Файл: Неклюкова.pdf

площадь) высотой до 100 м, длиной до 170 км, объемом около 

500 км

3

. Около Гренландии наблюдали горообразные айсберги 

высотой до 157 м, объемом до 31  к м

3

' . 

Исторические данные свидетельствуют о вековых колебаниях 

ледовитости Океана. Известно, например, что в X в. норманны сво­

бодно плавали к Исландии и Гренландии, в XIII в. вследствие 
тяжелой ледовой обстановки эти плавания прекратились. Теперь 
снова пути к Гренландии свободны ото льда. 

Ледовый покров оказывает огромное влияние на климат всей 

Земли, на жизнь в Океане. 

Льды в океанах и особенно в морях затрудняют судоходство 

и морской промысел. Для наблюдения за льдами и изучения их 

режима организуется специальная Ледовая служба. 

Советский Союз обеспечивает наблюдение за льдами и изуче­

ние их режима на всей трассе Северного морского пути и приле­

гающих к нему пространствах. Мощные ледоколы прокладывают 

пути во льдах, блокирующих узкие проливы, проводят караваны 
судов. Ледовая служба действует в Балтийском море, в восточной 
части Северного. После гибели в 1912 г. в результате столкнове­
ния с айсбергом к югу от Ньюфаундлендской банки трансокеан­

ского лайнера «Титаник» с 1490 пассажирами на борту для на­
блюдений за айсбергами и их перемещения в Северной Атлан­
тике и оповещения судов был организован Международной 
ледовый патруль. 

ДВИЖЕНИЕ ВОД ОКЕАНА 

Вся масса океанских вод непрерывно движется. Это обеспечи­

вает постоянное перемешивание воды, перераспределение тепла, 
солей и газов. Частицы воды совершают как

 колебательные,

 так 

и

 поступательные

 движения, обычтто сочетающиеся, причем одни 

из них могут заметно преобладать. Так, волнения — преимущест­
венно колебательпые движения воды, течения — поступательные. 

Волнения. Волнения воды — результат нарушения равновесия 

уровенной поверхности и стремления силы тяжести восстановить 
это равновесие. Главная причина волнений на поверхности Океа­
на — ветер. Волнения могут быть вызваны также резким измене­
нием атмосферного давления. Такие причины, как землетрясение, 
извержение вулканов, приливообразующие силы, вызывают волне­

ния всей толщи океанских вод. 

Волны, существующие под непосредственным воздействием 

вызывающих их сил, называются

 вынужденными

 (связанными); 

волны, продолжающие существовать некоторое время, после того 
как вызвавшая их сила прекратила действие, —

 свободными. 

1

 Антарктические айсберги чаще плоские, столообразные, арктичЗ' 

ские — пирамидальные. 

232 

Элементы волны. В поперечном разрезе волны (рис. 83) видна 

ее

 форма. Наиболее высокая часть волны, выступающая над уров­

нем спокойной водной поверхности,—

 гребень волны.

 Часть 

волны, находящаяся ниже уровня спокойной водной поверх­
ности,—

 ложбина

 (впадина), наиболее углубленная ее часть — 

п

одошеа волны.

 Между гребнем и подошвой —

 склон волны. 

Волна характеризуется длиной, высотой, крутизной, периодом 

я

 скоростью. Длина волны (Л) — горизонтальное расстояние 

между гребнями или подошвами двух соседних волн. Высота 
волны

 {Н)

 — превышение гребня волны над ее подош­

вой. Крутизна

 (а)

 — отношение высоты волны к половине - ее 

длины —

 Н

 : -=-. Период волны (т) — промежуток времени, в тече­

ние которого каждая точка волны перемещается на расстояние, 
равное ее длине. Скорость

 (V)

 — расстояние, пробегаемое в еди­

ницу времени (в секунду) гребнем волны (или любой другой 

точкой ее профиля). 

Волны подразделяются на короткие (длина меньше глубины 

в месте их распространения) и длинные (длина превосходит 
глубину). К коротким относятся ветровые волны, к длинным — 

сейсмические и приливо-отливные. 

Видимое движение волны — движение ее формы, сопровожда­

ющееся незначительным поступательным движением частичек 

воды. Это можно видеть, наблюдая в безветренную погоду за 
предметом, плавающим на волнующейся поверхности водоема. 

