ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 30.09.2020
Просмотров: 6092
Скачиваний: 505
Ряд особенностей приливов, необъяснимых статической тео
рией, объясняет динамическая теория (Лаплас, 1775 г.). Со
гласно этой теории, приливообразующие силы, воздействуя на
водную оболочку Земли, непрерывно вызывают ее волновое дви
жение, при котором частицы воды перемещаются по некоторым
орбитам.
Гребень приливной волны вытянут по меридиану, на
котором находится в данный момент вызвавшее ее светило
(Луна, Солнце). Приливные волны следуют за светилом с той
же скоростью, с какой оно перемещается по небосводу, т. е. яв
ляются вынужденными (связанными) волнами. Когда действие
приливообразующей силы на данном меридиане прекращается (ко
гда светило прошло через меридиан), колебательные движения
частиц по инерции продолжаются и образовавшаяся приливная
волна распространяется дальше уже как свободная до тех пор,
пока ее энергия не будет израсходована на преодоление трения.
Приливо-отливные движения Океана динамическая теория
рассматривает как результат совокупного действия вынужденных
и свободных приливных волн. Из теории вынужденных колеба
ний известно, что если период сил, вызывающих вынужденные
волны, меньше периода волн свободных, возникает общее колеба
ние, прямо противоположное направлению вынужденных волн,
и, наоборот, если период силы больше периода свободных волн,
колебания совпадают с действием силы.
Скорость распространения свободных приливных волн тем
больше, чем глубже Океан в месте их распространения '. Расчеты
показывают, что для того, чтобы свободная волна распространя
лась на экваторе с той же скоростью, что и вынужденная
2
, не
отставая от нее, глубина Океана должна быть 22 км. На 60° ш.
достаточно глубины 5 км.
В действительности сплошного распространения таких глубин
на соответствующих широтах в Океане нет. Исключение пред
ставляют высокие (выше 70°) широты. Поэтому в высоких широ
тах прилив должен быть прямым (следующим за прохождением
светила через меридиан места), а на экваторе — обращенным
(за прохождением светила через меридиан следует отлив). Оче
видно, на некотором пространстве между экватором и полюсом
приливы вообще могут быть не выражены. В высоких широтах
приливы «гасятся» ледяным покровом.
Динамическая теория рассматривает приливы как род волно
вого движения, но всех особенностей их также не объясняет.
^
РН.Д. ев, „„,„„„„„ ,
ы н
™ « ~ ' ,™ ™
'"""
Особенности распространения приливной волны в условиях ко
нечной глубины и заданных очертаний бассейна объясняет «кана-
л
овая» теория Эри. Было выявлено, что при изменении сечения
и глубины канала амплитуда приливной волны меняется обратно
пропорционально квадратному корню из ширины и корню в чет
вертой степени из глубины канала. Этим объясняется рост при
ливов в узких и длинных заливах. Высота приливов особенно
сильно возрастает в тех случаях, когда приливная волна, идущая
к берегу, складывается с приливной волной, отраженной от бере
га, например в заливе Фанди (18 м), в Пенжинском заливе (13 м),
в горле Белого моря (10 м). Благодаря отражению приливной
волны у берегов Англии (между островами Уайт и Уэймут) иног
да возникают не 2, а 4 прилива в сутки.
В некоторых заливах и морях в результате отражения обра
зуются стоячие приливные волны. Например, в Красном море
вся масса воды колеблется так, что, когда в западной части уро
вень повышается, в восточной он понижается, средний остается
почти неизменным.
При значительной ширине материковой отмели энергия при
ливов затрачивается на преодоление трения. Поэтому, например,
в Восточно-Сибирском море у берегов материка высота приливов
не более 30 см, тогда как у островов Де-Лонга — до 2 м.
Совершенно ясно, что приливы — явление чрезвычайно слож
ное. На берегу Океана нет двух мест, в которых приливы были
бы совершенно одинаковы. Мало того, в одном и том же месте изо
дня в день, из месяца в месяц, из года в год приливы изменяются.
Бесконечное разнообразие, изменчивость — характерная особен
ность океанских приливов, вследствие которой они не могут быть
названы периодическими и должны быть отнесены к мнимопери-
одическим явлениям. Приливные волны распространяются вверх
по некоторым рекам, вызывая колебания уровня на большом рас
стоянии от устья. Это расстояние зависит от уклона дна реки и
скорости ее течения. На Амазонке приливы «чувствуются» на
расстоянии 1400 км от устья, на реке Святого Лаврентия —
700 км, на Хатанге — 500 км, на Северной Двине — на расстоя
нии до 200 км.
Приливная волна, поднимающаяся по реке, в результате раз
личий в скорости движений гребня и подошвы деформируется.
Нередко возникает вал высотой до 1 м и более (на Амазонке до 5 м),
заходящий на 70—80 км вверх по реке (на Амазонке до 300 км).
