таблицы, глубина трения незначительно уменьшается с увеличением широты места и сильно возрастает при увеличении скорости ветра.

И змерения глубин, на которые распространяю тся дрейфовые течения, произведенные Крюммелем в Северном пассатном (экваториальном) течении Атлантического океана, показали, что D равно 150 м. И змерения С. О. М а к а ­ рова в Ю ж ном пассатном (экваториальном) течении Тихого океана дали 0 = 200 м. В качестве нижней границы распространения дрейфовых течений можно полож ить = 300 м.

Экман считает, что время, необходимое д л я того, чтобы на той или иной глубине установилось ветровое течение, колеблется в широких пределах — от нескольких часов до нескольких месяцев. Так, вдали от берега (на р асстоя­ нии 100 км) и на глубинах менее 500 м ветровое течение устанавливается в продолжение нескольких дней, а поверхностное течение • в продолжение — нескольких часов;

при той ж е удаленности от берега, но на глубинах более 500 ж ветровое течение устанавливается в продолжение нескольких месяцев.

4. Полный (суммарный) поток воды во всей толще моря, охваченной дрейфовым течением, следует в направлении, перпендикулярном действию ветра (вправо в северном полуша­ рии).

Таковы главные выводы теории Экмана в ее наиболее об­ щем виде. Во втором приближении Экман рассмотрел влияние глубины моря на течения.

Если море имеет глубину Я, меньшую глубины трения D, то угол а между направлением поверхностного течения и направ­ лением ветра изменяется следующим образом:

H/D.. 0,10 1, 0,25 0,5. -0° 2 1,5 ° а 45° 45° Эти данные показывают, что течение в поверхностных гори­ зонтах мелкого моря направлено по ветру.

Т ~ Т ~ 1.Г Т Т 5 Г Г а) Рис. 67. Схемы горизонтальной циркуляции при неравно­ мерном ветре. Вверху — скорость ветра, внизу — н а ­ правление течений (плюс — по ветру, минус — против ветра).

Море, глубина которого больше или равна глубине трения, можно практически считать глубоким и применять к нему более простую теорию дрейфовых течений для бесконечно глубокого моря.

Если глубина моря меньше глубины трения, то направление течения с глубиной меняется значительно медленнее, чем в глу­ боком море: при глубине моря, равной 0,Ш, на всех горизонтах направление течения практически совпадает с направлением ветра, а скорость уменьшается по линейному закону.

Ряд упрощающих условий, принятых Экманом, в первую очередь однородность поля ветра и баротропность моря, сильно сузили сферу применения теории Экмана. Большой вклад в раз­ витие теории течений, возбуждаемых ветром, был сделан В. Б. Штокманом. Штокман показал, что если в замкнутом море действует неравномерный ветер, то в нем возникает циркуляция не только в вертикальной плоскости, как полагали раньше, но и в горизонтальной, причем возможно течение против ветра (рис. 67). Штокман полагал, что если скорость ветра убывает справа налево, если смотреть по ветру (циклоническая завих­ ренность), то циркуляция воды в горизонтальной плоскости морского бассейна будет направлена против часовой стрелки;

при антициклонической завихренности циркуляция происходит по часовой стрелке. Учет поперечной неравномерности скорости пассатов позволил Штокману объяснить происхождение эква­ ториальных противотечений Мирового океана.

Весьма плодотворным оказался разработанный Штокманом м е т о д п о л н ы х п о т о к о в. Под полным потоком он понимал инте­ гральный, результирующий перенос масс от поверхности моря до некоторой глубины, ниже которой течение отсутствует (нижняя граница бароклинного слоя). Штокман вывел уравнение, свя­ зывающее величину полного потока с завихренностью касатель­ ного трения ветра на поверхности моря и величиной бокового турбулентного трения.

§ 4. Сгонно-нагонные течения В предыдущем параграфе предполагалось, что поверхность моря горизонтальна. Однако ветер, вызывая дрейфовые тече­ ния, переносит большие массы воды, причем образуется наклон поверхности моря. Этот наклон особенно значителен вблизи береговой черты. При наклоне поверхности моря появляется го­ ризонтальная составляющая градиента гидростатического дав­ ления и на дрейфовое течение накладывается градиентное тече­ ние. Расчет совместного (дрейфового и градиентного) течения при наличии ветра затруднителен.

Рассмотрим более простой случай. Предположим, что под действием ветра произошел наклон уровня, а ветер прекра­ тился. Если море однородно по плотности и достаточно глубоко, то все изобарические поверхности будут наклонены и располо­ жены параллельно одна другой от поверхности моря до самого дна. В этом случае в придонном слое приходится считаться, с трением о дно. Сила трения в придонном слое толщиной D ' направлена в сторону, противоположную вектору течения, а ее величина пропорциональна коэффициенту трения \а. Коэффици­ ент трения ц,' на верхней границе слоя трения D ' равен нулю, а у самого дна равен бесконечности. Толщина нижнего слоя трения в средних широтах обычно составляет 100 м.

В результате наклона уровня в море, глубина которого больше слоя трения D ', возникнет сгонно-нагонная циркуляция, причем течения возбуждаются во всей толще моря, от его по­ верхности до дна. При этом образуются два слоя течений.