Он то поднимается, то опускается; поднимаясь, несколько сме­
щается в направлении движения волны, опускаясь, перемещается 

в обратном направлении. Происходит это потому, что при волно­
вом движении частицы движутся по орбитам, близким к окруж­

ностям. Находясь в верхней части орбиты (на гребне волны), ча­
стица движется вперед, находясь на нижней части (па по­

дошве),— назад. Подробнее рассмотрим волновое движение, 

вызванное ветром. 

Рис. 83. Форма свободной волны 

233 

Рис. 84. Движение частиц в волне 

Ветровые волны. Ветер воздействует на поверхность воды и 

выводит частицы из состояния равновесия, заставляя их дви­

гаться по орбитам (по часовой стрелке). При этом, если предста­

вить себе, что ветер, как это показано на рисунке 84, дует слева 

направо, частицы воды, находящиеся слева, начнут колебаться 

раньше, чем частицы, расположенные правее них. В результате 

каждая частица будет отставать в своем движении от частицы, 

лежащей справа от нее, и все они будут находиться в разных фа­

зах. Пусть частица 1 находится в самой низкой точке орбиты; 

в это время частица 2 отстает в своем движении от частицы 1 

на угол ф, частица 3 на такой же угол отстает от частицы 2 и 

т. д. Соединив одновременно положение всех частиц плавной кри­

вой, получим

 трохоиду

', 

Если рассмотреть положение частиц через некоторый проме­

жуток времени, окажется, что все они переместились по орбите 

на одно и то же расстояние и заняли положение 1', 2', 3' и т. д. 

На рисунке видно, что форма волны сместилась вправо — по на­

правлению ветра. Частицы, находящиеся на наветренном склоне 

волны, опустились, в то время как частицы, находящиеся на под­

ветренном склоне, поднялись. Трохоида может возникнуть лишь 

при отсутствии поступательного движения. Однако вследствие 

сложения кругового орбитального и поступательного движений 

частиц они перемещаются по эллиптическим орбитам, растяну­

тым в горизонтальном направлении тем больше, чем больше ско­

рость ветра и чем круче волна. Центр- эллипса также испытывает 

поступательное движение. В результате профиль ветровых волн 

сильно отличается от трохоиды: вершины их заострены, подо­

швы более тупые, чем у трохоиды. 

Воздействуя на гребень волны, ветер ускоряет движения час­

тиц, перемещающихся по орбитам в том же направлении, что и 

ветер. Воздействие ветра на подошву волны имеет обратный эф­

фект. В результате гребни опрокидываются, образуя «барашки» 

(«беляки»). 

Под влиянием ветра волны растут одновременно в высоту и 

в длину, при этом увеличиваются период и скорость. Чем больше 

1

 Трохоиду можно определить как след, оставляемый точкой, нахо­

дящейся на радиусе катящегося круга (колеса). 

234 

скорость волны, тем слабее давление ветра на ее наветренный 
склон. Поэтому интенсивность роста волны определяется отноше­

нием ее скорости (с) к скорости ветра

 (W).

 Скорость роста вол­

ны наибольшая, когда рр, = 0,4—0,5, т. е. когда скорость волны 

в 2 раза меньше скорости ветра. Когда скорости ветра и волны 

сравниваются  ( ™ = 1 ) , волны теоретически достигают наиболь­

шей высоты. В действительности они бывают наиболее высокими, 

когда ветер начинает стихать и уже не срывает их гребней. 

По мере развития волн меняется их внешний вид. Вначале . 

они образуют параллельные ряды, затем с увеличением скорости 

ветра разбиваются на отдельные холмы, т. е. из двухмерных пре­

вращаются в трехмерные, характеризующиеся не только длиной 

и высотой, но и шириной. При дальнейшем усилении ветра на 

поверхности Океана вновь появляются параллельные ряды очень 

высоких волн, осложненных трехмерными волнами. Так как на­

правление и скорость ветра изменяются, образуются сложные 

комбинации волн. Когда скорость ветра уменьшается, волнение 

постепенно затухает. Сначала исчезают мелкие, затем крупные 

волны, и остаются очень длинные пологие волны —

 зыбь.