На
некоторых реках, например Сене, Шаранте, Северне, боры,
опасные для судоходства пришлось устранять с помощью специ
альных гидротехнических сооружений.
Представление о движении приливной волны дают специ
альные карты. Распространение приливов изображают на них
с помощью линий одновременного наступления полной воды в си
зигию — кодиальных линий. Момент наступления полной воды —
кодиальную часть — принято обозначать временем по Гринвич-
243
Рис,
88. Схема географического распределения приливов
(по карте А. И. Дувавина)
скому меридиану. Оно указывается на каждой линии. Карта, на
которой нанесена система кодиальных линий, называется
коди-
алъной.
На ней хорошо видны направление движения приливной
волны и изменение скорости ее распространения.
Данные для определения уровня и времени наступления
полной малой воды в различных пунктах можно получить в спе
циальных таблицах приливов, совершенно необходимых для судо
вождения.
Приливы обладают колоссальной энергией, определяемой при
близительно в 8'10
1 2
кВт. На энергию приливов люди обратили
внимание очень давно. Первыми установками для использования
энергии были мельницы. В середине XII в. стали появляться про
екты более совершенных установок. Наибольший интерес к при
ливным электрогидростанциям (ПЭС) проявляется в странах,
бедных минеральным топливом и речными гидроресурсами
(Франция, Англия). Однако высокая стоимость энергии ПЭС при
постоянных изменениях мощностей мешает их созданию. ПЭС
эффективны только в единой системе с тепловыми и гидро
электростанциями. Созданию таких систем на Западе мешает кон
куренция различных электрокампаний. Построены приливные
станции во Франции (на реке Рапс) и в СССР (опытная Кисло-
губская) у Мурманского побережья. Намечается строительство
Лумбовской ПЭС (Кольский полуостров), Беломорской ПЭС как
244
Рис.89.Движение частиц воды по орбитам в прогрессивной
внутренней волне.
К — конвергенция; Д — дивергенция
части будущей Единой энергетической системы СССР. Несом
ненно, что со временем эпергия приливов будет использоваться
широко.
Внутренние волны. Внутренние волны возникают на границе
слоев, имеющих разную плотность
1
. Они могут быть в десятки
раз выше волн поверхностных, но по скорости перемещения, нао
борот, значительно уступают им. Распространены внутренние
волны повсеместно, но так как на поверхности они проявляются
очень редко, наблюдать их визуально почти невозможно. Колеба
тельные движения на глубине обнаруживаются только тща
тельными измерениями изменений, происходящих в распределе
нии температуры, солености и плотности на глубине
2
. Внутрен
ние волны могут быть длинными и короткими, стоячими и пос
тупательными. Причины возникновения внутренних волн еще
недостаточно ясны, но несомненно, что их несколько. Это при
ливы, резкие изменения атмосферного давления, поверхностные
волнения и даже движения судов (там, где граница слоев с раз
ной плотностью находится на малой глубине).
1
Внутренние волны впервые были обнаружены Ф. Нансеном во время
экспедиции на «Фраме».
2
Отмечены, например, изменения в положении нулевой изотермы за
16 ч на 356 м (с глубины 450 м до 94 м).
245
Большая роль приливообразующих сил в образовании внут
ренних волн доказывается совпадением их прохождения с фа
зами Луны. Приливные внутренние волны вызывают периоди
ческие колебания температуры, солености и плотности воды во
многих районах Океана. При образовании внутренних приливных
волн мощные толщи океанских вод поднимаются с глубины к по
верхности, вызывая ее охлаждение, влияя на морские льды, на
температуру соприкасающегося с ней воздуха, а следовательно,
и на климат. Ученые придают большое значение влиянию внут
ренних приливных волн на процессы, происходящие в географи
ческой оболочке.
Волновые движения разного характера обеспечивают непре
рывное перемешивание океанских вод, способствуют проникно
вению кислорода на глубину и выносу питательных веществ.
Увеличивая поверхность Океана по сравнению со спокойным со
стоянием (при десятибалльном ветровом волнении в 34 раза), они
благоприятствуют взаимосвязи Океана и атмосферы посредством
обмена веществом и энергией.
Течения Мирового Океана.
Океанские течения вызываются
воздействием ветра на водную поверхность, действием силы тя
жести и действием приливообразующих сил. Независимо от при
чины возникновения течение испытывает влияние внутреннего
трения воды и отклоняющего действия вращения Земли. Первое
замедляет течение и вызывает завихрения на границе слоев с
разной плотностью, второе меняет его направление, отклоняя
вправо в северном и влево в южном полушарии.
