Поможем в ✍️ написании учебной работы

Имя

Поможем с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой

Выберите тип работыЧасть дипломаДипломная работаКурсовая работаКонтрольная работаРешение задачРефератНаучно - исследовательская работаОтчет по практикеОтветы на билетыТест/экзамен onlineМонографияЭссеДокладКомпьютерный набор текстаКомпьютерный чертежРецензияПереводРепетиторБизнес-планКонспектыПроверка качестваЭкзамен на сайтеАспирантский рефератМагистерская работаНаучная статьяНаучный трудТехническая редакция текстаЧертеж от рукиДиаграммы, таблицыПрезентация к защитеТезисный планРечь к дипломуДоработка заказа клиентаОтзыв на дипломПубликация статьи в ВАКПубликация статьи в ScopusДипломная работа MBAПовышение оригинальностиКопирайтингДругое

Нажимая кнопку "Продолжить", я принимаю политику конфиденциальности

ЛЕКЦИИ ПО ОКЕАНОЛОГИИ

МИРОВОЙ ОКЕАН

   Распределение суши и воды на земной поверхности

Соотношение площадей поверхности океанов и суши. Большая часть поверхности Земли покрыта водами океанов и морей. На их долю прихо­дится 361 млн. км² (70,7%), на долю суши - 149 млн. км² (29,3%). Суша и море очень неравномерно распределены на поверхности Земли.

В северном полушарии, где располагаются наибольшие массивы ма­териков, на долю океанов и морей приходится 60,6% поверхности, в юж­ном - 80,9%, а на сушу - всего лишь 19,1%.

При рассмотрении географической карты мира бросается в глаза еще одна характерная особенность: суша представляет собой отдельные непосредственно между собой не связанные массивы материков, которые окружены со всех сторон океанами и морями. Океаны и моря, переходя друг в друга или соединяясь проливами, охватывают непрерывной водной оболочкой весь земной шар, образуя так называемый Мировой океан.

Объем вод Мирового океана составляет одну восьмисотую часть объема земного шара и равен 1 370 323 000 км³, в то время как объем вод суши (рек, озер и болот) составляет лишь 0,75 млн. км³, а объем суши над уровнем океана — 125 млн. км³, т. е. в 11 раз меньше.

Границы океанов, морей

Классификация водных бассейнов и их границы. Несмотря на то, что

все океаны и моря непосредственно сообщаются друг с другом и образу­ют единый Мировой океан, в настоящее время для удобства мореплава­ния, изучения и освоения, его принято подразделять на отдельные части. Прежде всего в нем выделяют океаны — водную поверхность между мате­риками.

Основанием для подразделения Мирового океана на отдельные океаны служат характерные природные особенности каждого: рельеф дна, самостоятельные системы океанических течений, особенности распреде­ления различных океанографических элементов (температура, солености и т. п.), особенности ледового режима и т. п. С учетом этих особенностей Мировой океан разделяется на четыре океана: Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый. Границы океанов, некоторых морей и заливов показаны на карте (рис. 72).

Границей Тихого океана на западе являются берега Азии, Восточно­ Индийского архипелага, Австралии, Тасмании и далее по меридиану мы­са Саут-Ист-Пойнт (юго-восточная оконечность острова Тасмания); на юге берег Антарктиды; на востоке — берега Северной и Южной Америки, далее от мыса Горн через пролив Дрейка до Земли Греэма в Антарктиде; на севере — Берингов пролив по линии мыс Уникын (Чукотский полу­остров) — южный входной мыс бухты Шишмарева (полуостров Сьюард).

Границами Атлантического океана на западе служат берега Север­ной и Южной Америки, затем меридиан мыса Горн; на юге— берег Ан­тарктиды; на востоке — берега Европы (от полуострова Статланд в Норве­гии), Африки и далее меридиан мыса Доброй Надежды; на севере — по­луостров Статланд, Шетландские, Фарерские острова, Исландия, Датский пролив (между Исландией и Гренландией), Девисов пролив, берег Баф­финовой Земли, Гудзонов пролив.

Границами Северного Ледовитого океана являются северные грани­цы Атлантического и Тихого океанов, берега Европы, Азии, Северной Америки и Гренландии.

Границами Индийского океана являются на севере берега Азии, на западе — берега Африки и меридиан мыса Доброй Надежды, на юге — бе­рег Антарктиды, на востоке — морская граница с Тихим Океаном.

В последнее время на основании проведенных больших научных ис­следований, главным образом советскими учеными, окружающие Антарк­тиду океанические воды предложено выделить в самостоятельный океан — Южный, северной границей которого является линия, соединяющая южные оконечности Африки, Австралии и Южной Америки.

Моря, заливы и проливы. Море — это часть океана, более или менее ограниченная берегами материков, островами и повышениями дна. От прилегающей части океана моря отличаются главным образом гидрологическим режимом (температурой, соленостью вод, системой течений и др.). Названия морей сохранились также за двумя крупнейшими озера­ми — Каспийским и Аральским, которые являются остатками древнего океана существовавшего на Земле в прежние геологические эпохи.

Составными частями Мирового океана являются также заливы и проливы.

Залив — это часть океана или моря, вдающаяся в сушу.

Пролив — относительно узкое водное пространство между материками, островами или между материками и островами, соединяющее смежные океаны или моря.

В зависимости от расположения и особенностей гидрологического режима моря подразделяются на три основных группы: внутренние, ок­раинные и межостровные.

Внутренние моря окружены со всех сторон сушей и сообщаются с океанами или морем одним или несколькими сравнительно узкими про­ливами (Черное, Белое). Гидрологический режим этих морей значительно отличается от режима прилегающей части океана или от смежного моря.

Окраинные моря неглубоко вдаются в сушу и отделены от океана по­луостровами или грядами островов (например, Охотское море). Гидроло­гический режим окраинных морей в меньшей степени отличается от ре­жима прилегающей части океана, чем режим внутренних.

Межостровные моря расположены в более или менее тесном кольце островов (например, моря Яванское, Целебес, Банда, Сулу и др.).

Существует, кроме того, подразделение морей и по другим призна­кам. Например, по гидрологическому режиму — наличие или отсутствие приливов, льдов, малая или большая соленость вод и т. д.; в зависимости от глубин делят моря на мелководные и глубоководные.

 

Рельеф дна Мирового океана

Выше уровня океана лежит только 29% суши. На суше преобладают высоты менее 1000 м. Они занимают 75% ее по­верхности или 21,4% поверхности всей Земли. В океане преобладают глу­бины от 3000 до 6000 м. Они занимают 75% поверхности Мирового океа­на или 53,7% поверхности всей Земли. Средняя высота суши равна 875 м, в то время как средняя глубина океана составляет 3794 м. Расстояние по вертикали между высочайшей горной вершиной суши — Эверест (8882 м) и дном самой глубокой впа­дины Мирового океана — Марианской (11 022 м) составляет 1 : 320 сред­него радиуса земного шара. Невелика и средняя толща вод Мирового океана. Средняя глубина лишь 1 : 1600 радиуса земного шара.

 

Форма рельефа дна Мирового океана. На гипсографической кривой видно, что дно Мирового океана по глубинам подразделяется на четыре основные характерные ступени: материковую отмель, материковый склон, ложе океана и глубоководные впадины.

Материковая отмель, или шельф — прибрежная часть дна Мирового океана; имеет глубины от 0 до 200 м. Она является подводным продол­жением материков и отличается очень малым уклоном дна (часто меньше 1°). Материковая отмель занимает 8% площади Мирового океана, ее ши­рина различна: от нескольких километров до нескольких сотен. Наи­большая ширина шельфа 1200 — 1300 км достигает в Северном Ледовитом океане, где многие окраинные моря полностью расположены в его зоне. Шельфовыми морями являются Белое, Балтийское, Азовское и др.

Рельеф материковой отмели тесно связан с рельефом прилегающей суши. У высоких гористых берегов материковая отмель обычно узкая, с удалением от берега глубины быстро увеличиваются, а у низких равнин­ных побережий она далеко распространяется море и глубины увеличива­ются медленно. На материковой отмели часто встречаются банки, ложби­ны и желоба. Также часто здесь можно проследить подводные долины, являющиеся продолжениями речных долин. На формирование рельефа материковой отмели большое влияние оказывают морские волны и тече­ния.

Материковый склон. Материковая отмель постепенно переходит в материковый склон, отличающийся большими уклонами дна, который в среднем составляет 4°, а в некоторых местах достигает 10 — 15° и даже 45°. Материковый склон располагается между изобатами 200 — 2500 м (2430 м — средний уровень земной коры). На долю материкового склона приходится 11 % поверхности дна Мирового океана. Ширина зоны мате­рикового склона иногда занимает сотни километров, а иногда всего не­сколько километров. Материковый склон, как правило, имеет весьма сложный рельеф: очень крутые уступы и относительно пологие ступени, горные хребты, возвышенности, глубинные узкие длинные каньоны и котловины. Многие из каньонов начинаются у самого берега на глубине 10 — 15 м и заканчиваются на глубине более 1000 м. Их крутые стены бы­вают врезаны в дно на 200 м и более.

Ложе океана. За материковым склоном располагается ложе океана (глубины более 2500 м), которое занимает 78% площади Мирового океа­на. Ложе океана также имеет очень разнообразный рельеф: обширные равнины, горные хребты, отдельные горы, плато, котловины, впадины и др. Для ложа океана характерны некоторые формы рельефа, имеющие планетарные масштабы. Например, в срединных частях всех четырех океанов располагаются колоссальные горные хребты, не имеющие себе равных на поверхности суши.

Глубоководные впадины — очень длинные углубления, вытянутые вдоль гористых побережий или окаймляющие с внешней стороны ост­ровные дуги. Их глубина превышает 6000 м, они занимают около 3% площади Мирового океана. Ширина таких впадин не больше 20.—70 км, ширина по дну всего 1—8 км. Глубоководных впадин в Мировом океане в настоящее время насчитывается около 30; они в основном сосредоточены в океаническом полушарии, большую часть которого занимает Тихий океан. В табл. 14 перечислены наиболее глубоководные впадины в Тихом, Атлантическом и Индийском океанах. По данным последних промеров США ранее считалась глубина 9218 м.

Краткая характеристика рельефа дна Океанов и морей. Рельеф дна океанов и морей так же, как и рельеф суши, формировался на протяже­нии всей геологической истории Земли под влиянием вертикальных и го­ризонтальных перемещений земной коры, ее поднятий в одном месте и опусканий — в другом, а также под влиянием вулканической деятельно­сти и землетрясений.

Как показали многочисленные измерения глубин, рельеф дна по своему характеру имеет много общих черт с рельефом суши. Для рельефа дна океанов и морей характерны горные хребты и отдельные возвышен­ности, высокие с крутыми склонами плосковершинные плато, остроко­нечные пики и обширные плоскогорья, огромные котловины, узкие и вытянутые долины, ущелья и глубокие впадины. При этом глубина впа­дин океана значительно превышает высоту самых высоких гор на суше.

Рельеф дна океанов и морей подвержен постоянному изменению. Волнения и течения размывают возвышенности и разрушают берега, сглаживая их очертания и перенося камни, песок в другие места побере­жья и в пониженные места океана, постепенно заполняя их. Вместе с тем под влиянием вулканических подводных извержений, землетрясений и других тектонических процессов на дне океанов и морей создаются новые формы рельефа в виде конусообразных поднятий или глубоких впадин, разломов, желобов, каньонов.

 Грунты дна Мирового океана

Разновидность и характер грунтов. Дно океанов и морей почти пол­ностью покрыто отложениями, но в некоторых местах поверхностный слой дна (грунт) представляет собой коренные породы на крутых склонах в местах сильных придонных течений.

Частицы, из которых состоят грунты дна, имеют различное про­исхождение. Одни из них образовались в результате разрушения горных пород и принесены с суши, другие — в результате биологических, хими­ческих ,и вулканических процессов, протекающих на дне и в водах океа­нов и морей. Грунты различаются по происхождению, крупности частиц, минералогическому составу и по другим признакам. Как и на суше, они могут представлять собой различные горные породы: глину, песчаник и др. Частицы, составляющие морские отложения, по своему происхожде­нию делятся на следующие группы: терригенные, органогенные (или био­генные), хемо-генные и глубоководные.

Терригенные отложения - продукты разрушения берегов, под­верженных действию морских волн, и материал, выносимый реками в море. К терригенным отложениям относятся глыбы, валуны, галька, гра­вий, песок и илы материкового происхождения — красный, зеленый, си­ний и др. К ним относятся также продукты подводных и надводных вул­канических извержений, которые имеют темно-серый, бурый, иногда черный цвет. Нередко встречаются и крупные включения в виде облом­ков пород — куски пемзы и другой расплавленный вулканический мате­риал округлой и неправильной формы различных размеров.

Органогенные, или биогенные отложения состоят из остатков расти­тельных и животных организмов: скелетов, оболочек и раковин, уцелев­ших от растворения и разложения при падении на дно. В образовании этой категории частиц основную роль играют организмы, живущие в толще воды, и, прежде всего, микроорганизмы— животный и раститель­ный планктон.

К органогенным отложениям относятся: створки ракушек, ра­кушечный песок, коралловые известняки, коралловый гравий, песок, ил. В основном же биогенные отложения представляют собой органические илы, имеющие различное название в зависимости от рода органического остатка, преобладающего в донном отложении. К ним относятся глобиге- риновый (известковый), диатомовый (кремнистый) и радиоляриевый (кремнистый) илы.

Хемогенные отложения состоят из частиц химического проис­хождения, выпавшие из морской воды при изменении ее солевого и газо­вого состава, или образовавшихся при химических процессах в органиче­ских и минеральных отложениях, К ним относятся например, самосадоч­ные солевые отложения в таких заливах, как Кара-Богаз-Гол на Каспий­ском море и Сиваш — на Азовском.

Другие хемогенные отложения чаще всего встречаются не самостоя­тельно, а в виде примесей в терригенных и биогенных отложениях и на­зываются конкрециями. Наиболее распространены из них железомарган­цевые. Часто на дне океанов и морей железо-марганцевые конкреции встречаются в таких больших количествах, что образуют особый вид грунта - изгарь.

В группу глубоководных отложений входит один-тин глубоководных осадков — красная глина, представляющая собой глинистый ил шоколад­но-бурого, иногда кирпично-красного цвета. Состоит в основном из час­тиц вулканического происхождения диаметром меньше 0,001 мм с не­большой примесью кремнистых скелетиков радиолярий. Одним из спе­цифических компонентов состава красной глины является космическая пыль, часто встречающаяся в виде мелких шариков метеоритного железа.

В вертикальном разрезе морские отложения обладают неоднородно­стью строения, они состоят из отдельных слоев, отличающихся один от другого по механическому или вещественному составу.

Знание характера, свойства и распределения грунтов на дне моря имеет практическое значение. В частности, характер грунта определяет надежность держания якорей.

 

Классификация грунтов.

Общая классификация грунтов дна Мирово­го океана, принятая на морских навигационных картах, основана на их разделении по механическому составу.

Глыбы — отдельные обломки горных пород размером более 1000 мм.

Валуны — скатанные обломки горных пород размером от 100 до 1000 мм.

Галька и щебень — обломки горных пород размером от 10 до 100 мм;

галька — скатанная, щебень — неокатанный, углова­тый.

Гравий и хрящ — мелкие обломки горных пород размером от 1 до 10 мм.

Глыбы, валуны, галька, щебень, гравий и хрящ могут покрывать дно це­ликом, но могут находиться на поверхности дна в виде примеси к песча­ным и илистым грунтам, на фоне которых и изображаются на карте.

Крупный песок — отдельно зернистый грунт из обломков горных по­род, кораллов, ракушек размером от 0,5 до 1 мм.

Песок — отдельно зернистый грунт; песчинки имеют размер меньше 0,5 мм, хорошо различимы глазом.

Пылеватый, тонкий песок — самый мелкий из всех сыпучих отложе­ний, его песчинки простым глазом почти не различимы.

Илистый песок — переходный тип грунта от сыпучих (зернистых) к связным. Он имеет вид песка, но содержит от 5 до 10% мелких глинистых частиц диаметром менее 0,01 мм, которые легко обнаружить при взмучивании.

Песчанистый ил — илистый грунт с заметной примесью частиц пес­ка, которые обнаруживаются на ощупь; вязкость грунта незначительна.

Ил — вязкий, но не особенно плотный грунт; частицы песка на ощупь обнаружить нельзя.

Глинистый ил — очень вязкий грунт, плотный, липкий, на ощупь

маслянистый.

Глина — плотная вязкая горная порода. Часто обнаруживается там, где дно не покрыто современными отложениями. Нередко бывает на дне под тонким слоем песка или илистого песка.

Ракушка — грунт, состоящий преимущественно или целиком из ра­ковин моллюсков, в таком случае он дается на карте без фона. Если на карте ракушка дана на фоне другого грунта, то это значит, что в данном грунте она встречается как примесь.

Конкреции (изгарь) — желваки из окиси железа и марганца, напоми­нающие куски ржавчины, большей частью пра­вильной округлой формы; часто — ободки на кам­нях, ракушках и других предметах.

 

Распределение грунтов дна в Мировом океане. Отложение частиц грунтов материкового происхождения (терригенных) происходит, естест­венно, от берега в направлении к открытому морю. Переносятся они волнами, течениями, плавучими льдами, ветром. В связи с тем, что в прибрежной зоне осаждение происходит и быстрее и в больших количе­ствах, мощность отложений у берегов наибольшая. Обычно вблизи бере­га, сложенного твердыми породами, располагаются валуны и галька, дальше гравий, затем крупный, а потом все более и более мелкий песок с примесью ила; еще дальше от берега отлагается ил с примесью песка и, наконец, ил и глинистый ил.

В зависимости от особенностей рельефа дна, характера волнения и течений последовательность залегания терригенных отложений может значительно изменяться. Например, ил иногда отлагается в непосредст­венной близости от берегов (в бухтах), а отложения песка встречаются вдали от берегов и на больших глубинах.

Терригенные грунты занимают материковую отмель и часть матери­кового склона на площади около 25% поверхности дна Мирового океана. В терригенных грунтах обычно 80 — 90% составляют минеральные части­цы. 10 — 20% — органические.

Органогенные отложения преобладают в составе грунтов на больших глубинах. Они обычно на 80 — 60% состоят из органических частиц и на 20 — 40% —из минеральных.

Глобигериновый ил находится на глубинах 700 — 5400 м, преимуще­ственно в Атлантическом океане, в восточной части Тихого океана (к югу от экватора) и в западной части Индийского. Покрывает около 36% пло­щади Мирового океана.