 При 

высоте всего в несколько метров (не более четырех) эти волны 

имеют длину несколько сотен метров и поэтому в открытом Океа­

не на глаз почти незаметны. Но распространяясь с большой 

скоростью, они обрушиваются на берега з^ тысячу километров от 

места своего возникновения. Так как в Океане всегда где-нибудь 

возникают ветровые волны, океанский прибой почти не прекраща­

ется. На пришедшие издалека волны зыби часто «накладываются» 

местные ветровые волны, осложняя их. Ветровые волны обладают 

энергией, переданной им ветром. Передача энергии ветра волне 

находится в прямой зависимости от скорости, продолжительности 

действия и разгона ветра. Волна получает энергию ветра, если 

ее скорость меньше скорости ветра, в противном случае ветер «га­

сит» волны. 

Энергия волн состоит из Двух частей — энергии частиц, дви­

жущихся по орбитам (кинетическая энергия), и энергии массы 

воды, поднятой над уровнем моря (потенциальная энергия). Ки­

нетическая энергия при достаточной глубине остается на месте, 

потенциальная перемещается вместе с формой волны. Энергия 

волны прямо пропорциональна квадрату ее высоты и длине. 

С глубиной высота волн быстро уменьшается, уменьшается и 

энергия волн, которая, таким образом, концентрируется в верх­

них слоях Океана. 

При высоте волны 5 м и длине 100 м (средние размеры штор­

мовых волн) энергия волны примерно равна 3120 кВт

 -ч

 на 1 м 

гребня. При этом на каждый квадратный километр волнующейся 

поверхности приходится 3 млрд. кВт-ч энергии. Так как прост-

235 

ранство, охваченное волнением, имеет площадь в сотни квадрат­
ных километров, запасы энергии ветровых волн колоссальны. 

Огромна сила удара ветровых волн. При ударе о препятствие 

разрушительная сила волны увеличивается за счет обрушивания 

масс гребня волны, достигающих сотни тонн. На малых глубинах 
большая часть энергии переходит в гребень волны, поэтому вол­
ны обрушиваются на берег с особой силой. Давление, оказывае­

мое волной высотой 3,5 м, равно 7,8 т/м

2

. Волноломы, предохра­

няющие берег от разрушения, проектируются с учетом конкрет­
ных условий. Так, для Балтийского моря они должны быть рас­
считаны на давление в 11 т/м

2

, в Бискайском заливе в 21 т/м

2

, 

на Марокканском берегу Африки — 25 т/м

2

, в Дэнбере (Шотлан­

дия) — 37 т/м

2

, а в Дьеппе (Франция) — 60 т/м

2

. 

Волны разрушают и одновременно переносят и откладывают 

продукты разрушения, формируя рельеф побережья. 

Высота большинства ветровых океанских волн 4—4,5 м. Волны 

выше 6—7 м возникают сравнительно редко. Максимальная до­

стоверно зафиксированная высота ветровых волн около 34 м

1

. 

Длина штормовых волп не более 250 м; длина волн зыби до 

1000 м и более. 

В морях размеры ветровой волны меньше, чем в Океане: их 

высота не более 9 м, длина 150 м. 

С возрастанием глубины волнение быстро затухает, так как 

диаметры орбит, по которым движутся частички, быстро умень­

шаются, а значит, уменьшается и высота волн. С увеличением 

глубины в арифметической прогрессии она убывает в геометри­

ческой прогрессии. 

Т а б л и ц а 29 

Глубина (в 

долях от длины 

волны

 К) 

Высота волн 

(Я) 

0 

Н 

i-

н 

2 

i> 

н 

4 

н 

"8 

i>-

н 

16 

I* 

н 

32 

h 

н 

64 

h 

н 

128 

8

Х 

Н 

256 

h 

н 

512 

Очевидно, чем длиннее волна, тем глубже проникает волнение. 

Практически уже на глубине, равной половине длины волны, вол­

нение затухает. Длина волны, ее скорость и период с глубиной 

не изменяются. Штормовые волны, имеющие на поверхности вы­

соту 8 м и длину 180 м, на глубине 150 м едва достигают в вы­

соту 16 мм. 