По происхождению течения делятся на фрикционные (главная
причина — воздействие движущегося воздуха на поверхность
воды), градиентные (причина — стремление силы тяжести вы
ровнять поверхность и ликвидировать неравномерное распреде
ление плотности) и приливно-отливные (причина — воздействие
горизонтальной составляющей приливообразующих сил).
Фрикционные
течения, вызванные временными ветрами, назы
вают ветровыми, в отличие от дрейфовых, вызванных постоян
ными (господствующими) ветрами. Главная роль в циркуляции
вод Мирового океана принадлежит дрейфовым течениям.
Градиентные
течения в свою очередь подразделяются на сточ
ные и плотностные.
Сточные
течения возникают в случае устойчивого поднятия
уровня воды, вызванного ее притоком, обилием атмосферных осад
ков или, наоборот, в случае опускания уровня, обусловленного
оттоком воды, потерей ее на испарение. Примером сточного те
чения, связанного с повышением уровня в результате притока
воды из соседнего моря (Карибского), может быть Флоридское
течение, обеспечивающее сток из Мексиканского залива в Атлан
тический океан. Сточное течение, обусловленное повышением
уровня в связи со стоком рек, наблюдается в морях Карском
и
246
Лаптевых. Ветер, вызывая сгоны и нагоны воды, может способ
ствовать возникновению сточного течения.
Плотностные
течения — результат различий плотности воды
на одной глубине. Их можно наблюдать, например, в проливах,
соединяющих моря с неодинаковой соленостью (Босфор, Гибрал
тарский пролив и т. д.). Если различия в плотности воды яв
ляются следствием давления атмосферы, плотностные течения
называют бароградиентными. Так как с глубиной температура,
так же как и соленость, становится постепенно одинаковой, плот
ностные течения затухают.
Приливо-отливные
течения, как и приливы, могут быть полу
суточными, суточными и смешанными. Они охватывают всю
толщу воды, причем их роль по сравнению с другими течениями,
затухающими с глубиной, возрастает. Скорость приливо-отливных
течений различна: в открытом Океане она всего 1 м, в узких за
ливах до 22 км/ч. Прямолинейное направление движения (туда
и обратно) приливо-отливные течения сохраняют только в про
ливах. В открытом Океане оно отклоняется и принимает враща
тельный характер, совершая полный оборот (по часовой стрелке
ъ
северном полушарии и против часовой стрелки в южном полу
шарии) за 12 ч 25 мин (полусуточные) или за 24 ч 50 мин
(суточные).
Так как причины возникновения течений могут действовать
одновременно, течения часто являются
комплексными.
После прекращения действия силы, вызвавшей течение, оно
еще может некоторое время существовать как
инерционное.
Не
зависимо от причины течения, отток воды, им вызванный, дол
жен компенсироваться, поэтому распространены вторичные — ком
пенсационные течения '.
В зависимости от глубины расположения выделяются течения
поверхностные, глубинные, придонные.
По продолжительности (устойчивости) можно выделить те
чения
постоянные, периодические и временные.
Принадлежность
течения к той или иной группе определяется характером дей
ствия вызывающих их сил.
Постоянные течения из года в год сохраняют направление
и
среднюю скорость. Их могут вызвать постоянные ветры, напри
мер пассаты.
Направление и скорость периодических течений изменяются
периодически в соответствии с характером изменения вызвавших
их причин (муссонов, приливов).
Временные течения вызываются случайными причинами
(обычно ветром), и в изменении их нет закономерности.
Течения могут быть
теплыми, холодными и нейтральными.
Первые теплее, вторые, наоборот, холоднее, чем вода, среди ко
торой они проходят, третьи не отличаются от нее по температуре.
» Компенсационные течения могут быть отнесены к градиентным.
247
о
я
и
о
а,
Ф
в
о
1=1
о
оз
н
&ч
Температура холодного Перуанского течения в районе Галапа
госских островов достигает 22 , но она на 5—6° ниже темпера
туры поверхностных вод в районе экватора. Теплое течение, про
никающее на некоторой глубине из Атлантического океана в Се
верный Ледовитый, имеет температуру всего 2° (и даже ниже),
но иад ним и под ним располагается вода с температурой 0°.
Как правило, течения, направляющиеся от экватора, теплые,
течения, идущие к экватору, холодные.
Холодные течения обычно менее соленые, чем теплые. Это
объясняется тем, что они текут из областей с большим количе
ством осадков и меньшим испарением или из областей, где вода
опреснена таянием льдов.
При взаимодействии теплых и холодных течений холодные,
если они не являются менее солеными, погружаются под теплые.
Однако, сочетание солености и температура может привести к
тому, что холодная вода окажется над теплой, как, например,
в Северном Ледовитом океане.
Изучение
дрейфовых течений
позволило вывести ряд законо
мерностей (законы Экмана), которым эти течения подчиня
ются ':
1. Скорость дрейфового течения увеличивается с усилением
вызвавшего его ветра и уменьшается с увеличением широты:
v
—A-^==,
где
А
— ветровой коэффициент, равный 0,013,
w
— скорость ветра, <р — широта места.