Радиоляриевый ил встречается на очень больших глубинах от 4300 до 8200 м в тропических широтах Тихого и Индийского океанов. В Ат­лантическом океане его нет. Занимает около 3% площади дна Мирового океана.

Диатомовый ил распространен в умеренных и полярных широтах, покрывает 7% площади дна Мирового океана.

Хемогенные отложения встречаются от прибрежных районов до глу­боководной части дна Мирового океана. Солевые отложения в заливах встречаются часто, в большинстве случаев они имеют важное промыш­ленное значение как источники минерального сырья. Железомарганцевые конкреции покрывают обширные площади дна Балтийского, Черного и других морей, а также в ряде районов ложа Тихого, Атлантического и Индийского океанов.

Глубоководные отложения (красная глина) выстилают наиболее глу­бокие части ложа океана, распространены во всех океанах на глубинах более 4000 - 5000 м; занимают около 30% площади дна Мирового океана.

Морская вода и ее состав

Состав морской воды. Морская вода представляет собой слабый рас­твор (по весу не более 4%) различных веществ, главным образом различ­ных солей. В ней имеются также серебро, золото, кобальт, никель, олово и многие другие элементы, но в очень малых количествах па единицу ве­са. Несмотря на микроскопическую концентрацию перечисленных ве­ществ, общее количество, например золота, в водах Мирового океана со­держится 10 млн. т. В морской воде растворено также некоторое количе­ство органических веществ.

В морской воде особенно много растворено хлористого натрия (по­варенной соли), придающего ей соленый вкус, и хлористого магния, при­дающего горький вкус. Химический состав главнейших растворенных в морской воде веществ (солей) представлен в табл. 15.

Таблица 15

Составные части (соли)	Количество, г на 1 кг воды	В процентах к обще­му количеству солей
Хлористый натрий (№0) ............	27,2	77,8 Хлористые
Хлористый магний (М§С12)	3,8	10,9
Сернокислый магний (М§804 )	1,7	4,7 Сульфаты
Сернокислый кальций (Са804 )	1,2	3,6 Сульфаты
Сернокислый калий (К2804 )	0 9	2,5 Сульфаты
Углекислый кальций (СаСОЗ) Бромистый магний (М§Вг2)	0,1	0,3 карбонаты
Соединения азота,        фосфора, кремния и органические вещества	0,1	0,2
Итого	35,0	100,0

Морская вода — ионизированный раствор различных солей, поэтому она обладает хорошей электропроводностью.

Общая концентрация раствора зависит от притока пресных вод, ат­мосферных осадков, испарения, образования и таяния льда. Концентра­ция раствора при этом может изменяться в очень широких пределах (от 0 до 4%). Изменение содержания раствора, а следовательно, и соотношения между растворенными в воде веществами зависит от фотосинтеза расте­ний и жизнедеятельности морских организмов и бактерий, а также от распада донных отложений. Эти процессы могут значительно (в несколь­ко раз) изменять содержание в воде фосфатов, нитратов, нитритов, солей аммония и других микроэлементов, но они не изменяют соотношения между главными компонентами солевой массы морской воды.

Как показали многочисленные исследования состава солевой массы морской воды, процентное соотношение между основными солями оста­ется практически постоянным.

Соленость, удельный вес и плотность морской воды. Соленость. Од­ной из характеристик морской воды является ее соленость 8, которая вы­ражает концентрацию растворенных в воде солей. Под соленостью пони­мают общий вес солей в граммах, растворенных в 1000 г (1 кг) морской воды. Определяется соленость в долях на 1000 частей, т. е. в десятых до­лях процента, или, как принято называть, в промилле (%₀). Так, напри­мер, если соленость океанской воды равна 35%₀, то это значит, что в 1000 г этой воды содержится 35 г солей.

Удельный вес. В океанографии удельным весом морской воды назы­вается отношение веса единицы объема морской воды при температуре 0° к весу единицы объема дистиллированной воды при температуре 4°С, т. е. при температуре ее наибольшей плотности. Эта величина обознача

. Удельный вес морской воды зависит от ее солености.

Плотность. Плотность морской воды зависит от ее температуры и солености. Плотностью морской воды в океанографии принято называть отношение веса единицы объема воды при данной температуре / к весу такой же единицы дистиллированной воды при температуре 4°. Обознача­Т

ется символом

4⁰

Так как плотность и удельный вес морской воды почти всегда боль­ше единицы, то для сокращения их записи в океанографических таблицах единицу отбрасывают, а запятую переносят на три знака вправо. Полу­ченное таким образом число называется условной плотностью Щ и услов­ным удельным весом р_г

Например, при 8-4 = 1,02673 условная плотность = 26,73.

Зависимость плотности и удельного веса от солености и температуры морской воды. Плотность морской воды зависит от ее солености и темпе­ратуры, а удельный вес только от солености. При температуре воды 0° удельный вес численно равен плотности. В зависимости от температуры и солености вес единицы объема морской воды может заметно отличаться (быть значительно больше), чем вес такого же объема пресной (дистил­лированной) воды. Например, если плотность морской воды при солено­сти 35 %₀ .и температуре 0° составляет 1,028126, то это значит, что 1 м³ такой воды весит на 28 кг 126 г больше, чем дистиллированная вода в том же объеме.

Плотность и удельный вес морской воды с повышением солености всегда увеличиваются. Зависимость плотности от температуры более сложная. Плотность пресной воды, как известно, имеет наибольшее зна чение (равное единице) при 4°. С повышением температуры она умень­шается, уменьшается также и при понижении температуры от 4° до тем­пературы замерзания, т. е. до 0°. Плотность морской воды, соленость ко­торой меньше 24,695% о, зависит от температуры так же, как и плотность пресной воды. Она уменьшается с повышением температуры от значения температуры наибольшей плотности.

Как видно из данных табл. 16, при солености морской воды, равной 24,695%о, температура наибольшей плотности равна температуре замер­зания. Плотность морской воды, имеющей соленость больше 24,695 %₀, уменьшается с повышением температуры от точки замерзания и имеет наибольшую плотность при температуре ниже точки замерзания.

Таблица 16

Соленость воды	Температура наибольшей плотности	Температура замерзания	Наибольшая плотность	Плотность при температуре замерзания
0	3,95	0,00	1,00000	0,99987
5	2,93	0,27	1,00415	1,00396
10	1,86	- 0,53	1,00818	1,00800
15	0,77	- 0,80	1,01213	1,01203
20	-0,31	- 1,07	1,01607	1,01606
24,695	- 1,332	- 1,332	1,01985	1,019852
25	1,40	- 1,35	1,02010	1,02010
30	- 2,47	- 1,63	1,02415	1,02415
35	- 3,52	- 1,91	1,02822	1,02821
40	- 4,54	- 2,20	1,03232	1,03227

 

Изменения плотности морской воды (по данным Океанологических таблиц проф. И. И. Зубова), вызванные изменением температуры на 1°, колеблются для разных значений солености (от 0 до 40%о) в пределах от 0,00000 до 0,00035. Изменения плотности воды, обусловленные измене­ниями солености на 1%о, при разных температурах составляют от 0,00074 до 0,00082.

Вдали от берегов в открытых частях океанов и морей соленость вод вообще меняется в небольших размерах (обычно 2 — 3%о), а амплитуда годовых колебаний температуры воды, например, в средних широтах Ми­рового океана может быть значительной (до 20° и более). В тропиках и в полярных широтах (в Арктике и Антарктике), где амплитуда колебаний температуры воды в океане в течение года очень мала (2 — 4°), изменения плотности в поверхностном слое зависят главным образом от изменения солености морских вод.

Способы определения солености морской воды. Есть несколько спосо­бов определения солености морской воды. Химический способ заключа­ется в определении содержания хлора в пробе морской воды. Существует зависимость между соленостью и содержанием хлора, выведенная опыт­ным путем. Зная содержание хлора, можно затем по специальным Океа­нологическим таблицам определить общее количество солей, содержа­щихся в этой воде, т. е. ее соленость.

Другой самый распространенный из способов, широко исполь­зуемый на морских гидрометеорологических станциях, — это определение солености морской воды путем определения ее удельного веса с помощью ареометра.

Ареометр (рис. 74) представляет собой стеклянный цилиндрический поплавок 1 с тонкой вытянутой трубкой — шейкой 2. В шейке помещена бумажная шкала 4. Для того чтобы ареометр при погружении в воду стоял вертикально, нижняя его часть, имеющая форму каплевидного или шарообразного резервуара 3, гружена дробью или ртутью.

По глубине погружения (осадки) ареометра в жидкость, отсчитанной по шкале, определяется ее удельный вес (плотность). Счет делений на шкале идет сверху вниз, так как чем меньше удельный вес жидкости, тем арео­метр больше погружается. Зная удельный вес морской воды, приведен­ный к температуре 17,5° по Океанологическим таблицам, можно опреде­лить и соленость данной пробы морской воды.­

Акустические явления в море

Распространение звука в морской воде. Скорость звука зависит преж­де всего от плотности морской воды, которая, в свою очередь, зависит от температуры (главным образом), солености воды и гидростатического давления (глубины), вследствие чего скорость звука в морской воде мо­жет колебаться от 1400 до 1550 м/сек.

Гидроакустические приборы, предназначенные для измерения глу­бин и расстояний до подводных объектов, основаны на принципе изме­рения времени, необходимого для прохождения звука от вибратора при­бора до объекта и обратно. Скорость звука при этом принимается посто­янной. Для отечественных эхолотов и гидролокаторов скорость звука в морской воде принимается постоянной, равной 1500 м/сек, и называется стандартной.

Отклонение стандартной скорости звука от фактической в районе плавания судна является основной причиной ошибок измерения глубин и расстояний гидроакустическими приборами. Очевидно, что при неболь­ших глубинах и расстояниях этими ошибками можно пренебречь. Чтобы эти ошибки учесть и принимать в расчет фактическую скорость звука, необходимо стандартную скорость звука исправить поправками за темпе­ратуру, соленость и глубину тех слоев воды, через которые проходит звук.

Например, для определения поправки глубин, измеренных эхолотом в данном пункте, необходимо на различных глубинах определить темпе­ратуру и соленость морской воды. По этим данным вычислить фактиче­ское значение скорости звука на горизонтах наблюдения температуры и солености, а затем получить среднее значение.

Рефракция звуковых лучей в море. Морская вода из-за нерав­номерного распределения температуры, солености и плотности является средой акустически неоднородной, поэтому в ней наблюдается искривле­ние траектории звукового луча, называемое рефракцией. Лучи звуковых волн изгибаются в сторону более холодных слоев воды. Обычно темпера­тура верхних слоев воды изменяется в больших пределах до глубины 200 м. Следовательно, до этой глубины наблюдается и значительная рефрак­ция звуковых лучей, оказывающая влияние на эффективность действия гидроакустических приборов.

В зависимости от наблюдаемого в море вертикального распре­деления скорости звука и характера изгиба звуковых лучей различают следующие типы рефракции. Положительная рефракция наблюдается, ес­ли скорость звука с глубиной возрастает, звуковые лучи при этом изги­баются вверх; отрицательная — если скорость звука с глубиной уменьша­ется, звуковые лучи изгибаются вниз. В тех случаях, когда скорость звука с глубиной не изменяется, траектория луча будет иметь прямую линию. В этом случае рефракция отсутствует.

Положительная рефракция обычно наблюдается зимой в морях средних и высоких широт, поверхностные слои воды сильно охлаж­даются. Звуковые лучи при этом изгибаются к поверхности воды. Отра­жаясь от нее под разными углами, они вновь изгибаются в сторону хо­лодных верхних слоев. Отсутствие рефракции и положительная рефрак­ция благоприятствуют распространению звука в море.

Отрицательная рефракция обычно наблюдается летом, когда по­верхностные слои нагреваются, а на глубине вода оказывается холоднее. Звуковые волны при этом изгибаются в глубину. Если в этом случае глу­бина моря не очень велика, они, достигая дна, сильно поглощаются грун­том. При большой глубине моря звук проходит в сторону дна и обратно значительные расстояния, затухая по пути. Поэтому дальность действия гидроакустических приборов при отрицательной рефракции значительно сокращается.

В неглубоких морях (до 30 — 40 м) под влиянием сильного ветра происходит интенсивное перемешивание верхних слоев с нижними, вследствие чего происходит выравнивание температуры воды до дна. Рефракции в таком случае может не быть.

Подводный звуковой канал. Подводным звуковым каналом (ПЗК) на­зывается такой слой воды в океанах и морях, в пределах которого звуко­вые лучи, претерпевая многократное внутреннее отражение, распростра­няются на большие расстояния.

Как показали исследования, такое явление наблюдается в слое, где скорость звука минимальна. Этот слой всегда существует на той или иной глубине в зависимости от распределения температуры, солености и гид­ростатического давления. Звуковые лучи отклоняются в сторону мини­мальной скорости звука, поэтому, если поместить источник звука в слой, где скорость звука минимальна, траектория луча располагается выпукло­стью в сторону слоев с большей скоростью звука и лучи концентрируются вблизи оси звукового канала.

На рис. 76 показан ход звуковых лучей в подводном звуковом кана­ле. Здесь звуковые лучи 1, 2, 3, идущие от источника звука Л под не­большими углами к горизонту, при распространении изгибаются в сторо­ну оси звукового канала, не выходя за его пределы; лучи 4, 5, 6, идущие под большими углами к горизонту, достигают дна и поверхности воды и, вследствие большого рассеяния, далеко не распространяются.

Исследования в Тихом и Атлантическом океанах показали, что взрывы бомб в ПЗК весом 225 г, 1,8 кг и 2,7 кг слышны на расстоянии 1500, 4250 и 5750 км.

Расположение оси ПЗК зависит от гидрологических условий и вре­мени года. В Атлантическом и Тихом океанах ось ПЗК находится на глу­бинах 50 - 100 м в северной части и 500 - 1200 м - в южной. Иногда эта ось может выходить на поверхность - в прибрежных водах океана и северных районах.

Глубина расположения оси звукового канала определяется по спе­циально составленным картам; если их нет, можно определить ее по дан­ным гидрологических наблюдений.

На поверхности моря.

 

МОРСКОЙ ЛЕД

Замерзание морской воды

Замерзание морской и пресной воды. Необходимыми условиями для замерзания воды являются: охлаждение до температуры замерзания; по­теря тепла водой особенно интенсивно происходит при отрицательных температурах воздуха и чем они ниже, тем быстрее она охлаждается и достигает температуры замерзания; наличие ядер кристаллизации, кото­рыми являются пыль, кристаллики снега, частицы льда и другие примеси; очищенная от различных примесей и находящаяся в состоянии покоя во­да может быть переохлаждена без образования льда до очень низкой тем­пературы (в лабораторных условиях удавалось до -33°).

Процесс замерзания пресной и морской воды происходит не совсем одинаково вследствие различия их химических и физических свойств, обусловленных соленостью морской воды. Пресная вода достигает наи­большей плотности при 4°, а замерзает при 0° (точнее, немного ниже 0°). В водоеме с пресной водой после того как вода охладится до 4°, дальней­шее охлаждение поверхностного слоя происходит ускоренно, потому что перемешивание становится невозможным. Лед, образовавшийся из пре­сной воды, представляет собой однородную массу ледяных кристаллов, в которую вкраплены пузырьки воздуха и различные твердые частицы, на­ходившиеся в воде.

Температура замерзания морской воды т зависит от солености S%

При солености 24,695% о температуры замерзания и наибольшей плотности одинаковы (-1,332°). При меньшей солености температура наибольшей плотности выше тем­пературы замерзания и поэтому процесс замерзания морской воды про­исходит почти так же, как и пресной.

При солености воды больше 24,695%о температура наибольшей плотности ниже температуры замерзания, вследствие чего замерзание морской воды происходит иначе, чем пресной. Различие это состоит в том, что до температуры замерзания морской воды должен охладиться не только тонкий верхний слой, как у пресной воды, но и значительная ее толща, а сам процесс замерзания происходит при непрерывном пониже­нии температуры. Объясняется это тем, что поверхностный слой морской воды вследствие охлаждения становится все тяжелее и усиленное пере­мешивание затрудняет льдообразование.

Когда морская вода охладится до температуры замерзания со­ответственно своей солености и даже немного переохладится, начинается процесс замерзания. При замерзании ни одна из солей не входит в состав кристаллов образовавшегося льда. Большая часть солей при этом выпада­ет в незамерзающую подледную воду, а некоторая часть остается вмерз­шей в лед в виде мелких капель крепкого раствора солей (ячеек рассола). Чем ниже температура, при которой происходит замерзание воды, тем больше капель рассола остается в морском льду и тем, следовательно, больше его соленость. Соли, выпадающие при замерзании морской воды в поверхностный слой, увеличивают его соленость, что вызывает новое перемешивание его с нижележащими слоями и тем самым замедляет рост толщины льда.

Образование и развитие морского льда. При тихой погоде и спо­койном состоянии моря после охлаждения поверхностного слоя воды не­сколько ниже температуры замерзания происходит образование льда на поверхности (поверхностный лед). При наличии интенсивного переме­шивания воды во время волнения, сильных течений, конвекции льдооб­разование может происходить во всей толще воды (на мелководье и на дне), а затем лед всплывает на поверхность. Такой лед называется глу­бинным, или донным.

Ледяной покров, образовавшийся из смерзшегося внутриводного (глубинного), или донного льда, имеет белесоватый цвет. Он имеет губча­топодобную ноздреватую структуру, его прочность ниже прочности про­зрачного льда. Донный лед, обладая большой подъемной силой, нередко выносит на поверхность камни, якоря и затонувшие предметы. Образова­ние донного льда прекращается, когда на поверхности образуется сплош­ной ледяной покров, задерживающий потерю тепла водой.

Образование льда обычно начинается с появления вокруг ядер кри­сталлизации в виде едва заметных глазом игл или пластинок, называемых ледяными иглами. Ледяные иглы, скапливаясь на поверхности воды и смерзаясь друг с другом, образуют так называемое ледяное сало. Следующими стадиями развития льда является образование шуги, блинчатого льда и сплошного ледяного покрова.

После того как поверхность моря покроется сплошным льдом, даль­нейшее его нарастание происходит снизу только за счет охлаждения во­ды. Среднесуточное нарастание льда обычно колеблется в пределах от 0,5 до 2 см. С увеличением толщины скорость нарастания уменьшается. Бо­лее тонкие льды нарастают быстрее, чем толстые, поэтому к концу зимы происходит некоторое выравнивание их толщины. На скорость нараста­ния льда влияет не только толщина уже образовавшегося льда, но и тол­щина снежного покрова, а также подледное течение, которые замедляют

скорость нарастания.