При переходе волны на мелководье начиная с глубины, рав­

ной длине волны, движение частиц воды замедляется. Орбиты 
движения частиц вытягиваются все сильнее, и у дна они 

1

 Зафиксирована в 1933 г, американскими моряками (судно «Ра.мало») 

в Тихом океане. ' 

23в 

начинают двигаться пря­
молинейно, быстрее к бе­
регу на гребне и медлен­

нее от берега при про­
хождении подошвы. Сим­
метрия волны нарушается, 
гребень сдвигается вперед 
и опрокидывается, волна 

разрушается. Так возни­
кает

 прибой.

 Если гре­

бень, пенясь, соскальзы-

  Р ц с

-

  8 5

- Р

е

ФР

а к

«

и я  в о л н

 У  Р

о в н о г о  б е

Р

е г а 

вает вниз по склону, обра­

зуется

 бурун.

 Прибой постоянно можно наблюдать у берега, 

бурун чаще наблюдается на некотором расстоянии от него, на 
рифах. 

При уменьшении глубины энергия волнового движения рас­

пределяется все в меньшем сечении, концентрируясь главным об­

разом в гребнях. Количество энергии, переносимое в единицу 
времени через единицу площади сечения, возрастает до самого 
момента обрушивания гребня, когда вся энергия или часть ее 

(в зависимости от уклона дна) гасится. Высота волн на мелко­

водье возрастает, длина и скорость, наоборот, уменьшаются, со­
ответственно крутизна волн увеличивается. 

На подходе к берегу волны меняют направление, стремясь по­

дойти к нему перпендикулярно. Это происходит потому, что, пе­
ремещаясь под углом к берегу, волна в той части, которая рань­
ше вступает на мелководье, замедляет движение (влияние тре­

ния), в то время как остальная ее часть продолжает перемещать­
ся с прежней скоростью. В результате волна постепенно развер­
тывается фронтом к берегу (рис. 85). Это явление называется 

рефракцией

 (преломлением) волн. Чем больше скорость волн и 

чем выше волны, тем меньше их рефракция. 

Циклоны с очень низким давлением в центре (не только тро­

пические) могут вызывать на поверхности Океана выпуклости 
высотой до 1 м, превращающиеся в циклоничные барические вол­
ны. Наступление такой волны на берег может иметь катастро­

фические последствия. При землетрясениях, подводных извер­
жениях и подводных оползнях возникают сейсмические волны, 

охватывающие всю толщу воды. Они получили название

 цунами. 

Так как при очень большой длине волны высота цунами обычно 
всего 0,3—0,6 м, в открытом Океане они незаметны. Но на мел­

ководье высота их увеличивается до 20—30 м в узких заливах. 

Цунами высоко поднимаются в местах резких переходов с боль­

ших глубин на узкую полосу пляжа. На низких побережьях цу­

нами имеют незначительную высоту. 

Распространяются цунами в направлении, перпендикулярном 

линии возникшего сброса, со скоростью, пропорциональной глу-

237 

бине Океана:

 С

 = 360

 YH,

 где С —скорость распространения цу­

нами в км/ч,

 Н

 — средняя глубина в км. 

Скорость распространения цунами колеблется от 150 км/ч 

(при  # = 2 5 0 м) до 900 км/ч (при

 Н=

6 км). Над глубокими частя­

ми Океана она увеличивается, над мелкими уменьшается до 50 км/ч. 

Перед приходом цунами вода обычно отступает от берега в те­

чение нескольких минут (10—15) на сотни метров, а иногда 

(при небольшой глубине) и на километры. Чем дальше отступи­

ла вода, тем большей высоты цунами надо ожидать. 

За последнее тысячелетие зарегистрировано всего около 360 

крупных цунами, при этом 7з приходится на северо-западную 

часть Тихоокеанского сейсмического пояса. 

С цунами связаны огромные разрушения и человеческие 

жертвы. Цунами, вызванные землетрясениями 22 мая 1960 г. в Ан­

дах, обрушились на побережье Чили, на западные берега Аме­

рики до Калифорнии, на берега Новой Зеландии, Австралии, 

Филиппинских, Гавайских островов, Японии, Курильских остро­

вов. К берегам юго-восточной части Камчатки цунами пришли поч­

ти ровно через сутки после землетрясения. В Японии, пострадав­

шей особенно сильно, если не считать Чили, высота волн до­

стигла 10 м. 