2. Направление поверхностного течения не совпадает с на
правлением ветра, отклоняясь вправо в северном полушарии,
влево — в южном. При условии достаточной глубины и удален
ности от берега величина отклонения теоретически равна 45°.
Наблюдения показывают, что в реальных условиях отклонение на
всех широтах меньше 45°.
3. Вследствие трения движение воды, вызванное ветром на по
верхности, постепенно передается расположенным ниже слоям.
Скорость течения при этом убывает в геометрической прогрессии,
а направление течения (под влиянием вращения Земли) все более
отклоняется и на некоторой глубине оказывается противополож
ным поверхностному. Скорость противотечения составляет '/гз
поверхпостиой скорости ( 4 % ) . Глубину, на которой течение пово
рачивает на 180°, называют глубиной трения или глубиной дрей
фового течения. На этой глубине влияние дрейфового течения
практически заканчивается. Весь слой, охваченный дрейфовым
течением, называют слоем Экмана. Расчеты показывают, что мощ
ность слоя Экмана не превышает 200 м, а суммарный перенос
1
Теория дрейфовых течений впервые была разработана в начале XX в.
В. Экманом.
W
в нем направлен вправо от вектора ветра в северном полушарии
и влево — в южном, причем величина отклонения от направления
ветра достигает 90°. Чтобы течение распространилось до глубины
трения, нужно около 5 месяцев.
На мелком месте отклонение течения от направления ветра
уменьшается, и там, где глубина меньше '/ю глубины трения,
отклонения вообще не происходит.
Влияние рельефа дна сказывается на поверхностных тече
ниях даже при сравнительно больших глубинах (до 500 м).
Сильно влияет на направление течения конфигурация берегов.
Течение, направляющееся к берегу под углом, раздваивается,
причем большая ветвь течения идет в сторону тупого угла. Там,
где к берегу подходят 2 течения, между ними за счет соедине
ния их ветвей возникает сточно-компенсационное течение.
Так как основная причина поверхностных течений — ветер,
общая их схема отражает распределение господствующих ветров.
Для трех океанов: Тихого, Атлантического и Индийского — в
схеме течений много общего.
По обеим сторонам экватора пассатные ветры вызывают север
ное и южное пассатные течения, отклоняющиеся от направления
ветра и двигающиеся с востока на запад. У восточных берегов
материков пассатные течения раздваиваются. Ветви их, направ
ленные к экватору, встречаясь, образуют сточно-компенсацион-
ные экваториальные противотечения, идущие на восток между
пассатными течениями. Ветвь северного пассатного течения,
отклонившаяся к северу, перемещается вдоль восточного берега
материка, постепенно отходя от него в направлении движения
воздуха в западной части субтропического антициклона. Север
нее 30° параллели на течение воздействуют господствующие здесь
западные ветры и оно направляется поперек Океана на восток. В
восточной части Океана (около 50° с. ш.) поперечное течение
делится на два, расходящиеся в противоположные стороны.
Одно из них идет к экватору, в направлении движения воздуха
в восточной части антициклона, и, присоединяясь к северному
пассатному течению, компенсирует вызванный им отток воды.
Так как это течение под влиянием силы Кориолиса отходит от
западных берегов материка, на место его поднимаются холодные
глубинные воды.
Таким образом, в этой части Океана образуется огромное коль
цо течений, двигающихся «по часовой стрелке» с отклонением
к центру этой системы (антициклоническая система течений).
Вторая ветвь поперечного течения следует вдоль западных
берегов материка на север. Это течение частью проникает в Север
ный Ледовитый океан, а частью присоединяется к течению,
направляющемуся из Северного Ледовитого океана в более низ
кие широты. Здесь возникает еще одно, меньшее (и менее выра
женное), чем субтропическое, кольцо течений, но уже циклони
ческой системы.
Ш
Ю
2 XXX XXX 3
Рис. 91. Общая схема циркуляции поверхностных вод Мирового
океана. 1 — береговая линия; 2 — основные направления переноса вод;
3 — главные океанологические фронты: I —экваториальный; II — тро
пические; III — субтропические; IV — субполярные; V — полярные
В южном полушарии картина аналогичная', но второго (цик
лонического) кольца течений нет. На юге, там, где расположено
сплошное водное пространство и выделяется Южный океан,
существует мощное дрейфовое течение западных ветров (круго
вое антарктическое), соединяющее воды трех океанов воедино.
В
Атлантическом океане,
как это и должно быть по схеме,
существуют пассатные течения и противотечения между ними.
1
В южном полушарии циклоническое движение происходит против
часовой стрелки, антициклоническое — по часовой стрелке.
H5J