Толщина льда находится в прямой зависимости от температуры воз­духа. Чем больше сумма среднесуточных отрицательных температур воз­духа, тем больше толщина ледяного покрова в данном месте.

Образование и развитие морского льда начинается в прибрежных мелководных районах, прежде всего в устьевых участках рек, и распро­страняется в мористые районы. Льдообразование и покрытие поверхности моря сплошным льдом в мелководных районах обычно происходит за не­сколько дней.

Таяние морского льда. Таяние происходит при повышении тем­пературы до 0° снаружи и изнутри. При этом вначале, пока температура подледной морской воды отрицательна, происходит два взаимно проти­воположных процесса: стаивание с верхней поверхности и намерзание у нижней. Лед нарастает снизу потому, что стекающие вниз талые воды за­мерзают при соприкосновении с холодной подледной водой.

Таяние морского льда изнутри происходит весной при отрица­тельной температуре воздуха, характеризуется увеличением объема ячеек с рассолом по всей толще. Такое таяние сопровождается снижением прочности льда и изменением его цвета. При дальнейшем повышении температуры (до 0° и выше) начинается таяние морского льда и сверху.

Свойства морского льда. Соленость морского льда. Одним из важ­нейших свойств морского льда является его соленость. Присутствие хотя и небольшого количества солей значительно влияет на его физические и механические свойства. Под соленостью морского льда понимается соле­ность воды, полученной при его плавлении. В среднем морской лед обла­дает соленостью в четыре-пять раз меньшей, чем соленость воды, из ко­торой образовался лед.

Соленость морского льда зависит от солености воды и от условий, при которых идет льдообразование. Чем ниже температура, при которой образуется лед, тем быстрее нарастает он в толщину и тем больше рассо­ла оказывается в ячейках между смерзшими кристаллами и, следователь­но, тем он соленее.

С течением времени солевой рассол морского льда как более тяже­лый постепенно стекает в море, вследствие чего уменьшается соленость льда и он может стать совсем пресным. Поэтому многолетний лед чаще всего пресный, в Арктике его иногда используют для получения пресной воды, годной для питья и питания судовых котлов.

Плотность льда зависит от его температуры, солености и количества включенных в лед пузырьков воздуха или газа (пористости). Плотность пресного, лишенного пузырьков воздуха льда, равна 0,9176 г/см³. В мор­ском льду она увеличивается с увеличением солености. При разных тем­пературах и соленостях плотность морского льда находится в пределах от 0,920 до 0,953 г/см³. Следовательно, при замерзании воды увеличивается ее объем примерно на 9%. Приблизительно 0,1 часть такой льдины будет возвышаться над водой, а 0,9 будет погружено в воду.

Теплоемкость морского льда зависит от температуры и в большей степени от солености.

Механические свойства морского льда зависят от его солености, температуры и плотности. Прочность морского льда вследствие наличия в нем большого числа ячеек рассола и пузырьков воздуха значительно меньше прочности пресного (речного) льда; но морской лед обладает значительно большей упругостью и пластичностью.

Прочность льда значительно возрастает при понижении его темпе­ратуры. Так, например, при температуре от 0 до -10° лед можно скоблить ножом, при температуре -50° его не берет стальная пила. С понижением температуры увеличивается и хрупкость льда. Во время сильных морозов лед легко раскалывается на большие глыбы даже при сравнительно сла­бых ударах. Повышение температуры сильно уменьшает прочность мор­ского льда, при резких потеплениях она уменьшается до 50% первона­чальной. Величина допустимой нагрузки на лед определяется в основном его толщиной.

Классификация морских льдов

Общие сведения. Морские льды классифицируются по проис­хождению, видам и формам, подвижности и другим признакам.

Льды, встречающиеся в море, по происхождению делятся на мор­ские, речные и материковые. К материковому льду относятся находящие­ся на плаву части ледников, спускающихся с суши в море, отколовшиеся от них айсберги (ледяные горы) и другие обломки ледников. Речной лед, выносимый в море, имеет те же формы, что и морской. Материковый лед резко отличается от морского и речного льдов своими вертикальными размерами, формами и цветом.

Виды и формы льдов в море. В зависимости от стадии развития мор­ские льды делятся на следующие виды и формы:

начальные виды льда:

ледяные иглы — мелкие мало заметные кристаллы льда в виде игл или пластинок;

Рис. Ледяные иглы

ледяное сало — скопление на поверхности воды ледяных игл в виде пятен, напоминающих масляные;

Рис. Ледяное сало

снежура — вязкая, кашеобразная масса, образующаяся при обильном вы­падении снега на охлажденную воду;

Рис. Снежура

шуга — бесформенные куски белесоватого цвета, образующиеся чаще все­го из сала или снежуры, сбитых волнением (толщина шуги доходит до 5 см);

Рис. Шуга

молодые (нилосовые) льды:

блинчатый лед - образуется из сала, шуги и снежуры при срав­нительно небольшом волнении, размер отдельных «блинов» может дохо­дить до 3-4 м в диаметре при толщине 5-6 см;

Рис. Блинчатый лед

нилас - тонкая ледяная корка, образующаяся на спокойной поверхности воды, толщиной до 10 см, разламывается ветром;

Рис. Нилас

Лед, просуществовавший более двух лет, называется многолетним, или арктическим паком. Он имеет толщину 2,5 м и более.

Неподвижные и плавучие льды. Основной формой неподвижного льда является припай, представляющий собой сплошной ледяной покров, связанный с берегом, а на мелководных участках и с дном. Начальной формой припая, если он образовался на месте, а не из приписного льда, является ледяной заберег. Образуются забереги у берегов, прежде всего в бухтах, заливах и проливах; состоят обычно из тонкого молодого льда, достигают ширины в несколько десятков метров. С течением времени увеличиваются по толщи не и ширине и становятся припаем. Припай в зимнее время окаймляет берега, острова, а также льды, сидящие на мели. Он может распространяться в ширину до нескольких десятков, а иногда и сотен километров.

молодик - молодой лед толщиной от 10 до 30 см, светло-серого цвета белый лед - лед толщиной от 30 до 70 см; в неарктических морях - это предельная возрастная стадия льдов, поэтому здесь его называют «взрос­лым льдом», в Арктике - однолетним или годовалым; лед, сохранивший­ся до осени и вступивший во второй годовой цикл нарастания, называет­ся двухлетним, к концу второй зимы его толщина достигает 2 м.

Особой формой неподвижных льдов являются стамухи, представ­ляющие собой сидящее на дне торосистое ледовое образование. Высота надводной части достигает 10 — 15 м. Встречаются отдельные стамухи и барьеры (или цепочки) стамух.

Рис. Стамухи

Плавучий лед не связан с берегом или дном и движется (дрейфует) под влиянием ветра и течения. Он является преобладающей категорией льда в океанах и морях. Плавучие льды различаются по форме и разме­рам, по возрасту, сплоченности и другим признакам. Образуются они в море самостоятельно или в результате разлома припая.

В зависимости от размеров льдин плавучие льды подразделяются на следующие формы:

большие ледяные поля, состоящие из льдин размером свыше 10 км в по­перечнике;

ледяные поля — льдины размером от 2 до 10 км в поперечнике; малые ледяные поля (0,5 — 2.0 км в поперечнике); обломки полей (100 — 500 м в поперечнике);

крупнобитый лед, состоящий преимущественно из льдин размером 20— 100 м в поперечнике;

мелкобитый лед, состоящий из льдин размером от 2 до 20 м в поперечни­ке;

куски льда — льдины размером от 0,5 до 2 м;

ледяная каша — смесь измельченного льда с шугой и снежурой.

Образовавшиеся на ледяном покрове вследствие сильного столк­новения или сжатия льдов нагромождения, состоящие из обломков льдин, называются торосами. Отдельные плавучие ледяные торосистые образования со сравнительно малыми горизонтальными и большими вер­тикальными размерами называются несяками. Несяки имею большую осадку (до 20 — 25 м).

 

Признаки приближения судов ко льдам и открытой воде. Для обеспе­чения безопасности судовождения очень важно заблаговременное обна­ружение льдов, а при плавании во льдах весьма важно знать расположе­ние пространства чистой воды. Для этого существует ряд признаков:

I. При подходе ко льдам со стороны чистой воды.

1) ледяное небо — белесоватое отсвечивание на низких облаках над скоплением льдов, расположенных за горизонтом; может быть видно как ночью, так и днем;

2) уменьшение (или отсутствие) волны при свежем длительном ветре со стороны льда при отсутствии берега или мелководья;

3) при сравнительно небольшом расстоянии льдов от судна с навет­ренной стороны — значительное понижение температуры воздуха и воды;

4) появление отдельных кусков льда;

5) появление значительного количества крупного морского зверя (моржей, тюленей, белых медведей).

II. При выходе из льдов на чистую воду

1) водяное небо — темные пятна и полосы на низких облаках над пространствами воды среди льдов или за их кромкой;

2) появление мертвой зыби во льду;

3) появление все увеличивающегося количества морских зверей и

птиц.

Материковый лед. Айсберги

Материковый или глетчерный лед образуется на суше из твердых атмосферных осадков. Часть ледника, далеко выступающая в море и на­ходящаяся на плаву, называется ледниковым языком.

Материковый лед

Ледниковые языки могут выступать в море на многие десятки ки­лометров, в особенности в Антарктике. Материковый лед имеет следую­щие формы.

Ледяные острова — мощные ледовые образования, отделившиеся от шельфового льда и находящиеся на плаву. Они имеют различную форму и размеры до 600-700 км² и более. Высота их над уровнем моря достигает 10-12 м. Ледяные острова медленно дрейфуют в центральных районах Северного Ледовитого океана.

Ледяные острова

Айсберги (ледяные горы) - крупные глыбы материкового льда, пла­вающие или сидящие на грунте в океане или море. Образуются вследст­вие обламывания концов ледников, опускающихся в воду. Высота айсбер­гов над поверхностью воды в среднем 70 м — в Арктике, 100 м — в Ан­тарктике, причем от ⁵/₆ до ⁹/₁₀ массы айсберга находится под водой, т. е. айсберги средних размеров могут иметь осадку от 400 до 1000 м. Айсберги бывают столообразные (рис.81) и неправильной формы.

 

 

Айсберги

Айсберги представляют особенно грозную опасность для судов. На­дежный признак приближения к району их плавания — это заметное уменьшение солености морской воды, а также понижение температуры воздуха и воды.

При разрушении айсбергов при движении их среди морских льдов во время сжатий, торошения льдов, а также под влиянием волнения, вет­ра и течения раздается характерный шум, который часто бывает слышен на очень большое расстояние.

При плавании в районах распространения льдов и айсбергов во из­бежание внезапной встречи с ними ночью при ограниченной видимости необходимо постоянно вести радиолокационное наблюдение.

ВОЛНЫ В МОРЕ

Виды волн

Классификация волнения. Волны на море классифицируются по раз­личным признакам. По происхождению, т. е. силам, вызывающим волне­ние, выделяются следующие виды морских волн: ветровые, образующиеся под действием ветра;

приливо-отливные, возникающие под действием сил притяжения Луны и Солнца;

аномобарические, возникающие при сгонах и нагонах воды и при резких изменениях атмосферного давления;

цунами (сейсмические волны), возникающие в результате землетрясений, моретрясений, извержений вулканов и других динамических процессов, протекающих в земной коре;

корабельные, образующиеся при движении корабля.

Преобладающими на поверхности океанов и морей являются ветро­вые и приливо-отливные волны.

По действию силы после образования волн различают волны свобод­ные, когда сила прекращает свое действие после образования волн, и вы­нужденные, когда действие силы не прекращается.

По изменчивости элементов (высота, длина и др.) волн во времени выделяют установившиеся, или регулярные волны, которые не изменяют своих элементов, и неустановившиеся, или нерегулярные, развивающиеся или затухающие, изменяющие свои элементы по времени.

По расположению в толще воды различают волны, возникающие на поверхности моря, и внутренние, возникающие на той или иной глубине.

По форме волны подразделяются на двухмерные, трехмерные и уеди­ненные (одиночные). Двухмерные волны имеют большую протяженность гребня и представляют собой идущие друг за другом ясно различимые длинные валы.

Трехмерные волны не образуют параллельных валов и имеют длину гребня, соизмеримую с длиной волны. Гребни и подошвы трехмерных волн располагаются без какой-либо определенной системы, часто в шахматном порядке.

Ветровое волнение чаще всего является трехмерным. Уединенные (или одиночные) волны имеют только куполообразный гребень и не имеют подошвы. Если на гребне уединенной волны поместить какой- либо плавающий предмет, он будет перемещаться вместе с гребнем. По­этому уединенную волну называют также переносной.

По отношению длины волны и глубины моря различают короткие и длинные волны. Короткие — те, у которых длина волны значительно меньше глубины моря; длинные, у которых наоборот, длина волны зна­чительно больше глубины моря.

По перемещению формы волны различают поступательные и стоя­чие волны. Поступательные волны характеризуются видимым перемеще­нием формы (профиля) волны. Частицы воды при этом движутся по поч­ти замкнутым орбитам, имеющим форму, близкую к окружности или к эллипсу. Стоячие волны, или сейши, характеризуются тем, что частицы воды совершают периодические движения только в вертикальном направлении. Самый простой вид сейш возникает, когда уровень воды поднима­ется у одного края водоема и одновременно опускается у другого. При этом по середине наблюдается линия, вдоль которой частицы воды не имеют вертикальных перемещений. Эта линия называется узлом сейша. Более сложные сейши бывают двухузловыми, трехузловыми и т. д. Сейши могут возникать по различным причинам. Например, при сгоне и нагоне воды, когда с прекращением ветра в бассейне начинаются колебания уровня в виде стоячих волн. В небольших бассейнах (в гавани, в ковше и т. п.) сейши могут возникать при прохождении судов.

Процесс возникновения, развития и затухания ветровых волн. Ветро­вые волны возникают вследствие передачи энергии ветра частицам воды на поверхности моря. Волновое движение начинается с очень малых, так называемых капиллярных волн или волн ряби. Эти волны достигают вы­соты в несколько миллиметров и длины около 17 мм. Как только появ­ляются такие волны, ветер начинает давить на их наветренные склоны с большей силой, чем на подветренные, защищенные гребнем. Под воздей­ствием ветра волны приобретают все большую высоту, длину и энергию.

Рост, формирование и изменение ветровых волн зависят от вели­чины энергии, передаваемой ветром, ее дальнейшего распределения и трансформации. С увеличением скорости ветра и продолжительности его действия наблюдается рост отдельных элементов волн. Сначала они рас­тут быстро, а затем их рост замедляется. При этом всегда их длина растет быстрее высоты, что приводит к уменьшению крутизны волны.

Энергия ветра, передаваемая волнам, расходуется в основном на преодоление сил внутреннего трения (вязкости) в воде, возрастающего при увеличении высоты волн, поэтому скорость нарастания последней постепенно уменьшается. С течением времени действия данной силы ветра на рост волн происходит до определенных пределов, после чего он прекращается, сколько бы ни дул ветер.

Ветер, как известно, воздействующий на поверхность моря, неодно­роден по своей структуре. Его скорость и направление в различных точ­ках поверхности моря неодинаковы и не остаются неизменными по вре­мени. Поэтому под воздействием ветра создается сложная система волн различной высоты и длины. По этой причине они не могут распростра­няться параллельными грядами, т. е. иметь характер двухмерных волн, а разбиваются на ряд холмов и впадин и принимают характер трехмерных волн.

Различная скорость распространения волн приводит к тому, что од­ни волны нагоняют другие и сливаются (интерферируют друг с другом). В результате создаются группы волн и отдельные волны различной высоты. Причем такие одиночные волны или группы относительно высоких или низких волн, как установлено многочисленными наблюдениями, образу­ются без какой-либо определенной периодичности. Несколько волн под­ряд имеют примерно одинаковые размеры, затем появляется волна боль­шего размера, образованная в результате интерференции двух-трех и бо­лее волн, а далее следует несколько меньших волн и снова одна или не­сколько почти одинаковых больших. Отсюда и зародилась легенда о «де­вятом вале», будто во время шторма на море девятый вал бывает сильнее и опаснее других волн. В действительности же ветровое волнение очень неравномерно, распределение его элементов носит случайный, хао­тический характер.

Таким образом, на поверхности моря одновременно существуют волны самых различных размеров и характера. Поэтому картину физиче­ского процесса ветрового волнения лучше всего представить себе в виде непрерывного спектра волн, различных по высоте, длине, периоду и дру­гим характеристикам. Иначе говоря, ветровое волнение нужно рассмат­ривать как сложный волновой процесс, представляющий собой взаимо­действие большого числа простых волн.

Если ветер ослабевает или прекращается, то волны исчезают не сра­зу, а постепенно. Вначале гасятся мелкие волны, потом более крупные, самые же большие волны гасятся медленнее и могут существовать после прекращения ветра в течение многих часов.

 

Волны-убийцы (Блужда́ющие во́лны, волны-монстры, freak wave — аномальная волна) — гигантские волны, возникающие в океане, высотой более 30 метров, обладают несвойственным для морских волн поведением.

Еще каких-то 10-15 лет назад ученые считали истории моряков об исполинских волнах-убийцах, которые возникают из ниоткуда и топят корабли, всего лишь морским фольклором. Долгое время блуждающие волны считались выдумкой, так как они не укладывались ни в одну существовавшую на то время математические модели расчётов возникновения и их поведения, потому как волны высотой более 21 метра в океанах планеты Земля не могут существовать.

Одно из первых описаний волны-монстра относится к 1826 году. Её высота была более 25 метров и заметили её в Атлантическом океане недалеко от Бискайского залива. Этому сообщению никто не поверил. А в 1840 году мореплаватель Дюмон д'Юрвиль рискнул явиться на заседание Французского географического общества и заявить, что своими глазами видел 35-метровую волну. Присутствующие подняли его на смех. Но историй о громадных волнах-призраках, которые появлялись внезапно посреди океана даже при небольшом шторме, и своей крутизной походили на отвесные стены воды, становилось все больше.