О приближении цунами можно узнать заранее не только по 

отступлению воды, но и с помощью регистрации сейсмических 

волн и волн давления, возникающих при землетрясении и расп-

Рис. 86. Схема распространения цунами в Тихом океане 

238 

ространяющихся в воде со скоростью, во много раз превосходя­
щей скорость цунами. В странах, чаще других посещаемых цуна­
ми, организована специальная Служба предсказаний и оповеща-

ния о цунами. 

Приливы в Океане (приливные волны). Приливообразующие 

силы, рассмотренные в первой главе (стр. 53), вызывают движе­

ния всей массы вод Мирового океана. В течение суток Землю 

обходят 2 приливные волны. В Океане приливная волна 

вызывает поднятие уровня до наивысшего положения

 (полная 

вода)

 и опускания его до наименьшего

 (малая вода).

 Проме­

жуток времени, в течение которого уровень поднимается, 

называется

 продолжительностью роста уровня;

 промежуток вре­

мени, в течение которого уровень понижается, —

 продолжитель­

ность падения уровня.

 Расстояние по вертикали между 

уровнями полной и малой воды —

 величина прилива.

 Половина 

величины прилива —

 амплитуда прилива.

 Промежуток времени 

между двумя ближайшими моментами наступления полной (или 

малой) воды —

 период прилива.

 В открытом океане высота при­

ливных волн около 1 м, у берегов местами до 10—18 м. Выделя­

ют приливы полусуточные (2 полные и 2 малые воды за лунные 

сутки), суточные (одна полная и одна малая вода за лунные сут­

ки) и смешанные (суточные и полусуточные приливы сменяют 

друг друга). Приливы одинаковой амплитуды хи равной продол­

жительности роста и падения уровня называют правильными, 

но в действительности такие приливы почти не наблюдаются. 

Возникают неравенства приливов по высоте (отклонение ампли­

туды приливов от средней величины) и времени (отклонение по­

ложительности роста и падение уровня от среднего). 

Неравенств приливов

 много, но главных 3: полумесячное 

(фазовое), суточное (тропическое) и параллактическое. 

Полумесячное

 неравенство вызвано тем, что па протяжении 

лунного синодического месяца (29,5 средних солнечных суток) ' 

2 раза полусуточные лунные и солнечные приливы складываются 

(сизигии) и 2 раза солнечный прилив вычитается из лунного 

(квадратуры). Период неравенства 29,5:2 = 14,75 солнечных су­

ток. Высота полных и малых вод может различаться на 40—50%. 

Это неравенство, самое характерное из всех, проявляется повсе­

местно. 

Суточное

 неравенство вызывается постоянными изменениями 

склонения Луны от 28°ЗГ Ю до 28°ЗГС за 13,66 средних солнеч­

ных суток (половина периода обращения Луны вокруг Земли). 

В моменты нулевого отклонения Луны (Луна — в плоскости 

экватора) суточное неравенство не выражено. Пусть частица 

1

 Синодический лунный месяц

 — промежуток времени между двумя 

одинаковыми фазами Луны. Луна возвращается в прежнее положение 

среди звезд за 27 7з солнечных суток, но, чтобы вернуться к той же 

фазе (например, новолунию), ей надо передвинуться еще на 27°. 

Z39 

Рис.87. Приливной эллипсоид: а) при нулевом склонении Луны, 

б) при северном склонении Луны 

воды (рис. 87, а) занимает место в точке А, т. е. на гребне при­

ливной волны (полная вода). Через 6 ч 12 м 30 с она окажется 
в точке А 1 т. е. там, где уже малая вода, а еще через 6 ч 12 м 30 с 
снова поднимется на гребень второй приливной волны А 2 затем 
наступает вторая малая вода и т. д. Как видно, промежутки вре­
мени между двумя полными водами и двумя малыми одинаковы, 

одинакова и высота прилива. 