В верхнем слое (до верхней грацины слоя трения D ' ) возникают градиентные течения, расчет которых аналогичен расчету плот ностных течений (см. § 2 настоящей главы). Они направлены в правую сторону (в северном полушарии), перпендикулярно наибольшему уклону (рис. 68 б). Если у берега уровень более высокий, чем в море (нагон), то течение направлено слева на­ право по отношению к наблюдателю, стоящему на берегу лицом к морю.'Если же у берега уровень будет ниже, чем в море, то картина сменится на обратную. В нижнем (придонном) слое толщиной D ' возникнет течение, которое рассчитывается сле­ дующим образом. Когда течение установится, действующая х Рис. 68. Способ расчета градиентных сгонно-на гонных течений.

а — способ расчета, б — направление течения в верхнем слое, в — направление течений в нижнем слое.

сила — горизонтальная составляющая градиента гидростатиче ского давления g s in y (рис. 68 в) — будет уравновешена равно­ действующей R двух сил: силы трения т и отклоняющей силы вращения Земли К. Из рисунка видно, что g sin 7 cos р = х, g sin у sin p = К, откуда tg p =.

Учитывая, что а /С=2соуг sincp, имеем i v T, С помощью этой формулы мы можем определить угол между вектором течения и направлением наибольшего уклона, с кото­ рым совпадает направление действующей. силы g s in y. Этот угол, как видно из рисунка, меньше 90°.

Возведя в квадрат и сложив почленно выражения для т и получим:

К, (g sin f)2= т2 + К 2 = ( ^ г ) 2 + (20)^7- sin ср)2, откуда v sln Т + (2u sin p) Эта формула служит для расчета придонного сгонно-нагон­ ного течения в слое трения D '.

Как явствует из вышеприведенных формул, угол р и вели­ чина вектора течения v T с приближением ко дну (с возраста­ нием силы трения) уменьшаются, т. е. вектор течения поворачи­ вает влево, стремясь занять положение, совпадающее с направ­ лением наибольшего наклона уровня. На самом дне течение отсутствует (условие прилипания).

При сгонно-нагонных явлениях во время действия ветра об­ разуются три слоя течений: в верхнем слое, толщина которого равна глубине слоя поверхностного трения D, имеет место сум­ марное течение, состоящее из чисто дрейфового и градиентного течений, в промежуточном слое — градиентное течение, направ­ ленное параллельно берегу, в придонном слое — только что описанное течение в слое трения D '.

Согласно описанной теории, в глубоком море наибольший сгон или нагон воды наблюдается, когда ветер дует параллельно берегу. Если направление ветра перпендикулярно берегу, сгонов и нагонов не будет вовсе. При острых углах между на­ правлением ветра и берега наблюдается или сгон, или нагон, в зависимости от того, как будет направлена составляющая по­ тока дрейфового течения, нормальная берегу.

В мелководном море, как указывалось выше, дрейфовое течение приближается к направлению действующего ветра, а градиентное — к направлению наибольшего уклона уровня.

Поэтому в таком море наибольший нагон будет при ветре, дую­ щем почти перпендикулярно к берегу, а сгон — при ветре, дую­ щем от берега. ^У § 5. Стоковые и бароградиентные течения Стоковые течения. Стоковые, или сточные, течения являются следствием накопления воды, вызывающего различия гидро­ статического давления в различных местах моря на тех же самых уровенных поверхностях. Накопление воды в основном может происходить в результате следующих причин: изменения уровня под влиянием ветра и притока речных вод. Некоторую небольшую роль при этом играет обильное выпадение атмо­ сферных осадков и таяния льдов. На изменение гидростатичес­ кого давления может влиять и неравномерное распределение плотности воды, и, следовательно, плотностные течения в ка­ кой-то степени являются стоковыми течениями. Однако в океа­ нологической литературе под стоковыми течениями принято по­ нимать течения, стремящиеся выравнить нарушения в состоянии уровня, вызванные работой ветра и притоком пресных вод.

Типичным примером стоковых течений является Флоридское течение, вытекающее из Мексиканского залива и дающее на­ чало Гольфстриму. В Мексиканский залив пассатами Атланти­ ческого океана нагоняется много воды. Стремление к выравни­ ванию уровня обусловливает стоковое Флоридское течение.

Течения, вызванные изменениями атмосферного давления.

К причинам, вызывающим течения, относится разность атмо­ сферного давления в различных областях океана. Причина эта может вызвать лишь незначительные по силе течения. Увели­ чение давления атмосферы на 1 м б вызывает понижение уровня приблизительно на 1 см. Поэтому повышение давления атмо­ сферы над данным районом по сравнению с соседним вызовет перемещение водных масс из данного района в соседние. Такое течение называется бароградиентным.

Рассмотрим качественную картину возникновения циркуля­ ции в море под влиянием проходящего циклона.

При прохождении над центром моря медленно двигающе­ гося циклона сначала создается движение частиц вод от центра, где уровень выше, к периферии, так как атмосферное давление в центре циклона меньше, чем на его периферии. Под влиянием силы Кориолиса движущиеся от центра моря частицы будут отклоняться вправо и в море возникнет антициклоническая цир­ куляция. Ветровые течения ослабляют эту циркуляцию, так как имеют обратное направление. В проливах, соединяющих данное море с соседним, возникнут входные течения (из соседних мо­ рей в рассматриваемое море).

По мере перемещения циклона от центра моря к его перифе­ рии уровень в центре моря начинает понижаться и течения в проливах меняют свое направление на обратное, т. е. из рас­ сматриваемого бассейна в соседние моря.

§ 6. Приливо-отливные течения П р и л и в о - о т л и в н ы м и т е ч е н и я м и называются периодические горизонтальные перемещения частиц воды, меняющиеся по ско­ рости и направлению в течение суток в зависимости от периода и величины прилива.



Pages:     | 1 |   ...   | 6 | 7 || 9 | 10 |   ...   | 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.