Исторические свидетельства "волн-убийц"

Так, в 1933 году корабль ВМС США "Рамапо" попал в шторм в Тихом океане. Семь суток корабль бросало по волнам. А утром 7 февраля сзади внезапно подкрался невероятной высоты вал. Вначале судно швырнуло в глубокую пропасть, а потом подняло почти вертикально на гору пенящейся воды. Экипаж, которому посчастливилось выжить, зафиксировал высоту волны - 34 метра. Двигалась она со скоростью 23 м/сек, или 85 км/ч. Пока что это считается самой высокой когда-либо измеренной волной-убийцей.

Во время Второй мировой войны, в 1942 году, лайнер "Королева Мария" вез 16 тыс. американских военных из Нью-Йорка в Великобританию (между прочим, рекорд по количеству человек, перевозимых на одном судне). Неожиданно возникла 28-метровая волна. "Верхняя палуба была на обычной высоте, и вдруг - раз! - она резко ушла вниз", - вспоминал доктор Норвал Картер, находившийся на борту злополучного корабля. Корабль накренился под углом 53 градуса - если бы угол составил хотя бы на три градуса больше, гибель была бы неизбежной. История "Королевы Марии" легла в основу голливудского фильма "Посейдон".

Однако 1 января 1995 года на нефтяной платформе «Дропнер» в Северном море у побережья Норвегии была впервые приборно зафиксирована волна высотой в 25,6 метров, названная волной Дропнера. Проект "Максимальная волна" позволил по-новому посмотреть на причины гибели сухогрузов судов, которые перевозили контейнеры и другие немаловажные грузы. Дальнейшие исследования зафиксировали за три недели по всему земному шару более 10 одиночных гигантских волн, высота которых превышала 20 метров. Новый проект получил название Wave Atlas (Атлас волн), в котором предусматривается составление всемирной карты наблюдавшихся волн-монстров и её последующую обработку и дополнение.

Причины возникновения

Существует несколько гипотез о причинах возникновения экстремальных волн. Многие из них лишены здравого смысла. Наиболее простые объяснения построены на анализе простой суперпозиции волн разной длины. Оценки, однако, показывают, что вероятность экстремальных волн в такой схеме оказывается слишком мала. Другая заслуживающая внимания гипотеза предполагает возможность фокусировки волновой энергии в некоторых структурах поверхностных течений. Эти структуры, однако, слишком специфичны для того, чтобы механизм фокусировки энергии мог объяснить систематическое возникновение экстремальных волн. Наиболее достоверное объяснение возникновения экстремальных волн должно основываться на внутренних механизмах нелинейных поверхностных волн без привлечения внешних факторов.

Интересно, что такие волны могут быть как гребнями, так и впадинами, что подтверждается очевидцами. Дальнейшее исследование привлекает эффекты нелинейности в ветровых волнах, способные приводить к образованию небольших групп волн (пакетов) или отдельных волн (солитонов), способных проходить большие расстояния без значительного изменения своей структуры. Подобные пакеты также неоднократно наблюдались на практике. Характерными особенностями таких групп волн, подтверждающими данную теорию, является то, что они движутся независимо от прочего волнения и имеют небольшую ширину (менее 1 км), причем высоты резко спадают по краям.

Впрочем, полностью прояснить природу аномальных волн пока не удалось.

Тип и форма волнения. Возникающее на поверхности моря под дей­ствием ветра волнение подразделяется на два основных типа: ветровое и зыбь.

Ветровым называется волнение, которое создается ветром, дующим в данном месте в данное время, т. е. в момент наблюдения. Волны при этом находятся под непосредственным воздействием вызвавшего их вет­ра, который изменяет их размеры и форму. Как только ветер прекращает­ся, прекращается и ветровое волнение.

Зыбь — это волнение, уже не находящееся под воздействием вы­звавшего его ветра и распространяющееся по инерции в виде свободных волн.

При ветровом волнении волны распространяются по направлению ветра, причем подветренный склон круче наветренного. При усилении ветра появляются барашки, гребни волн опрокидываются и срываются, образуя полосы пены. Волны зыби обычно значительно длиннее ветро­вых, более пологи и имеют почти симметричную форму. Направление распространения волн зыби может значительно отличаться от направле­ния ветра.

Зыбь

В открытом море чаще всего наблюдаются одновременно и ветровое волнение и зыбь, в чистом виде они встречаются весьма редко. Волнение обычно бывает смешанным. Почти всегда в море наблюдается зыбь (как остаточное волнение После прекратившегося ветра), на которую накла­дывается волнение, возбуждаемое ветром, дующим в данное время. Чисто ветровое волнение (без зыби) встречается обычно в заливах, проливах и других защищенных районах моря, а в открытом море — только после длительного затишья, охватывающего обширные пространства моря. Зыбь в чистом виде наблюдается в открытом море только при штиле, тогда она называется мертвой.

Толчея возникает в том случае, когда встречаются две или более систем волн. Волны толчеи стоячие. Признаком толчеи служит видимое отсутствие поступательного перемещения волн. Толчея почти всегда воз­никает при отражении волн от препятствий в результате встречи прямых волн с отраженными. Она образуется в центральной области циклонов, особенно тропических, в результате схождения здесь нескольких систем волн, идущих от разных направлений. Толчея представляет большую опасность для судов, так как волны очень круты, с конусообразными по своей форме гребнями и обладают большой силой удара.

Возникшее в открытых районах океанов и морей сильное волнение распространяется до самих берегов и вызывает здесь новые формы вол­нения, прибои, буруны,взбросы.

 

Прибой — это ветровые волны или зыбь вблизи берегов, когда глу­бина становится меньше половины их длины. При этом с уменьшением глубины они становятся все более крутыми, а их разрушающая сила по­вышается. Во время прибоя большие массы воды переносятся в сторону берега и образуются придонные течения от берега в сторону моря. Кроме того, если волны прибоя набегают косо на берег, возникает еще так на­зываемое вдольбереговое течение, вследствие которого на отдельных уча­стках побережья после накопления больших масс воды образуются очень сильные разрывные течения.

Волны прибоя и возникающие при этом течения создают в зоне прибоя силы, действующие в различных направлениях и на различных глубинах. Вследствие этого здесь возникают опрокидывающие и перево­рачивающие моменты сил, воздействующие на суда и другие плавсредст­ва, оказывающиеся в зоне прибоя. Поэтому плавание в прибрежной мел­ководной зоне и высадка на берег во время прибоя бывают очень затруд­нительными и опасными, а иногда и совсем невозможными.

Если штормовые волны достигают на глубокой воде высоты 4 — 6 м, то на мелководье у берега они вызывают прибой высотой от 5 до 7 м, осо­бенно когда гребни волн движутся параллельно берегу. На океанских по­бережьях в штормовую погоду прибой нередко достигает 6 — 11 м в высо­ту.

Прибойные волны опасны и сами по себе, так как обладают огром­ной разрушительной силой. Сила их удара может достигать очень боль­ших величин, измеряемых тоннами и десятками тонн на квадратный метр (например, на атлантическом побережье Америки сила удара волны, заре­гистрированная приборами, достигала 90 т/м²). Известно множество при­меров исключительных разрушений прибрежных скал, портовых гидро­технических сооружений и судов.

Буруны возникают при разрушении волн у подводных или надвод­ных каменных гряд или отмелей, расположенных на некотором расстоя­нии от берега. Буруны могут служить предупреждением о подводных пре­пятствиях. При набегании волн на крутые, отвесные и приглубые берега, вертикальные стенки гидротехнических сооружений образуют столбы во­ды, которые называются взбросами. Они могут достигать очень большой высоты. При обрушивании взброса массы воды ударяются о дно и разру­шают его. Взбросы — большая угроза для портовых сооружений.

Характер волнения в открытых океанах, во внутренних морях и у бере­гов. Ветровое волнение в открытых океанах и в глубоких больших морях имеет следующие характерные особенности: в океанах после начала дей­ствия ветра волны достигают максимальных размеров при данной силе ветра спустя продолжительное время (1 — 2 суток); при прекращении действия ветра волнение медленно затухает и может продолжаться в виде зыби еще много часов.

Во внутренних морях характерными особенностями волнения яв­ляются следующие:

после начала действия ветра волны очень быстро достигают максималь­ных значений, так, например, в мелководном Азовском море при штор­мовом ветре волны достигают максимальных размеров менее чем через 1 ч после начала действия ветра; при любом, даже очень сильном ветре волны никогда не достигают таких огромных размеров, как в открытых океанах и глубоководных больших морях во время длительных штормов; значительная крутизна волны; быстрое затухание волнения по прекраще­нии действия ветра.

Все особенности волнения во внутренних морях связаны с относи­тельно небольшими их размерами и глубинами.

У берегов океанов и морей волнение характеризуется тем, что как бы беспорядочно оно ни было вдали от берега, при выходе на мелководье в прибрежной зоне становится более упорядоченным. Волны распростра­няются по мелководью более или менее правильными параллельными грядами, часто в виде двухмерных волн. Такое преобразование волн у бе­регов обусловлено быстрым гашением малых, обладающих меньшей энергией волн. Одновременно с этим происходит так называемая реф­ракция волн (рис. 85), т. е. изменение направления движения (разворот) фронта волны. С приближением к берегу фронт волны стремится занять положение, параллельное береговой черте. Явление рефракции объясня­ется тем, что волны на небольших глубинах имеют меньшую скорость распространения, чем на больших. Часто можно видеть, как волны, дви­жущиеся вдали от берега, перпендикулярно ему, при выходе на мелково­дье резко изменяют свое направление и движутся уже на берег.

Влияние волнения на мореплавание. Волнение — одно из самых распространенных и грозных природных явлений на море, оказывающее большое влияние на практическую деятельность флота. Волнение вызывает качку судов. При вертикальной качке средние и большие суда могут иметь вертикальные колебания до нескольких мет­ров, что очень опасно при плавании в мелководных районах, так как при этом они могут ударяться днищем о грунт. Поэтому наличие волнения вызывает необходимость в дополнительном запасе глубины под килем. Бортовая качка оказывает большое влияние на остойчивость судна. Если период собственных колебаний судна совпадает с периодом волн, то вследствие явления резонанса амплитуда колебаний судна значительно возрастает. Это может привести к повреждению судна и даже его опроки­дыванию и гибели. Большая килевая качка совместно с вертикальной может привести к потере общей продольной прочности судна и его ава­рии и даже гибели. Чрезмерная килевая качка может вызвать неблагопри­ятные условия заливаемости палубы. Небольшие суда при значительном волнении вынуждены укрываться и отстаиваться в бухтах и портах, где волнение не может разыграться так сильно, как в открытом море. Ветер и волнение оказывают большое влияние на скорость судна и вызывают его дрейф и рыскание. Опыт показывает, что при штормовых ветрах и волнении суда могут терять скорость до 50% и более, что в зна­чительной мере увеличивает продолжительность рейса. Суда теряют скорость не только при встречном, но и при попутном ветре и волнении. Правда, потеря скорости в этом случае несколько меньше, чем при встречном. При волнении и качке происходит обнаже­ние винтов, особенно, если судно идет в балласте. Это приводит к не­нормальной работе машин, потере скорости и большой вибрации. Под влиянием ветра и волнения судно хуже слушается руля и может потерять управляемость. Сильные удары волн могут вызвать разрушение надстроек и других частей судна, а подчас и его гибель. Массы воды обрушиваются на судно, заливают палубу и представляют большую опасность для груза и экипажа. Если длина волны совпадает с длиной судна, идущего пер­пендикулярно фронту волны, возникают большие напряжения и дефор­мации в корпусе судна. Сильное волнение отрицательно сказывается на работе многих судовых механизмов, навигационных приборов и слажен­ности работы экипажа, ухудшается состояние людей.

Волнение и прибой размывают и разрушают берега, портовые со­оружения, перемещают донные наносы (ил, песок, гальку и др.), заносят морские судоходные каналы и портовые акватории и этим наносят боль­шой ущерб судоходству.

 

Элементы волн

Элементы волны. Волны состоят из чередующихся между собой ва­лов (возвышений) и впадин (углублений, ложбин) и характеризуются сле­дующими элементами (рис. 86): гребень — наивысшая точка волнового профиля; подошва (ложбина)-наинизшая точка волнового профиля; высота И — расстояние по вертикали от подошвы до гребня; длина Л (лямбда) — расстояние по горизонтали между соседними гребня­ми или подошвами;

крутизна — наклон волнового профиля в данной точке к горизонту (кру­тизна волны в различных точках волнового профиля различна; для удоб­ства характеристики пользуются отношением высоты к длине, т. е. й/Л (лямбда), которое и называется крутизной волны); фронт — линия, проходящая вдоль гребня волн; линия, перпендикулярная фронту волны, называется волновым лучом;

период г(тета) — промежуток времени между прохождением двух после­довательных гребней (или подошв) через одну и ту же точку пространст­ва; другими словами, это промежуток времени, в течение которого волна проходит расстояние, равное своей длине (для стоячей волны период ра­вен промежутку времени, за который совершается полное колебание уровня);

скорость распространения С -расстояние по горизонтали, проходимое гребнем или подошвой волны в единицу времени в направлении её пере­мещения.

Основными элементами волн являются высота, длина, период и скорость распространения волн.

Внутреннее строение волн. Теоретически и опытами доказано, что частицы воды, захваченные волновым колебательным движением под действием ветра на водную поверхность, движутся по почти замкнутым круговым или эллипсовидным орбитам в вертикальной плоскости, распо­ложенной перпендикулярно фронту волны (см. рис. 83 и 87).

Наблюдателю при взгляде на бегущие волны кажется, что вода пе­ремещается вместе с волной. Но если пронаблюдать за каким-либо пред­метом, плавающим на взволнованной водной поверхности, то можно убе­диться, что он не перемещается вместе с волной, а совершает движения по круговой орбите: вверх и вперед, вниз и назад.

Движение каждой частицы (см. рис. 84) направлено вверх и вперед вдоль вогнутой линии при подходе гребня, вверх — на гребне, вниз и на­зад — при спуске в следующую подошву. И хотя частицы снова относятся назад, они все же несколько подвигаются вперед по движению волны. Во время волнения это вызывает дрейф предметов при отсутствии течений, но оно настолько незначительно, что не учитывается в практике судово­ждения.

Чтобы понять, как из колебательного движения частиц воды полу­чается поступательное движение гребней и подошв волны, рассмотрим положение частиц жидкости на взволнованной поверхности моря. Выбе­рем для этого несколько частиц, находящихся на некоторых равных про­извольных расстояниях друг от друга по линии, перпендикулярной фрон­ту волны. Под действием ветра эти частицы начнут колебаться и двигать­ся по круговым орбитам равных радиусов. Центры этих круговых орбит 0, 0₂, 0₃ и т. д. лежат на одной горизонтальной линии (см. рис. 86). По­нятно, что на спокойной поверхности раньше начнет двигаться наветрен­ная частица, а не подветренная, т. е. раньше всего начнет колебаться ча­стица 1, за нею 2 и т. д. Причем частицы будут двигаться по своим орби­там по часовой стрелке — в сторону распространения волнения. В своем движении по круговым орбитам каждая последующая по направлению движения формы волны частица отстает от предыдущей на один и тот же угол ф(фи). Этот угол между радиусом орбиты, проведенным через дан­ную частицу, и вертикальным направлением называется фазой частицы.

Следовательно, в момент времени частицы, лежащие на поверхно­сти одной и той же волны, должны находиться при движении по своим орбитам в различных фазах. Если частица 1 находится в самой нижней точке своей орбиты, то частица 2, лежащая справа от первой, в этот мо­мент находится немного позади в своем движении по орбите сравнитель­но с частицей 1. Частица 3 должна отстать на тот же угол от частицы 2 и т. д. Проводя кривую через эти точки, получим профиль волны в момент времени 1 (сплошная кривая). Эта кривая называется трохоидой. Опыт­ным путем установлено, что частицы воды движутся по орбитам с одина­ковой угловой скоростью. Поэтому в следующий момент времени они переместятся на своих орбитах на один и тот же угол и займут положе­ние, обозначенное цифрами Г, 2‘, 3‘ и т. д. Проводя пунктирную кривую через указанные точки, получим профиль волны в момент времени 1₂. Как видно из рисунка, профиль волны сместился в направлении действия си­лы (ветра), хотя частицы воды и не имели поступательного движения. Таким образом, вращательное движение последовательно расположенных частиц воды, сдвинутых на некоторый фазовый угол относительно друг друга в начальный момент, и создает картину видимого поступательного движения профиля волны.

Изменение волнения с глубиной. Двигаясь по своим орбитам, поверх­ностные частицы передают движение частицам воды, лежащим на глуби­не. Но при этом диаметры орбит с глубиной быстро уменьшаются (см. рис. 83). Опытные и теоретические исследования показывают, что с глу­биной волнение быстро затухает, что имеет важное значение для подвод­ного мореплавания.

Гидродинамическая теория волн позволила установить следующие закономерности изменения волнения с глубиной.

1. Гребни глубинных волн располагаются под гребнями поверхностных волн, а подошвы — под подошвами.

2. Длина, период и скорость распространения волн с глубиной не меня­ются.

3. С увеличением глубины в арифметической прогрессии высота волн убывает в геометрической прогрессии.

На основании этой закономерности считается, что на глубине, рав­ной половине длины волны, волнение практически незначительно, так как на этой глубине высота волны в 23 раза меньше, чем на поверхности. На глубине же, равной длине волны, волны имеют высоту в 535 раз меньшую, чем на поверхности.

Зависимость элементов волн от различных факторов. Главными фак­торами, от которых зависит изменение размеров элементов волн, являют­ся: скорость (сила) ветра, Продолжительность его действия, длина разго­на волны, изменение направления и скорости ветра.

С увеличением скорости и продолжительности действия ветра на­блюдается рост отдельных элементов волн. Под продолжительностью действия ветра подразумевается промежуток времени, в течение которого на волны воздействует постоянный по скорости и направлению ветер.

Рост волн не продолжается бесконечно при длительно действующем ветре одной и той же силы. Даже и при ветре ураганной силы волны дос­тигают максимальных значений в больших глубоких морях и в океанах примерно через 1 - 2 суток, после чего рост волн прекращается.

Максимальное для данной скорости ветра волнение будет наблю­даться лишь тогда, когда длина разгона (т. е. расстояние, на котором ве­тер постоянного направления воздействует на волны) и продолжитель­ность действия ветра достаточно велики и не ограничивают развития волнения.

Глубина моря оказывает большое влияние на развитие размеров элементов волн. При глубинах моря менее длины волны, вследствие тре­ния о дно, элементы волн не могут достигать таких больших размеров, как на глубоком море.

Из сказанного следует, что большие волны могут возникать при очень сильном ветре постоянного направления, дующем продолжи­тельное время (более 1 — 2 суток), в значительных по размерам и глуби­нам бассейнах.