По рисунку 87, б проследим неравенство приливов при север­

ном склонении Луны. В начальный момент частица находится в 

точке Z (первая полная вода), через несколько часов она займет 

положение

 Ъ\

 (малая вода), а затем

 Ъ%

 (снова полная вода). Хоро­

шо видно, что расстояние, а значит, и промежуток времени между 

первой полной водой и первой малой водой

 (ZZ\)

 больше рас­

стояния (промежутка времени), отделяющего первую малую воду 
от второй полной воды (Z1Z2). Это суточное неравенство во вре­
мени. 

Нетрудно также заметить, что первая полная вода не равна 

по высоте второй

 (ZD\>ZD

2

).

 При склонении Луны больше 0 при­

ливы в высоких широтах теряют полусуточный характер и стано­

вятся суточными. Частица, находящаяся в точке с (рис. 87, б), 

перемещаясь, окажется в точке

 а,

 где будет малая вода. Второй 

полной и второй малой воды вообще не наступит. Так как скло­

нение Луны изменяется непрерывно в каждом пункте, располо­
женном не на экваторе, приливы должны испытывать постоян­
ные изменения. Если склонение Луны изменяется в течение лун­
ного месяца, то изменение склонения Солнца (23°27

/

Ю —23°27'С) 

происходит в течение года. В связи с этим возникают полугодовые 
неравенства приливов. Единые лунно-солнечные приливы, вызван­

ные изменениями склонения, имеют период, равный примерно 

19 годам. 

Параллактическое неравенство — результат изменения рассто­

яния между центрами Земли и Луны, Земли и Солнца. Прили-
вообразующая сила обратно пропорциональна кубу расстояния от 

240 

ентра Земли до приливообразующего космического тела, а так 
ак это расстояние непрерывно изменяется, изменяется и вели­

чина лунного и солнечного приливов. Параллактические неравен­
ства лунных приливов имеют период, равный лунному месяцу. За 
это время приливообразующая сила Луны изменяется на 40%. 

Период параллактического неравенства солнечных приливов — 

год, изменение приливообразующей силы Солнца — 10 %• Период 
единых лунно-солнечных параллактических неравенств — около 

2 лет. 

Приблизительно каждые 18 лет фазы трех основных неравенств 

приливов совпадают («цикл Сарос»). 

Кроме основных неравенств, существует множество второсте­

пенных, черезвычайио усложняющих общую картину приливов. 

Объяснение явления приливов дал еще Ньютон (статическая 

теория), допуская, что Океан покрывает Землю сплошным слоем, 
находящимся во всякий момент времени в равновесии под 

влиянием силы тяжести и приливообразующих сил Солнца и Лу­
ны и образующим приливной эллипсоид. Статическая теория не 
принимает во внимание сил сцепления, инерции, трения, дейст­
вующих в массе воды, не учитывается влияние рельефа дна 

Океана. Поэтому, хотя она и объясняет правильно причины при­
ливов, их периодичность и неравенства, некоторые важные осо­

бенности реальных приливов не согласуются с ее~ выводами. 
Реальный лунно-солнечный прилив значительно сложнее стати­
ческого (равновесного). 

Для статического прилива момент наступления полной воды 

должен совпадать с моментом прохождения Луны через меридиан 
места. В действительности под влиянием трения полная вода все­
гда запаздывает по отношению к моменту кульминации Луны на 
некоторый промежуток времени, называемый

 лунным промежут­

ком

 '. Лунные промежутки периодически меняются в течение 

15 суток, причем отклонения от среднего значения не превосхо­

дят ± 1 ч. Средняя величина из лунных промежутков —

 средний 

прикладной час. 

Наибольшая величина статических приливов должна наблю­

даться в моменты сизигий, фактически же она запаздывает (так­
же под влиянием трения) на 2—3 суток. Промежуток времени 
между моментом сизигий и наступлением высокой полной воды 
называется возрастом прилива. 

Согласно выводам статистической теории суточные неравен­

ства для всех мест, лежащих на одной и той же параллели, оди­
наковы, а на экваторе они должны отсутствовать. На самом деле 

это не так. 

1

 Приливные выступы Земли должны оказываться «впереди» Луны 

(стр 56 рис 17) Но при сравнительно небольшой глубине Океана эффект 

трения 'вызывает их отставание, что также вызывает замедление осевого 

вращения Земли. 

241