На элементы волн и их изменение оказывают заметное воздействие морские течения, наличие на поверхности моря масла, льда и других предметов, выпадение града, дождя и других осадков.

Приборы и методы наблюдений над волнением. Наблюдения над вол­нением производятся как с береговых пунктов (на морских гидрометео­рологических станциях и постах), так и в открытом море (на судах). Зная элементы волн, судоводитель может выбрать оптимальные курс и ско­рость судна. Благодаря этому можно уменьшить потерю скорости судна, заливаемость палубы, чрезмерную качку и т. п.

С помощью визуальных наблюдений можно определить состояние поверхности моря, тип и форму волнения и глазомерно приблизительно оценить отдельные элементы волн. Более точное определение элементов волн может быть осуществлено только с помощью приборов.

Наблюдения над волнением на судах заключаются в визуальном оп­ределении типа и формы волнения, определении элементов волн, оценке степени волнения в баллах и оценке состояния поверхности моря.

Результаты определения типа и формы волнения (см. § 60) за­писываются в соответствующей графе наблюдательской книжки с помо­щью сокращенных обозначений: ветровое волнение — вв, зыбь — з, мерт­вая зыбь — мз, правильные волны — пв, неправильные волны — не, толчея — т. Если наблюдаются одновременно и зыбь и ветровое волнение, то запись делается в виде дроби — вв/з (если ветровое волнение преобладает «ад зыбью) или з/вв (если зыбь преобладает над ветровым волнением).

Направлением распространения (бега) волн называется истинный румб, от которого движутся волны. Для судна на ходу направление вол­нения имеет очень большое значение. Для его определения пеленгуют по компасу гребни волн в профиль, т. е. располагают пеленгатор так, чтобы они были параллельны плоскости визирования. Отсчет по картушке ис­правляют поправкой компаса и прибавляют (или вычитают) 90°. Направ­ление распространения волн определяют либо в градусах (с точностью до 5-10°), либо в румбах.

Высота волны — наиболее важная характеристика волнения. Чем она больше, тем более опасно волнение. При волнении высота отдельных волн не бывает одинаковой. Практический интерес представляет опреде­ление высоты наиболее крупных волн.

Если высота волн больше высоты надводного борта, то при по­ложении судна на подошве волны гребни волн будут проектироваться на линию горизонта. В этом случае наблюдатель, поднимаясь на надстройки, может найти такое положение, при котором гребень ближайшей волны был бы в створе с линией горизонта. Если в этот момент судно находится на подошве волны и его крен не превышает 10 — 15°, то высоту волны можно считать равной высоте глаза наблюдателя над ватерлинией судна.

Если высота волн меньше высоты надводного борта, тогда ее можно определить путем сравнения с известными высотой борта и надстроек судна.

Определяя глазомерно высоту волн, необходимо помнить следую­щие основные правила:

наблюдения лучше всего выполнять, находясь ближе к уровню воды, ли­цом навстречу волнам, т. е. со стороны их подветренных, более крутых склонов;

наблюдать следует волны с хорошо выраженными пенистыми гребнями; замечать высоту следует в тот момент, когда гребень начинает заваливать­ся, но еще не сорвался вниз;

наблюдать волны надо в некотором отдалении от борта судна; надо определить высоту не менее пяти крупных волн, которые кажутся наибольшими из числа окружающих, и указать высоту наибольшей из них.

Если длина волны меньше длины судна, тогда два наблюдателя рас­ходятся вдоль палубы на такое расстояние, чтобы оба одновременно на­ходились против гребней двух соседних волн. Когда длина больше длины судна, то с кормы спускают на лине буек так, чтобы наблюдатель на кор­ме и буек одновременно находились на двух следующих друг за другом гребнях волн. Измеренное расстояние и будет равно длине волны Л(лямбда), если судно идет (или стоит на якоре) против волны или в на­правлении движения волнения, т. е. если курсовой угол волн равен 0 или 180°. Если волна движется под углом к к диаметральной плоскости судна, то Х(лямбда) = L cos к, где L - расстояние между наблюдателями.

Например, судно идет истинным курсом 60°, а направление вол­нения 90°, тогда к = 30°. Измеренное расстояние между гребнями двух соседних волн на борту судна 50 м. Длина волны X (лямбда) = 50 х 0,86 = 43,0 м.

Период волны определяют следующим образом. Если судно находит­ся на якоре или в дрейфе, замечают по секундомеру время прохождения гребней волн через створ каких-либо предметов на судне. Для этой цели удобно использовать пеленгатор, визирная плоскость которого будет слу­жить удобным створом. Линию визирования следует избирать параллель­но фронту волн, заметив время прохождения через визир 11 гребней волн подряд, делят это время на 10. Это будет средний период из 10 последо­вательно пройденных волн. Измеряется период волн в секундах.

На ходу судна наблюдатель таким способом может измерить только ка­жущийся период волн.

Рекомендуется определять на ходу судна пе­риод волн, наблюдая за каким-либо плавающим предметом, сброшенным за борт. В тот момент, когда предмет будет на гребне волны, включают секундомер и выключают его, когда предмет окажется на следующем гребне. Роль поплавка могут также выполнять приметные пятна пены на поверхности волн. Для повышения точности наблюдение следует повто­рять несколько раз и взять среднее. Наиболее точно период определяется при встречном волнении.

Для определения скорости волны с судна, стоящего на якоре, два на­блюдателя, поместившись на каком-либо измеренном заранее расстоянии один от другого на палубе вдоль борта судна, замечают время прохожде­ния одного и того же гребня волны через линии визирования, перпенди­кулярные диаметральной плоскости судна. Для этого поступают так. На­блюдатель, первым отмечающий прохождение гребня через свою линию визирования, дает сигнал второму наблюдателю, который в этот момент пускает секундомер. Секундомер выключается, когда гребень волны пройдет через линию визирования второго наблюдателя.

 

 

Для оценки волнения моря существуют две шкалы от 0 до 9 баллов: одна - шкала состояния поверхности моря (табл. 19), обозначается араб­скими цифрами, другая - шкала степени волнения (табл. 20), обознача­ется римскими цифрами.

Шкала волнения моря.

Волнение (баллы)	Высота волн, м	Степень волнения	Признаки волнения
0	0	Совершенно спокойное море	Зеркально-гладкое море
1	0,25	Спокойное море	Рябь, небольшие чешуеобразные волны без пены
2	0,25-0,5	Слабое волнение	Короткие волны, гребни, опрокидываясь, образуют стекловидную пену
3	0,50-0,75	Легкое волнение	Волны удлиненные, местами барашки
4	0,75-1,25	Умеренное волнение	Волны хорошо развиты, повсюду белые барашки
5	1,25-2	Неспокойное море	Образуются крупные волны, белые пенящиеся гребни занимают значительные площади
6	2-3	Крупное волнение	Волны громоздятся, гребни срываются, пена ложится полосами по ветру
7	3-5	Сильное волнение	Высота и длина волн заметно увеличены, полосы пены ложатся тесными рядами по направлению ветра
8	5-10	Жестокое волнение	Высокие, гороподобные волны с длинными ломающимися гребнями. Пена широкими плотными полосами ложится по ветру. Поверхность моря от пены становится белой
9	Более 10	Исключительное волнение	Высота волн настолько велика, что суда временами скрываются из виду. Море в направлении ветра покрыто пеной. Ветер, срывая гребни, несет водяную пыль, уменьшающую видимость

 

Примечание. Если высота волн такова, что степень волнения может быть оценена одним из двух баллов шкалы, следует принимать наиболь­ший. Например, высота волн 6 м соответствует VII баллам.

Определение состояния поверхности моря осуществляется только при ветре, согласно признакам, приведенным в шкале. При этом крите­рием для оценки состояния поверхности моря является вид этой поверх­ности без учета размеров волн. При наличии мертвой зыби состояние по­верхности моря не определяется.

Балл степени волнения определяется по табл. 20 в зависимости от высоты волн. Запись делается в виде двух цифр, разделенных черточкой. Первая цифра (арабская) означает высоту волн в метрах, вторая (рим- ская)-балл степени волнения. Например, 3,0-У означает: наибольшая вы­сота волн 3 м, степень волнения 5 баллов.

При наблюдениях волнения на судах в книжке обязательно должны быть записаны: место наблюдений (координаты судна), время наблюде­ний (часы и минуты), число, месяц, год и данные о скорости и направле­нии ветра.

Наблюдение над волнением с помощью РЛС. Характер и силу волне­ния, а также длину, период и скорость волн можно определять с помо­щью судовой радиолокационной станции (РЛС). Отраженные радиолучи от морских волн хорошо заметны на экране станции. Изображения эхо­сигналов от волнения имеют весьма характерный вид и распознаются безошибочно (рис. 88).

Они имеют вид мерцающих точек вблизи центра экрана, которые при каждом обороте антенны изменяют положение, яркость и вид. Пло­щадь экрана, покрываемая сигналами от волнения, их интенсивность за­висят от силы волнения, его характера и размеров волн. Зона эхо­сигналов от доли на экране (см. рис. 87) имеет форму овала. Большая часть зоны при этом расположена с наветренной стороны. Это явление объясняется тем, что подветренные склоны волн, вследствие большой крутизны, дают более сильные эхо-сигналы, чем наветренные, более по­логие.

Ввиду того что мощность рассеянной морскими волнами энергии радиоволн быстро убывает с увеличением расстояния от антенны, зона экрана, засвеченная сигналами от волнения, ограничена: при волнении 5 — 6 баллов радиус этой зоны не превышает 2 миль, а при сильном волне­нии может доходить до 3 — 4 миль.

Крупная зыбь на экране может наблюдаться на сравнительно боль­ших расстояниях. Ряды валов зыби обычно дают очень четкие эхо­сигналы, которые позволяют уловить общее направление распростране­ния зыби.

Когда ветровое волнение и зыбь отсутствуют, иногда можно обна­ружить местные возмущения водной поверхности (сулои, буруны), похо­жие на сигналы от волн, но располагающиеся отдельным пятном, грани­цы потоков приливо-отливных течений.

Величины элементов ветровых волн и их повторяемость. Океанские ветровые волны могут достигать высоты 18 — 25 м и больше. В антаркти­ческих водах с дизель-электрохода «Обь» в 1958 г. инструментально была измерена высота волны 24,5 м. Длина ветровых волн достигает 400 м. Волны зыби могут обладать еще большей длиной. В Атлантическом океа­не, несколько севернее экватора, наблюдалась зыбь длиной 824 м с пе­риодом 23 сек и скоростью распространения свыше 70 узлов.

В океанах при обычном волнении высота волн часто достигает 7 — 8 м, а длина — 120 — 150 м с периодом около 10 сек; на морях такие волны возможны как максимальные. Например, в Азовском и Балтийском мо­рях высота волн достигает 3 — 5 м, в Черном, Японском, Восточно­Китайском, Южно-Китайском и Охотском морях — 6 — 8 м.

Навигационные пособия по волнению моря. Сведения о повторяемо­сти волнения приводятся в лоциях, атласах, справочниках.

Лоции. Сведения о волнении в лоциях могут быть даны по-разному. Иногда дается только краткая словесная характеристика волнения, даю­щая общее представление о величине и характере волнения по сезонам года в отдельных районах морях, а иногда весьма подробная. Например, в лоции Японского моря подробное словесное описание характеристики волнения дополнено еще удобными для пользования схемами, картами и таблицами.

Атласы физико-географических данных. В атласах дается очень под­робная характеристика волнового режима. Они состоят из набора различ­ных карт, характеризующих волнение того или иного бассейна по меся­цам и сезонам года. Например, Атлас физико-географических данных се­верной части Атлантического океана, изд. 1955 г., содержит карты волне­ния и карты зыби для четырех сезонов года. На этих картах «розами» по восьми румбам показаны повторяемость волнения и зыби по направле­нию и силе в отдельных квадратах океана. Длина отдельных лучей «розы» в масштабе шкалы определяет процент повторяемости направления вол­нения. Цифры в кружках определяют процент отсутствия волнения, циф­ры в нижнем углу квадрата — число использованных наблюдений над волнением в данном квадрате.

Для определения повторяемости волнения и зыби на пути сле­дования судна следует определить характеристики «розы» волнения соот­ветствующих квадратов.

В Атласе помещены также карты повторяемости волнения и зыби в процентах от общего числа наблюдений. При этом даны карты для слабо­го и сильного волнений, слабой и крупной зыби в изолиниях и штрихов­ке голубых оттенков.

В других подобных Атласах, например Климатологическом и гидро­логическом атласе Балтийского моря, изд. 1957 г., представлен целый ряд карт, на которых изолиниями показаны характеристики величин и рас­пределение волнения на каждый месяц года. В данном атласе содержатся карты среднего балла волнения, карты повторяемости волнения различ­ной силы для каждого месяца года и ежемесячные карты повторяемости сильного волнения.

В этом пособии имеются таблицы повторяемости ветров и волне­ния, даны также значения наибольших высот и соответствующих им длин и периодов волн. В пособии имеется Таблица зависимости элементов волн от скорости, продолжительности и длины разгона ветра. С ее помо­щью для районов открытого моря по скорости ветра (м/сек) и длине раз­гона волн (км) можно определять их высоту, период и продолжительность роста.

Содержащиеся в перечисленных и в других подобных им пособиях сведения по волнению моря позволяют мореплавателю решать ряд прак­тически важных задач: правильно оценить условия плавания и выбрать наиболее выгодные и безопасные навигационные пути с учетом ветра и волнения, учесть эти данные при проектировании новых судов и пра­вильной их классификации по районам плавания при разработке норм и правил Регистра.

 

Уровень океанов и морей

Под уровнем моря понимается положение поверхности воды в дан­ном месте в данный момент, т. е. действительная глубина моря (Гл) в этом месте в определенный момент.

Причины колебания уровня моря. Основными причинами, вызываю­щими колебания уровня, в особенности у побережий океанов и морей, являются: приливы и отливы, ветровой нагон и сгон воды, изменения ат­мосферного давления над океанами и морями, течения, сейши, измене­ние плотности воды. Под действием этих причин происходит перераспре­деление масс воды в границах бассейна, повышается уровень в одних районах и понижается в других. Другими причинами изменения уровня моря являются приток речных вод, выпадение осадков над морем, испа­рение с поверхности моря. Большие колебания уровня могут происходить вследствие землетрясения и моретрясения, извержения вулканов.

Колебания уровня в океанах и морях подразделяются на два типа: периодические (например, приливы и отливы) и непериодические, или случайные (например, под действием ветра, изменения атмосферного давления и др.).

Средний уровень моря. Часто при изучении режима уровня морей и океанов требуется знать не истинные величины высот уровня, а среднее его значение. Средним уровнем называется среднее арифметическое зна­чение уровня, вычисленное из наблюдений за тот или иной промежуток времени. В зависимости от промежутка времени, за который производит­ся вычисление, определяют следующие средние уровни: среднесуточный, среднемесячный, среднегодовой и средний многолетний.

Приборы для наблюдения за уровнем моря. Наблюдения за уровнем моря производятся с помощью специальных приборов и состоят в том, что в определенных точках, называемых водомерными постами, ежеднев­но в установленные сроки измеряют высоту поверхности моря над услов­но выбранным уровнем, принимаемым за начало отсчетов — нуль отсче­тов, называемым нулем поста.

Для наблюдения за колебанием уровня моря применяются разнооб­разные приборы. Наиболее простой и распространенный из них — водо­мерная рейка, или футшток, представляющая собой металлическую или деревянную рейку с поперечными делениями. Чаще всего употребляются металлические футштоки (рис. 89) с фарфоровыми белыми вкладышами. Деления на рейке располагаются в шахматном порядке и наносятся снизу через каждый дециметр. Ширина каждого деления (белого или черного) обычно равна 2 см. Рейка прочно прикрепляется в вертикальном положе­нии к стенке причала или другим каким-либо гидротехническим соору­жениям, а также к отвесным приглубым берегам или к забитой в дно свае.

Футшток

Футшток должен быть установлен так, чтобы нуль его шкалы не об­нажался при самых низких уровнях. Нуль футштока с помощью нивели­рования связывается с какой-либо прочной маркой (репером) на берегу, чтобы можно было контролировать постоянство высотного положения нуля футштока. Отсчет с точностью до 1 см производят по тому делению рейки, на уровне которого в момент наблюдения стоит вода. При отсчете необходимо учитывать и исключать искажения уровня за счет колебаний поверхности воды при волнении моря. В таком случае берут два отсчета: в момент прохождения гребня и в момент прохождения подошвы волны. Среднее из этих отсчетов и принимается за уровень моря.

 

Наблюдения за колебанием уровня моря непосредственно с судна сводятся к наблюдениям за изменением глубины под килем с помощью эхолота или ручного лота, когда судно стоит на якоре.

Второй способ состоит в непрерывном измерении глубины эхолотом под днищем судна, стоящего на якоре.

Приведение уровня моря к нулю поста. В каждом пункте наблюдений за уровнем, как уже было сказано, выбирается исходный горизонт. Ус­ловный исходный горизонт, от которого ведутся отсчеты уровня на дан­ном водомерном пункте, называется нулем поста. Обычно за нуль поста выбирается горизонт, расположенный ниже самого низкого уровня моря, возможного в пункте наблюдений. Это делается для того, чтобы отсчеты уровня всегда имели положительный знак.

Для приведения отсчета уровня к нулю поста нужно к произведен­ному отсчету уровня алгебраически прибавить превышение (положитель­ное или отрицательное) нуля футштока над нулем данного поста.

Примеры: 1. Отсчет по футштоку равен 63 см; нуль футштока расположен выше принятого нуля поста на 200 см. Уровень, приведенный к нулю по­ста, равен 63+200=263 см.

2. Отсчет по футштоку равен 175 см; нуль футштока расположен ниже принятого нуля поста на 50 см. Уровень, приведенный к нулю поста, ра­вен 175+(—50) = 125 см.

Для сравнимости наблюдений, произведенных в разных пунктах моря и в разных марях, необходимо, чтобы отсчеты уровней можно было привести к одному и тому же горизонту. В СССР за такой горизонт принят нуль Кронштадтского футштока^[1].

Для того чтобы привести отсчеты уровня к единому горизонту (нулю Кронштадтского футштока), нужно знать положение нуля поста каждого водомерного пункта относительно репера, входящего в государственную нивелирную сеть.

Значение наблюдения за уровнем моря для мореплавания. Данные о высоте уровня необходимы судоводителям, так как высота уровня в мел­ководных прибрежных районах определяет возможность прохода судов с той или иной осадкой. Очень важны сведения о колебаниях уровня и для производственной деятельности портов, так как положением уровня оп­ределяется высота портовых сооружений, объем землечерпательных ра­бот на подходных каналах, глубины у причалов.

Наблюдения за колебаниями уровня позволяют установить: средний уровень, значения наивысшего и наинизшего уровня за тот или иной пе­риод наблюдений; характер и закономерность изменения уровня, что очень важно знать для его предвычисления.

 

 

Приливы

Понятие о явлении прилива. Приливами, или приливо-отливными явлениями, в океанах и морях называются периодические колебания (подъем и падение) уровня моря, происходящие под влиянием сил при­тяжения Луны и Солнца. Такие приливо-отливные колебания для крат­кости принято называть приливами.

Явления прилива протекают следующим образом: уровень моря дос­тигает наивысшего положения вскоре после прохождения Луны через ме­ридиан данного места, затем постепенно понижается и доходит до самого низкого положения в то время, когда Луна находится близко у горизонта. Дальнейшее движение Луны под горизонтом сопровождается подъемом уровня, и новый наивысший уровень наступает около момента нижней кульминации Луны. Далее уровень снова понижается, и около времени восхода Луны наступает наинизшее стояние его. После этого он опять растет вместе с высотой Луны и около момента прохождения ее через ме­ридиан опять наступает наивысшее стояние, затем уровень снова пони­жается и т. д. Таким образом, прилив — явление периодического характе­ра, так как наивысшие стояния уровня, также как наинизшие, повторя­ются через почти одинаковые промежутки времени, приблизительно че­рез 12,5 ч. Такие приливы называются полусуточными, они чаще других наблюдаются в Мировом океане.

По своей природе приливные колебания уровня относятся к волно­вым движениям. Но эти волны «невидимы» вследствие своей огромной длины. Длина приливной волны достигает почти 2000 км, Скорость при­ливной волны тоже очень велика — 160 км/ч (около 86 узлов).

Частицы воды в приливной волне движутся по замкнутым орбитам, имеющим форму эллипса, с осью, очень вытянутой в горизонтальном на­правлении. Вертикальные составляющие движения частиц по орбитам проявляются в приливных колебаниях уровня, а горизонтальные — в при­ливных течениях. Таким образом, движение частиц по их орбитам на­блюдатель воспринимает как периодические колебания уровня и течений.

Основные термины, определения, характер приливов.

Приливо-отливные колебания характеризуются различными элемен­тами. Подъем уровня называется приливом, а падение — отливом.

Полной водой (ПВ) называется наивысшее положение уровня при приливе, а малой (МВ) — наинизшем при отливе.

Периодом прилива называется промежуток времени между двумя последовательными полными или малыми водами. В зависимости от пе­риода различают приливы полусуточные, суточные и смешанные.

Полусуточные приливы имеют средний период, равный половине лунных суток (12 ч 25 мин), вследствие чего в течение лунных суток (24 ч

 

50 мин) наблюдаются две полные и две малые воды.

Суточные приливы имеют средний период, равный лунным суткам (24 ч 50 мин), вследствие чего в течение лунных суток наблюдается одна полная и одна малая вода.

Смешанные приливы - наиболее сложные по характеру приливы, у которых в течение половины лунного месяца период меняется с полусу­точного на суточный и наоборот. Если преобладает полусуточный период, то такой смешанный прилив называют неправильным полусуточным, а если суточный — неправильным суточным приливом.

Высотой прилива называется фактическое положение уровня в дан­ный момент, отсчитываемое от принятого нуля глубин. В СССР отсчет высот уровня на морях с приливами ведется от наинизшей малой воды. Этот уровень называется теоретическим нулем глубин. На тех морях СССР, где приливо-отливные колебания уровня незначительны (не более 0,5 м), как, например, в Черном, Азовском, Каспийском морях, за нуль глубин принят средний многолетний уровень моря.

В связи с вышесказанным глубина в любой точке может быть опре­делена путем алгебраического суммирования глубины, указанной на кар­те, и высоты прилива, вычисленного для данного приливного пункта на заданное время. Для решения обратной задачи, которая может встретить­ся в морях с приливами, при сравнении глубин, измеренных лотом, с глубинами, указанными на карте, нужно из глубины, измеренной лотом, вычесть высоту прилива, рассчитанную для данного момента.

Амплитуда прилива — разность между высотой уровня в полную или малую воду и средним уровнем. Так как приливы бывают не всегда сим­метричными относительно среднего уровня, то и амплитуды, определяе­мые по полной и малой воде, не всегда будут равны между собой.

Величина прилива—разность между высотами уровней полной и ма­лой воды.

Для характеристики приливов по времени применяются следующие определения.

Время полной воды t пв — момент наступления полной воды. Время малой воды Т_МВ — момент наступления малой воды.

Время роста или подъема уровня Т_п — промежуток времени, в тече­ние которого происходит повышение уровня от малой до полной воды.

Время падения уровня Т_п — промежуток времени, в течение которого происходит падение уровня от полной до малой воды.

Продолжительность стояния уровня Тс — промежуток времени, в те­чение которого уровень, дойдя до определенной высоты, остается неиз­менным.

Лунный промежуток Т_л — промежуток времени между моментом кульминации Луны на меридиане данного места и моментом наступле­ния ближайшей полной воды.

Средний прикладной час (ПЧ_СР) —величина среднего из лунных про­межутков за половину лунного месяца.

Прикладной час порта (ПЧ) — среднее значение из лунных проме­жутков в сизигию при среднем расстоянии Земли от Луны и Солнца, равном нулю.

Котидальная линия — это линия, соединяющая точки, в которых полная вода наступает в один и тот же момент. Каждая котидальная ли­ния обозначается часом лунного гринвичского времени (т. е. числом лун­ных часов, прошедших от момента кульминации Луны в Гринвиче до на­ступления полной воды), называемого котидальным часом. Лунный час равен 1 ч 02 мин среднего солнечного времени.

Для смешанных приливов, у которых высоты смежных полных и малых вод, а также время роста и время падения резко отличаются друг от друга (рис. 90), вводятся дополнительные термины:

высота высокой полной воды h _ВПВ —высота большой полной воды над при­нятым нулем глубин;

высота низкой полной воды h _НПВ—высота меньшей полной воды;

высота высокой малой воды й_ВмВ — большая высота малой воды; высота низкой малой воды h _НмВ — меньшая высота малой воды; суточное неравенство высот полных вод СН h _ПВ — разность между высотами высокой и низкой полных вод;

суточное неравенство высот малых вод СН h _мв — разность между высотами высокой и низкой малых вод;

большая величина приливов за сутки В — разность между высокой полной и низкой малой водой; в = H _впп — h _нш ;

малая величина приливов за сутки b — разность между низкой Полной и высокой малой водой.

Влияние различных факторов на величину и характер приливов. На ве­личину и характер приливов, кроме астрономических факторов, сущест­венное влияние оказывают физико-географические условия: очертания берегов, размеры водоемов, глубины, наличие островов и т. д. В откры­тых глубоких частях океана величина прилива близка к теоретической и равна 1 м. В то же время совсем другие величины приливов наблюдаются у берегов материков и особенно в узких и длинных заливах, где они мо­гут достигать более 10—12 м. Максимальная величина прилива (18 м) на­блюдается в заливе Фанди, у берегов Северной Америки (полуостров Но­вая Шотландия, Канада). Такая необычайно большая величина прилива

 

объясняется тем, что залив Фанди представляет собой длинный узкий за­лив с постепенно уменьшающимися шириной и глубиной.

Влияние мелководья сказывается чаще всего на полусуточных при­ливах, приводя к нарушению симметрии в подъеме и спаде уровня, т. е. к неодинаковому времени его роста и падения.

Установлено, что ветер, атмосферное давление и льды также оказывают большое влияние на приливы.

Ветер, имеющий направление, противоположное направлению дви­жения приливной волны, вызывает уменьшение скорости ее рас­пространения и одновременно уменьшает величину прилива. Наоборот, ветер, имеющий направление, попутное направлению движения прилив­ной волны, вызывает увеличение скорости ее распространения и одно­временно увеличивает величину приливов. Резкие и сильные шквалы мо­гут изменить время наступления полных и малых вод и вызвать даже су­точное неравенство и по высоте и по времени. На явления приливов осо­бенно большое влияние оказывают устойчивые ветры одного направле­ния.

Большие колебания атмосферного давления также заметно влияют на высоту уровня моря в районах с приливами и учитываются с помощью вспомогательной таблицы, помещенной в Таблицах приливов. С умень­шением атмосферного давления уровень моря повышается, с увеличени­ем — понижается. При этом изменению атмосферного давления на 1 мб в среднем соответствует изменение уровня моря на 1 см.

Лед способен тормозить и одновременно гасить приливную волну, а также в некоторой степени изменять направление ее распространения. Подмечено, что зимой в тех районах, где наблюдается лед, величина при­лива уменьшается, а летом возрастает.

Приливообразующие силы. Явления прилива, как уже указывалось, возникают вследствие действия сил притяжения Луны и Солнца. Эти си­лы называются приливообразующими. Для простоты рассуждения рас­смотрим сначала влияние приливообразующей силы Луны на частицу

Рис. 91. Схема движения системы тел Земля-Луна.

 

Согласно закону всемирного тяготения Луна, как и другие планеты, притягивает к себе каждую частицу Земли. Так как частицы Земли нахо­дятся на неодинаковом расстоянии от Луны, то и сила, с которой они тя­готеют к ней, неодинакова. Частицы, расположенные ближе к Луне, при­тягиваются сильнее, чем те, которые находятся на большем расстоянии.

Кроме силы притяжения Луны, на каждую частицу Земли действует центробежная сила, возникающая вследствие вращения системы Земля— Луна вокруг общего центра тяжести. Так как масса Земли больше массы Луны в 81,5 раза, то этот центр находится внутри Земли на расстоянии от ее центра, равном 0,73 радиуса Земли. На рис. 91 показана схема движе­ния систем тел Земля—Луна, их общий центр тяжести Ц и общая ось вращения системы х—х. Луна и Земля совершают полный оборот вокруг центра тяжести системы за промежуток времени, равный одному лунному месяцу.

Доказано, что центробежные силы, возникающие в каждой точке Земли при вращении вокруг центра тяжести системы Земля— Луна, равны между собой, параллельны друг другу и направлены в сторону от Луны.

Каждая частица воды находится под воздействием двух сил: центро­бежной и силы притяжения Луны. Центробежные силы для всех точек водной оболочки, как сказано выше, одинаковы по величине и направле­нию, а сила притяжения Луны будет во всех точках различной, так как ее направление зависит от положения Луны и ее величина будет изменяться обратно пропорционально квадрату расстояния до Луны.

Равнодействующая этих двух сил в каждой точке Земли, т. е. силы притяжения Луной и центробежной силы, возникающей в этой точке от вращения Земли вокруг центра тяжести системы Земля-Луна, и на­зывается приливообразующей силой Луны.

Рис. 92. Приливообразующие силы Луны

 

На рис. 92 приливообразующая сила Луны показана вектором П (с чертой), центробежная — Ц(с чертой) и сила притяжения Луны — Л. До­пустим, что Мировой океан покрывает земной шар непрерывным слоем одинаковой толщины. Рассмотрим случай, когда склонение Луны равно нулю, т. е. когда Луна находится на плоскости экватора.

На рисунке видно, что приливообразующая сила имеет в каждой точке различную величину и направление. Приливообразующие силы слева от линии С,С₂ имеют общее направление к Луне, справа — от Луны.

Несмотря на малые значения, горизонтальная составляющая прили­вообразующих сил, действуя перпендикулярно силе тяжести, вызывает значительные горизонтальные перемещения водных масс и соответст­вующие изменения уровня моря. Вертикальная составляющая, хотя она и несколько больше, горизонтальной, совершает работу против силы тяже­сти. В точках М, М₂ и С, С₂ приливообразующие силы вертикальны; в точках А, А₂ и В₁, В, симметричных относительно меридиана, на котором Луна в данный момент кульминирует, направлены по

 

 касательной к вод­ной поверхности. Поэтому они вызывают смещение вод с обеих сторон к меридиану, на котором произойдет, следовательно, наибольшее повышение уровня, т. е. наступит полная вода, в точках С, , С, — понижение, т. е. наступит малая вода.

 

Под влиянием приливообразующих сил вся поверхность Мирового океана примет форму приливного эллипсоида (рис. 93). Каждая половина приливного эллипсоида представляет собой как бы приливную волну с гребнем в точках полной воды и подошвами в точках малой воды. Вслед­ствие вращения Земли вокруг собственной оси приливная волна непрерывно обегает земной шар с запада на восток, периодически повышая и понижая уровень на каждом меридиане.

Кроме Луны, Солнце также создает на Земле приливообразующие силы. Их схема может быть построена по аналогии со схемой приливооб­разующих сил Луны. Но вследствие того, что Солнце находится от Земли в 390 раз дальше, чем Луна, приливообразующая сила Солнца, несмотря на его большую массу (в 30 миллионов раз больше массы Луны), в 2,17 раза меньше приливообразующей силы Луны.

Обе системы прилива совершенно независимы друг от друга, но в природе они складываются, и в действительности наблюдается лунно- солнечный прилив. Вследствие непрерывного изменения взаимного по­ложения Земли, Луны и Солнца изменяются и их приливообразующие силы. Они могут действовать в одном и том же или в противоположных направлениях, т. е. складываться друг с другом или вычитаться. Это влия­ет на характер и величину наблюдаемых приливов и вызывает их измене­ния. Период полусуточных лунных приливов равен 12 ч 25 мин, солнеч­ных — 12ч,

Неравенства приливов. Наблюдения показывают, что величина при­лива и время наступления полных и малых вод не остаются неизменными ото дня ко дню, а при смешанных приливах — и в течение суток. Нера­венствами прилива называются отклонения времени наступления полных и малых вод и величин прилива от их средних значений для данного мес­та. Причиной этого служит изменение во взаимном расположении Луны, Солнца и Земли и изменение расстояний между ними. Учитывая, что приливообразующая сила Луны больше приливообразующей силы Солн­ца, главные неравенства связаны с изменениями взаимного положения Луны и Земли.

Выделяются следующие основные виды неравенств в явлении при­ливов: суточные, полумесячные и параллактические.

Суточные неравенства характеризуются неравенством по высоте двух смежных полных и малых вод в течение суток и неравенством во времени их падения и роста. Эти неравенства зависят от склонения Луны и Солнца и физико-географических условий места (широты, долготы, конфигурации берегов, глубины и пр.). В зависимости от этого суточные неравенства выражаются различно — от мало заметной разницы в высоте двух смежных полных или малых вод до полного исчезновения одной полной или одной малой воды. Наиболее сильно эти неравенства выра­жены в смешанных приливах (см. рис. 91). Например, при неправильных суточных приливах суточное неравенство в высотах уровня при больших склонениях Луны приводит к исчезновению низкой полной и высокой малой вод и соответственно к переходу от полусуточных к суточным при­ливам.

Полумесячные неравенства приливов характеризуются тем, что ам­плитуды приливов в течение лунного месяца постепенно, изо дня в день, изменяются: два раза в месяц наблюдаются приливы с большими ампли­тудами и два раза — с малыми амплитудами; период этих изменений со­ставляет 14,6 суток (около половины лунного месяца). Эти изменения и называются полумесячным неравенством в высотах или амплитудах при­ливов.

Полумесячные неравенства подразделяются на два вида: нера­венства, связанные с изменением фаз Луны (фазовое неравенство), и не­равенства, связанные с изменением склонения Луны в течение месяца.

Неравенства в зависимости от изменений фаз Луны заключаются в том, что наибольшие величины приливов наблюдаются в дни, когда Луна и Солнце кульминируют одновременно (приливообразующие силы скла­дываются), а наименьшие — когда Луна и Солнце кульминируют одно после другого через 6 ч. В связи с этим приливы с максимальными вели­чинами приливов, наблюдаемые в периоды новолуний и полнолуний, на­зываются сизигийными, а приливы с минимальными величинами прили­вов, наблюдаемые в период первой и последней четверти — квадратурны­ми.

Неравенства в зависимости от изменений фаз Луны характерны для полусуточных приливов. Величины приливов при сизигийных и квадра­турных приливах могут отличаться друг от друга до 40 — 50%. Фазовое неравенство — самое большое.

На рис. 94 показана схема изменения взаимного положения Луны, Солнца и Земли в течение лунного месяца. Полная лунная вода на ри­сунке показана белой серповидной полоской с редкой штриховкой, а полная солнечная — черной.

 Вследствие влияния физико-географических условий наибольшие величины приливов наблюдаются не точно в момент сизигии, а спустя некоторое время. Промежуток времени от сизигии до момента наступле­ния наибольших величин прилива (сизигии) называется возрастом фазо­вого неравенства, или возрастом полусуточного прилива.

Неравенства в зависимости от склонения Луны характерны для су­точных приливов и приливов, которые хотя бы на квадратурный непро­должительное время в течение месяца становятся суточными. Они заклю­чаются в том, что приливы достигают наибольшей величины при наи­большем склонении Луны.

В течение лунного месяца.

 

Такие приливы называются тропическими, так как Луна в это время находится вблизи тропиков. При склонении Луны, равном нулю (когда Луна проходит через экватор), величины приливов наименьшие и называются равноденственными, или экваториальными, так как Луна в это время находится вблизи точек весеннего или осеннего равноденствия.

Тропические и равноденственные приливы постепенно изменяются в течение года в зависимости от склонения Солнца. Вследствие влияния физико-географических условий тропические приливы отстают от момен­та максимального склонения Луны на определенную величину, которая называется возрастом суточного прилива. Параллактические неравенства — неравенства прилива, обусловленные изменением расстояния от Земли до Луны и Солнца. При наименьших расстояниях от Земли до Луны и Солнца приливы наибольшие, а при наибольших— наименьшие.

Величина прилива и его характер в океанах и морях. Атлантический океан. В Атлантическом океане наблюдаются наибольшие по величине приливы. Как уже указывалось выше, в заливе Фанди, расположенном между материком Северной Америки и полуостровом Новая Шотландия, в сизигию величина прилива может достигать 18 м. Она является наи­большей для всего Мирового океана. Большие значения имеет величина прилива у южных берегов Аргентины, где в порту Гальегос она достигает 14 м.

Значительные величины приливов наблюдаются у юго-западных бе­регов Англии в Бристольском заливе - до 11,5 м, в Ливерпуле - до 8 м, в устье реки Темзы — до 6,3 м. У побережья Исландии, в Рейкьявике, вели­чина прилива достигает 4 м.

Величина прилива у островов открытого океана составляет 1 — 2 м, например, у Азорских островов — 1,2—1,8 м, у острова Св. Елены— 0,8 м, у острова Тристан-да-Кунья— 1,5 м. В Балтийском и Черном морях при­ливы практически не наблюдаются.

В Атлантическом океане и его морях наблюдаются преимущест­венно полусуточные приливы. Особенно хорошо полусуточный характер приливов выражен у побережья Западной Европы. В Карибском море и Мексиканском заливе характер приливов весьма разнообразен, здесь встречаются полусуточные, суточные и смешанные приливы.

Тихий океан. В ряде районов Тихого океана приливы превышают 7— 9 м. У Аляски, в заливе Кука они достигают 7—8 м, в заливах Панамском и Калифорнийском — свыше 9 м (в устье реки Колорадо — 9,6 м), в при­брежных водах Чилийского архипелага — 8 м. У берегов Азии наибольшие приливы наблюдаются в верховьях Пенжинской губы в Охотском море — до 13 м. В Тихом океане правильные полусуточные приливы встречаются реже, чем суточные и смешанные. На побережьях Австралии, Азии и Се­верной Америки наблюдаются приливы преимущественно смешанного характера.

Индийский океан. Наибольшую величину имеют приливы у север­ных берегов Австралии (в заливе Колпер— 10,4 м) и заливах Бенгальском и Аравийском. В Мозамбикском проливе величина приливав достигает 2—6 м, у Южных берегов Африки и Австралии — 1—2 м. Приливы у ост­ровов Сейшельских — 1—2 м, у острова Маврикия — 0,5 м.

Северный Ледовитый океан. Наибольшие приливы наблюдаются в Белом море, где в Мезенской губе средняя сизигийная величина прилива достигает 8,5 м. В Баренцевом море наибольшие приливы наблюдаются у мурманского побережья — до 4 м; в Карском море — 0,5—1 м, в море Лап­тевых наибольшие приливы бывают в Хатангском заливе — до 2—3 м; в Восточно-Сибирском на островах Де-Лонга — до 1 м; в Чукотском — до 1,5 м. Характер приливов в морях советской Арктики преимущественно полусуточный.

 

                                               Предвычисление приливов

Методы предвычисления элементов прилива. Предвычисление эле­ментов прилива имеет очень важное значение для обеспечения безопас­ности мореплавания вблизи берегов и для работы морских портов. Осно­воположниками теории приливов и современных методов их предвычис­ления являются английские ученые И. Ньютон, У. Томсон, Дж. Дарвин и Дудсон. Значительный вклад внесли отечественные ученые А. Н. Сретен­ский, В. А. Березкин, А. И. Дуванин и другие.

Существует несколько методов предвычисления элементов прилива на заранее заданное время, из которых в настоящее время широкое рас­пространение имеет метод гармонического анализа приливов.

На основании данных наблюдений за колебаниями уровня прилива можно построить кривую его изменений за некоторый промежуток вре­мени. Эта кривая в зависимости от местных условий может быть очень сложной, но если только колебания уровня в данном месте вызываются периодическими силами, то при длительном ряде наблюдений законо­мерность этой периодичности может быть выявлена. В таком случае сложная кривая периодических колебаний уровня может быть разложена на ряд простых синусоид, сложение которых и даст в результате кривую уровня на будущее время.

Каждое простое гармоническое колебание (синусоидальная волна), входящее в состав сложного приливного колебания, характеризуется дву­мя постоянными: амплитудой прилива Я и углом положения g. Этот угол определяет опаздывание момента наступления полной воды каждого со­ставляющего прилива относительно момента кульминации светила, вы­зывающего данную приливную волну. Величины Н и g, характеризующие каждую из составляющих волн прилива, зависят от местных физико­географических условий и называются гармоническими постоянными. Они постоянны для данного места, но различны для разных мест.

Полная формула для расчета высоты прилива имеет 93 слагаемых (волны). На основании гармонического анализа составляются Таблицы приливов, с помощью которых можно предвычислять элементы приливов в различных портах.

Таблицы приливов. Основной способ предвычисления элементов прилива на судах — Таблицы приливов. Они подразделяются на постоян­ные и ежегодные.

Постоянные Таблицы приливов состоят из трех книг: «Воды ев­ропейской части СССР и прилегающих зарубежных районов», «Воды ази­атской части СССР и прилегающих зарубежных районов» и «Зарубежные воды». Каждая книга содержит две части: часть I — Предвычисление мо­ментов и высот полных и малых вод в основных портах, часть II — По­правки для вычислений приливов в дополнительных пунктах, гармониче­ские постоянные приливов и ряд вспомогательных таблиц.

Ежегодные таблицы приливов состоят из четырех книг. «Зарубеж­ные воды» представлены двумя книгами: «Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый океаны» и «Тихий океан». Каждая книга состоит также из двух частей: часть I — Приливы в основных портах; часть II — Поправки для дополнительных пунктов.

С помощью Таблиц приливов производятся:

вычисление высот и моментов полных и малых вод в основных портах на заданные сутки;

вычисление высоты уровня моря в основном порту на любой заданный (промежуточный) момент между полной и малой водой; определение времени, когда прилив достигает заданной величины; предвычисления приливов в дополнительных пунктах.

При пользовании Таблицами необходимо прежде всего ознако­миться с оглавлением, чтобы иметь ясное представление о содержании книги, а также внимательно прочесть пояснения к ним.

Штурманский метод предвычисления приливов. Этот метод является упрощенным методом гармонического анализа. Он основан на возможно­сти объединения волн, близких по периоду, когда не требуется очень вы­сокой точности предвычисления уровня. Вычисления высот и моментов полных и малых вод этим методом просты, не требуют много времени и дают достаточную для практики точность. Вычисление штурманским ме­тодом ведется по специально разработанной схеме, отпечатанной на бланке формы «А» и помещенной в Таблице приливов.

Предвычисление приливов по негармоническим постоянным. Негармо­ническими постоянными называют прикладной час порта, величину при­лива (сизигийную, квадратурную и среднюю), время роста и падения уровня. С помощью этих величин можно вычислить элементы приливов. Негармонические постоянные приливов можно получать из Таблиц при­ливов, лоций, карт и других пособий.

Значение приливов для судовождения. Приливы изменяют высоту уровня; в связи с этим при плавании у берегов, где наблюдаются значи­тельные колебания приливо-отливного уровня, необходимо учитывать их для обеспечения безопасности мореплавания.

Суда с большой осадкой могут заходить в некоторые порты только в полную воду. Приливы иногда сопровождаются сильными приливо­отливными течениями. В полярных районах они создают дополнительные трудности плавания во льдах, сильные ледовые сжатия и торошения льда, могущие быть опасными для судов. Однако приливы и разрежают льды, что может быть выгодно использовано для судовождения. Приливы, уси­ленные сгонно-нагонными ветрами, могут привести к очень большому повышению или понижению уровня и вызвать огромные бедствия на бе­регу, аварии судов и т. д.

 

МОРСКИЕ ТЕЧЕНИЯ

Классификация течений

Основные причины, вызывающие морские течения. Морскими тече­ниями называется перемещение масс воды в море, характеризующееся направлением и скоростью.

Основные силы (причины), вызывающие морские течения, под­разделяются на внешние и внутренние. К внешним относятся ветер, ат­мосферное давление, приливообразующие силы Луны и Солнца; к внут­ренним — силы, возникающие вследствие неравномерного распределения по горизонтали плотности водных масс. Кроме внешних и внутренних сил, вызывающих морские течения, сразу же после возникновения дви­жения водных масс появляются вторичные силы. К ним относятся от­клоняющая сила вращения Земли (сила Кориолиса) и сила трения, за­медляющая всякое движение. На направление течения оказывают влия­ние также конфигурация берегов и рельеф дна.

Классификация морских течений. Морские течения обычно класси­фицируются по       силам, их вызывающим;

- устойчивости;

- глубине расположения;

- физико-химическим свойствам масс воды.

Главной является классификация по первому признаку.

По силам, вызывающим морские течения, последние подразделяют­ся на три основные группы.

Градиентные течения, обусловленные действием горизонтальной со­ставляющей (градиента гидростатического давления). Эта сила возникает, если по каким-либо причинам в одном месте уровень или плотность во­ды повышается, а в другом — понижается. При этом на одних и тех же уровнях создается разность гидростатического давления (градиент), гори­зонтальная составляющая которого, стремясь выравнять разность гидро­статических давлений соседних водных масс, вызывает поступательные перемещения воды, т. е. течения из района, где гидростатическое давле­ние больше, в район, где давление меньше.

В зависимости от причин, создающих на одинаковых уровнях раз­ность гидростатических давлений водных масс, в группе градиентных те­чений выделяются:

сгонно-нагонные течения, возникающие при нагоне и сгоне уровня воды в том или ином месте под действием ветра;

бароградиентные течения, обусловленные различным атмосферным дав­лением; уровень моря понижается в области повышенного атмосферного давления и поднимается в области пониженного; увеличение (или уменьшение) давления атмосферы на 1 мб вызывает понижение (или по­вышение) уровня на 1 см;

сточные течения, вызываемые постоянным повышенным уровнем моря в некоторых его районах, например в результате речного стока;

плотностные течения, возникающие вследствие неравномерного распре­деления плотности воды в горизонтальном направлении, при этом более плотные воды перетекают в виде глубинного течения в область менее плотных, а менее плотные в виде поверхностных течений — в обратном направлении. (Например, течения в проливе Босфор, открытые адмира­лом С. О. Макаровым, причиной их возникновения является разность плотностей воды в Черном и Мраморном морях: более соленые и плот­ные воды Мраморного моря в виде глубинного течения идут в Черное море, а распресненные, менее плотные, следовательно, и более легкие воды Черного моря идут поверхностным течением в Мраморное); ветровые и дрейфовые течения, возникающие под действием ветра, в ре­зультате трения движущихся масс воздуха о водную поверхность. Тече­ния, создаваемые временными и непродолжительными ветрами, называ­ются ветровыми, а течения, созданные длительными или господствую­щими ветрами, когда водные массы успевают занять положение равнове­сия в соответствии с очертаниями берегов, рельефом дна и соседними системами морских течений,— дрейфовыми. Примером постоянных дрейфовых течений в Мировом океане являются северное и южное эква­ториальные течения в Тихом и Атлантическом океанах, созданные посто­янными пассатными ветрами, поэтому эти течения часто называют еще и пассатными;

приливо-отливные течения, вызываемые действием периодических прили­вообразующих сил Луны и Солнца.

По устойчивости течения подразделяются на:

постоянные — течения, которые мало изменяются по направлению и ско­рости в течение сезона или года (например, экваториальные течения океанов, Гольфстрим и др.);

периодические — течения, повторяющиеся через равные промежутки вре­мени (например, приливо-отливные);

временные (непериодические) —течения, вызываемые различными непо­стоянно действующими внешними силами и в первую очередь ветра, от­личаются большой изменчивостью направлений и скоростей.

По глубине расположения течения разделяются на: поверхностные, наблюдаемые в так называемом навигационном слое, т. е. в слое, соответствующем осадке надводных судов (0—15 м); глубинные, наблюдаемые на различных глубинах от поверхности моря; придонные, наблюдаемые в слое, прилегающем ко дну.

По физико-химическим свойствам масс воды течения подразделяют на теплые и холодные, соленые и распресненные. Характер течений при этом определяется соотношением температуры или солености водных масс, участвующих в течении, и окружающих вод.

 

                   Методы и приборы для определения морских течений

Навигационный метод. Сущность навигационного метода опре­деления морских течений заключается в сравнении счислимых и обсервованных мест судна. Если за время между обсервациями компас и лаг ра­ботали нормально, а ветра не было или он был незначительный, то снос обусловлен только течением. Направление и скорость течения в таком случае получают непосредственно из определения элементов сноса. Если же был ветер той или иной силы, то необходимо соответственно вводить поправку в элементы сноса на ветровой дрейф судна.

На точность навигационного метода определения элементов течения влияют ошибки в определении счислимого и обсервованного мест судна. Вместе с тем ни один из методов наблюдений над течениями не дал столько сведений о течениях океанов и морей, как навигационный. Мно­гочисленные материалы наблюдений, произведенные этим методом, по­служили для составления навигационных карт и атласов течений океанов и открытых морей. Все основные системы течений Мирового океана (Гольфстрим, пассатные и др.) были определены, изучены и нанесены на карты благодаря использованию навигационного метода определения те­чений.

Скорость течения определяется в метрах в секунду, в милях в час (узлах) или в милях в сутки в зависимости от целей и скорости течения. Направлением течения считается то направление, куда идет течение, т. е. течение «вытекает» из компаса; оно определяется в градусах от 0 до 360° или в румбах.

Метод поплавков. Метод поплавков состоит в том, что за поплавком, помещенным в струю течения, ведутся инструментальные наблюдения, служащие для определения местонахождения поплавка в определенные моменты времени. По нанесенному затем на карте пути перемещения поплавка определяется направление и скорость течения.

Поплавком может служить буек или веха, несущие на себе пас­сивный отражатель. Наблюдения за их перемещением под действием те­чения можно производить с помощью судовой РЛС, когда судно стоит на якоре. Отмечая на карте последовательное положение таких вех или буй­ков через определенные промежутки времени, можно определить направ­ление и скорость течения.

Электромагнитный метод (ЭМИТ). Морская вода, как известно, об­ладает электропроводностью. Частицы морской воды, переносимые тече­нием, пересекают силовые линии магнитного поля Земли, в результате чего в воде возникают электрические токи. Чем больше скорость течения и чем больше значение в данном месте вертикальной составляющей на­пряженности магнитного поля Земли, тем больше силовых линий будет пересекаться частицами воды и тем сильнее будут возбуждаться электри­ческие токи в воде. Если измерить электродвижущую силу, возникающую в воде, то можно рассчитать скорость течения. В этом и состоит сущность электромагнитного метода. Использование ЭМИТа позволяет создать систему абсолютного лага, т. е. лага, измеряющего скорость судна отно­сительно грунта.

В полосе 15° к северу и к югу от магнитного экватора определять те­чения этим методом практически невозможно из-за очень малой напря­женности вертикальной составляющей магнитного поля Земли. На маг­нитном экваторе она равна нулю, вблизи магнитных полюсов около 0,6 — 0,7 э.

Приборы для измерения течений. Морские вертушки. Для непосред­ственного измерения течений как в прибрежных, так и в открытых рай­онах морей и океанов служат приборы, называемые морскими вертушка­ми.

Наибольшее распространение для этих целей получила так на­зываемая морская вертушка. Вращающейся частью вертушки служит лег­кий четырехлопастной винт, по числу оборотов которого и отмеченному времени действия прибора вычисляется скорость течения. Морская вер­тушка позволяет также определить направление течения.

Самописцы течений — приборы, автоматически регистрирующие скорость и направление течений. Они могут быть двух видов: автономные приборы, устанавливаемые в море на специальных буях, и приборы, при­меняемые с судов.

 

ЛЕКЦИИ ПО ОКЕАНОЛОГИИ

МИРОВОЙ ОКЕАН

   Распределение суши и воды на земной поверхности

Соотношение площадей поверхности океанов и суши. Большая часть поверхности Земли покрыта водами океанов и морей. На их долю прихо­дится 361 млн. км² (70,7%), на долю суши - 149 млн. км² (29,3%). Суша и море очень неравномерно распределены на поверхности Земли.

В северном полушарии, где располагаются наибольшие массивы ма­териков, на долю океанов и морей приходится 60,6% поверхности, в юж­ном - 80,9%, а на сушу - всего лишь 19,1%.

При рассмотрении географической карты мира бросается в глаза еще одна характерная особенность: суша представляет собой отдельные непосредственно между собой не связанные массивы материков, которые окружены со всех сторон океанами и морями. Океаны и моря, переходя друг в друга или соединяясь проливами, охватывают непрерывной водной оболочкой весь земной шар, образуя так называемый Мировой океан.

Объем вод Мирового океана составляет одну восьмисотую часть объема земного шара и равен 1 370 323 000 км³, в то время как объем вод суши (рек, озер и болот) составляет лишь 0,75 млн. км³, а объем суши над уровнем океана — 125 млн. км³, т. е. в 11 раз меньше.

Границы океанов, морей

Классификация водных бассейнов и их границы. Несмотря на то, что

все океаны и моря непосредственно сообщаются друг с другом и образу­ют единый Мировой океан, в настоящее время для удобства мореплава­ния, изучения и освоения, его принято подразделять на отдельные части. Прежде всего в нем выделяют океаны — водную поверхность между мате­риками.

Основанием для подразделения Мирового океана на отдельные океаны служат характерные природные особенности каждого: рельеф дна, самостоятельные системы океанических течений, особенности распреде­ления различных океанографических элементов (температура, солености и т. п.), особенности ледового режима и т. п. С учетом этих особенностей Мировой океан разделяется на четыре океана: Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый. Границы океанов, некоторых морей и заливов показаны на карте (рис. 72).

Границей Тихого океана на западе являются берега Азии, Восточно­ Индийского архипелага, Австралии, Тасмании и далее по меридиану мы­са Саут-Ист-Пойнт (юго-восточная оконечность острова Тасмания); на юге берег Антарктиды; на востоке — берега Северной и Южной Америки, далее от мыса Горн через пролив Дрейка до Земли Греэма в Антарктиде; на севере — Берингов пролив по линии мыс Уникын (Чукотский полу­остров) — южный входной мыс бухты Шишмарева (полуостров Сьюард).

Границами Атлантического океана на западе служат берега Север­ной и Южной Америки, затем меридиан мыса Горн; на юге— берег Ан­тарктиды; на востоке — берега Европы (от полуострова Статланд в Норве­гии), Африки и далее меридиан мыса Доброй Надежды; на севере — по­луостров Статланд, Шетландские, Фарерские острова, Исландия, Датский пролив (между Исландией и Гренландией), Девисов пролив, берег Баф­финовой Земли, Гудзонов пролив.

Границами Северного Ледовитого океана являются северные грани­цы Атлантического и Тихого океанов, берега Европы, Азии, Северной Америки и Гренландии.

Границами Индийского океана являются на севере берега Азии, на западе — берега Африки и меридиан мыса Доброй Надежды, на юге — бе­рег Антарктиды, на востоке — морская граница с Тихим Океаном.

В последнее время на основании проведенных больших научных ис­следований, главным образом советскими учеными, окружающие Антарк­тиду океанические воды предложено выделить в самостоятельный океан — Южный, северной границей которого является линия, соединяющая южные оконечности Африки, Австралии и Южной Америки.

Моря, заливы и проливы. Море — это часть океана, более или менее ограниченная берегами материков, островами и повышениями дна. От прилегающей части океана моря отличаются главным образом гидрологическим режимом (температурой, соленостью вод, системой течений и др.). Названия морей сохранились также за двумя крупнейшими озера­ми — Каспийским и Аральским, которые являются остатками древнего океана существовавшего на Земле в прежние геологические эпохи.

Составными частями Мирового океана являются также заливы и проливы.

Залив — это часть океана или моря, вдающаяся в сушу.

Пролив — относительно узкое водное пространство между материками, островами или между материками и островами, соединяющее смежные океаны или моря.

В зависимости от расположения и особенностей гидрологического режима моря подразделяются на три основных группы: внутренние, ок­раинные и межостровные.

Внутренние моря окружены со всех сторон сушей и сообщаются с океанами или морем одним или несколькими сравнительно узкими про­ливами (Черное, Белое). Гидрологический режим этих морей значительно отличается от режима прилегающей части океана или от смежного моря.

Окраинные моря неглубоко вдаются в сушу и отделены от океана по­луостровами или грядами островов (например, Охотское море). Гидроло­гический режим окраинных морей в меньшей степени отличается от ре­жима прилегающей части океана, чем режим внутренних.

Межостровные моря расположены в более или менее тесном кольце островов (например, моря Яванское, Целебес, Банда, Сулу и др.).

Существует, кроме того, подразделение морей и по другим призна­кам. Например, по гидрологическому режиму — наличие или отсутствие приливов, льдов, малая или большая соленость вод и т. д.; в зависимости от глубин делят моря на мелководные и глубоководные.

 

Рельеф дна Мирового океана

Выше уровня океана лежит только 29% суши. На суше преобладают высоты менее 1000 м. Они занимают 75% ее по­верхности или 21,4% поверхности всей Земли. В океане преобладают глу­бины от 3000 до 6000 м. Они занимают 75% поверхности Мирового океа­на или 53,7% поверхности всей Земли. Средняя высота суши равна 875 м, в то время как средняя глубина океана составляет 3794 м. Расстояние по вертикали между высочайшей горной вершиной суши — Эверест (8882 м) и дном самой глубокой впа­дины Мирового океана — Марианской (11 022 м) составляет 1 : 320 сред­него радиуса земного шара. Невелика и средняя толща вод Мирового океана. Средняя глубина лишь 1 : 1600 радиуса земного шара.

 

Форма рельефа дна Мирового океана. На гипсографической кривой видно, что дно Мирового океана по глубинам подразделяется на четыре основные характерные ступени: материковую отмель, материковый склон, ложе океана и глубоководные впадины.

Материковая отмель, или шельф — прибрежная часть дна Мирового океана; имеет глубины от 0 до 200 м. Она является подводным продол­жением материков и отличается очень малым уклоном дна (часто меньше 1°). Материковая отмель занимает 8% площади Мирового океана, ее ши­рина различна: от нескольких километров до нескольких сотен. Наи­большая ширина шельфа 1200 — 1300 км достигает в Северном Ледовитом океане, где многие окраинные моря полностью расположены в его зоне. Шельфовыми морями являются Белое, Балтийское, Азовское и др.

Рельеф материковой отмели тесно связан с рельефом прилегающей суши. У высоких гористых берегов материковая отмель обычно узкая, с удалением от берега глубины быстро увеличиваются, а у низких равнин­ных побережий она далеко распространяется море и глубины увеличива­ются медленно. На материковой отмели часто встречаются банки, ложби­ны и желоба. Также часто здесь можно проследить подводные долины, являющиеся продолжениями речных долин. На формирование рельефа материковой отмели большое влияние оказывают морские волны и тече­ния.

Материковый склон. Материковая отмель постепенно переходит в материковый склон, отличающийся большими уклонами дна, который в среднем составляет 4°, а в некоторых местах достигает 10 — 15° и даже 45°. Материковый склон располагается между изобатами 200 — 2500 м (2430 м — средний уровень земной коры). На долю материкового склона приходится 11 % поверхности дна Мирового океана. Ширина зоны мате­рикового склона иногда занимает сотни километров, а иногда всего не­сколько километров. Материковый склон, как правило, имеет весьма сложный рельеф: очень крутые уступы и относительно пологие ступени, горные хребты, возвышенности, глубинные узкие длинные каньоны и котловины. Многие из каньонов начинаются у самого берега на глубине 10 — 15 м и заканчиваются на глубине более 1000 м. Их крутые стены бы­вают врезаны в дно на 200 м и более.

Ложе океана. За материковым склоном располагается ложе океана (глубины более 2500 м), которое занимает 78% площади Мирового океа­на. Ложе океана также имеет очень разнообразный рельеф: обширные равнины, горные хребты, отдельные горы, плато, котловины, впадины и др. Для ложа океана характерны некоторые формы рельефа, имеющие планетарные масштабы. Например, в срединных частях всех четырех океанов располагаются колоссальные горные хребты, не имеющие себе равных на поверхности суши.

Глубоководные впадины — очень длинные углубления, вытянутые вдоль гористых побережий или окаймляющие с внешней стороны ост­ровные дуги. Их глубина превышает 6000 м, они занимают около 3% площади Мирового океана. Ширина таких впадин не больше 20.—70 км, ширина по дну всего 1—8 км. Глубоководных впадин в Мировом океане в настоящее время насчитывается около 30; они в основном сосредоточены в океаническом полушарии, большую часть которого занимает Тихий океан. В табл. 14 перечислены наиболее глубоководные впадины в Тихом, Атлантическом и Индийском океанах. По данным последних промеров США ранее считалась глубина 9218 м.

Краткая характеристика рельефа дна Океанов и морей. Рельеф дна океанов и морей так же, как и рельеф суши, формировался на протяже­нии всей геологической истории Земли под влиянием вертикальных и го­ризонтальных перемещений земной коры, ее поднятий в одном месте и опусканий — в другом, а также под влиянием вулканической деятельно­сти и землетрясений.

Как показали многочисленные измерения глубин, рельеф дна по своему характеру имеет много общих черт с рельефом суши. Для рельефа дна океанов и морей характерны горные хребты и отдельные возвышен­ности, высокие с крутыми склонами плосковершинные плато, остроко­нечные пики и обширные плоскогорья, огромные котловины, узкие и вытянутые долины, ущелья и глубокие впадины. При этом глубина впа­дин океана значительно превышает высоту самых высоких гор на суше.

Рельеф дна океанов и морей подвержен постоянному изменению. Волнения и течения размывают возвышенности и разрушают берега, сглаживая их очертания и перенося камни, песок в другие места побере­жья и в пониженные места океана, постепенно заполняя их. Вместе с тем под влиянием вулканических подводных извержений, землетрясений и других тектонических процессов на дне океанов и морей создаются новые формы рельефа в виде конусообразных поднятий или глубоких впадин, разломов, желобов, каньонов.

 Грунты дна Мирового океана

Разновидность и характер грунтов. Дно океанов и морей почти пол­ностью покрыто отложениями, но в некоторых местах поверхностный слой дна (грунт) представляет собой коренные породы на крутых склонах в местах сильных придонных течений.

Частицы, из которых состоят грунты дна, имеют различное про­исхождение. Одни из них образовались в результате разрушения горных пород и принесены с суши, другие — в результате биологических, хими­ческих ,и вулканических процессов, протекающих на дне и в водах океа­нов и морей. Грунты различаются по происхождению, крупности частиц, минералогическому составу и по другим признакам. Как и на суше, они могут представлять собой различные горные породы: глину, песчаник и др. Частицы, составляющие морские отложения, по своему происхожде­нию делятся на следующие группы: терригенные, органогенные (или био­генные), хемо-генные и глубоководные.

Терригенные отложения - продукты разрушения берегов, под­верженных действию морских волн, и материал, выносимый реками в море. К терригенным отложениям относятся глыбы, валуны, галька, гра­вий, песок и илы материкового происхождения — красный, зеленый, си­ний и др. К ним относятся также продукты подводных и надводных вул­канических извержений, которые имеют темно-серый, бурый, иногда черный цвет. Нередко встречаются и крупные включения в виде облом­ков пород — куски пемзы и другой расплавленный вулканический мате­риал округлой и неправильной формы различных размеров.

Органогенные, или биогенные отложения состоят из остатков расти­тельных и животных организмов: скелетов, оболочек и раковин, уцелев­ших от растворения и разложения при падении на дно. В образовании этой категории частиц основную роль играют организмы, живущие в толще воды, и, прежде всего, микроорганизмы— животный и раститель­ный планктон.

К органогенным отложениям относятся: створки ракушек, ра­кушечный песок, коралловые известняки, коралловый гравий, песок, ил. В основном же биогенные отложения представляют собой органические илы, имеющие различное название в зависимости от рода органического остатка, преобладающего в донном отложении. К ним относятся глобиге- риновый (известковый), диатомовый (кремнистый) и радиоляриевый (кремнистый) илы.

Хемогенные отложения состоят из частиц химического проис­хождения, выпавшие из морской воды при изменении ее солевого и газо­вого состава, или образовавшихся при химических процессах в органиче­ских и минеральных отложениях, К ним относятся например, самосадоч­ные солевые отложения в таких заливах, как Кара-Богаз-Гол на Каспий­ском море и Сиваш — на Азовском.

Другие хемогенные отложения чаще всего встречаются не самостоя­тельно, а в виде примесей в терригенных и биогенных отложениях и на­зываются конкрециями. Наиболее распространены из них железомарган­цевые. Часто на дне океанов и морей железо-марганцевые конкреции встречаются в таких больших количествах, что образуют особый вид грунта - изгарь.

В группу глубоководных отложений входит один-тин глубоководных осадков — красная глина, представляющая собой глинистый ил шоколад­но-бурого, иногда кирпично-красного цвета. Состоит в основном из час­тиц вулканического происхождения диаметром меньше 0,001 мм с не­большой примесью кремнистых скелетиков радиолярий. Одним из спе­цифических компонентов состава красной глины является космическая пыль, часто встречающаяся в виде мелких шариков метеоритного железа.

В вертикальном разрезе морские отложения обладают неоднородно­стью строения, они состоят из отдельных слоев, отличающихся один от другого по механическому или вещественному составу.

Знание характера, свойства и распределения грунтов на дне моря имеет практическое значение. В частности, характер грунта определяет надежность держания якорей.

 

Классификация грунтов.

Общая классификация грунтов дна Мирово­го океана, принятая на морских навигационных картах, основана на их разделении по механическому составу.

Глыбы — отдельные обломки горных пород размером более 1000 мм.

Валуны — скатанные обломки горных пород размером от 100 до 1000 мм.

Галька и щебень — обломки горных пород размером от 10 до 100 мм;

галька — скатанная, щебень — неокатанный, углова­тый.

Гравий и хрящ — мелкие обломки горных пород размером от 1 до 10 мм.

Глыбы, валуны, галька, щебень, гравий и хрящ могут покрывать дно це­ликом, но могут находиться на поверхности дна в виде примеси к песча­ным и илистым грунтам, на фоне которых и изображаются на карте.

Крупный песок — отдельно зернистый грунт из обломков горных по­род, кораллов, ракушек размером от 0,5 до 1 мм.

Песок — отдельно зернистый грунт; песчинки имеют размер меньше 0,5 мм, хорошо различимы глазом.

Пылеватый, тонкий песок — самый мелкий из всех сыпучих отложе­ний, его песчинки простым глазом почти не различимы.

Илистый песок — переходный тип грунта от сыпучих (зернистых) к связным. Он имеет вид песка, но содержит от 5 до 10% мелких глинистых частиц диаметром менее 0,01 мм, которые легко обнаружить при взмучивании.

Песчанистый ил — илистый грунт с заметной примесью частиц пес­ка, которые обнаруживаются на ощупь; вязкость грунта незначительна.

Ил — вязкий, но не особенно плотный грунт; частицы песка на ощупь обнаружить нельзя.

Глинистый ил — очень вязкий грунт, плотный, липкий, на ощупь

маслянистый.

Глина — плотная вязкая горная порода. Часто обнаруживается там, где дно не покрыто современными отложениями. Нередко бывает на дне под тонким слоем песка или илистого песка.

Ракушка — грунт, состоящий преимущественно или целиком из ра­ковин моллюсков, в таком случае он дается на карте без фона. Если на карте ракушка дана на фоне другого грунта, то это значит, что в данном грунте она встречается как примесь.

Конкреции (изгарь) — желваки из окиси железа и марганца, напоми­нающие куски ржавчины, большей частью пра­вильной округлой формы; часто — ободки на кам­нях, ракушках и других предметах.

 

Распределение грунтов дна в Мировом океане. Отложение частиц грунтов материкового происхождения (терригенных) происходит, естест­венно, от берега в направлении к открытому морю. Переносятся они волнами, течениями, плавучими льдами, ветром. В связи с тем, что в прибрежной зоне осаждение происходит и быстрее и в больших количе­ствах, мощность отложений у берегов наибольшая. Обычно вблизи бере­га, сложенного твердыми породами, располагаются валуны и галька, дальше гравий, затем крупный, а потом все более и более мелкий песок с примесью ила; еще дальше от берега отлагается ил с примесью песка и, наконец, ил и глинистый ил.

В зависимости от особенностей рельефа дна, характера волнения и течений последовательность залегания терригенных отложений может значительно изменяться. Например, ил иногда отлагается в непосредст­венной близости от берегов (в бухтах), а отложения песка встречаются вдали от берегов и на больших глубинах.

Терригенные грунты занимают материковую отмель и часть матери­кового склона на площади около 25% поверхности дна Мирового океана. В терригенных грунтах обычно 80 — 90% составляют минеральные части­цы. 10 — 20% — органические.

Органогенные отложения преобладают в составе грунтов на больших глубинах. Они обычно на 80 — 60% состоят из органических частиц и на 20 — 40% —из минеральных.

Глобигериновый ил находится на глубинах 700 — 5400 м, преимуще­ственно в Атлантическом океане, в восточной части Тихого океана (к югу от экватора) и в западной части Индийского. Покрывает около 36% пло­щади Мирового океана.

Радиоляриевый ил встречается на очень больших глубинах от 4300 до 8200 м в тропических широтах Тихого и Индийского океанов. В Ат­лантическом океане его нет. Занимает около 3% площади дна Мирового океана.

Диатомовый ил распространен в умеренных и полярных широтах, покрывает 7% площади дна Мирового океана.

Хемогенные отложения встречаются от прибрежных районов до глу­боководной части дна Мирового океана. Солевые отложения в заливах встречаются часто, в большинстве случаев они имеют важное промыш­ленное значение как источники минерального сырья. Железомарганцевые конкреции покрывают обширные площади дна Балтийского, Черного и других морей, а также в ряде районов ложа Тихого, Атлантического и Индийского океанов.

Глубоководные отложения (красная глина) выстилают наиболее глу­бокие части ложа океана, распространены во всех океанах на глубинах более 4000 - 5000 м; занимают около 30% площади дна Мирового океана.

Морская вода и ее состав

Состав морской воды. Морская вода представляет собой слабый рас­твор (по весу не более 4%) различных веществ, главным образом различ­ных солей. В ней имеются также серебро, золото, кобальт, никель, олово и многие другие элементы, но в очень малых количествах па единицу ве­са. Несмотря на микроскопическую концентрацию перечисленных ве­ществ, общее количество, например золота, в водах Мирового океана со­держится 10 млн. т. В морской воде растворено также некоторое количе­ство органических веществ.

В морской воде особенно много растворено хлористого натрия (по­варенной соли), придающего ей соленый вкус, и хлористого магния, при­дающего горький вкус. Химический состав главнейших растворенных в морской воде веществ (солей) представлен в табл. 15.

Таблица 15

Составные части (соли)	Количество, г на 1 кг воды	В процентах к обще­му количеству солей
Хлористый натрий (№0) ............	27,2	77,8 Хлористые
Хлористый магний (М§С12)	3,8	10,9
Сернокислый магний (М§804 )	1,7	4,7 Сульфаты
Сернокислый кальций (Са804 )	1,2	3,6 Сульфаты
Сернокислый калий (К2804 )	0 9	2,5 Сульфаты
Углекислый кальций (СаСОЗ) Бромистый магний (М§Вг2)	0,1	0,3 карбонаты
Соединения азота,        фосфора, кремния и органические вещества	0,1	0,2
Итого	35,0	100,0

Морская вода — ионизированный раствор различных солей, поэтому она обладает хорошей электропроводностью.

Общая концентрация раствора зависит от притока пресных вод, ат­мосферных осадков, испарения, образования и таяния льда. Концентра­ция раствора при этом может изменяться в очень широких пределах (от 0 до 4%). Изменение содержания раствора, а следовательно, и соотношения между растворенными в воде веществами зависит от фотосинтеза расте­ний и жизнедеятельности морских организмов и бактерий, а также от распада донных отложений. Эти процессы могут значительно (в несколь­ко раз) изменять содержание в воде фосфатов, нитратов, нитритов, солей аммония и других микроэлементов, но они не изменяют соотношения между главными компонентами солевой массы морской воды.

Как показали многочисленные исследования состава солевой массы морской воды, процентное соотношение между основными солями оста­ется практически постоянным.

Соленость, удельный вес и плотность морской воды. Соленость. Од­ной из характеристик морской воды является ее соленость 8, которая вы­ражает концентрацию растворенных в воде солей. Под соленостью пони­мают общий вес солей в граммах, растворенных в 1000 г (1 кг) морской воды. Определяется соленость в долях на 1000 частей, т. е. в десятых до­лях процента, или, как принято называть, в промилле (%₀). Так, напри­мер, если соленость океанской воды равна 35%₀, то это значит, что в 1000 г этой воды содержится 35 г солей.

Удельный вес. В океанографии удельным весом морской воды назы­вается отношение веса единицы объема морской воды при температуре 0° к весу единицы объема дистиллированной воды при температуре 4°С, т. е. при температуре ее наибольшей плотности. Эта величина обознача

. Удельный вес морской воды зависит от ее солености.

Плотность. Плотность морской воды зависит от ее температуры и солености. Плотностью морской воды в океанографии принято называть отношение веса единицы объема воды при данной температуре / к весу такой же единицы дистиллированной воды при температуре 4°. Обознача­Т

ется символом

4⁰

Так как плотность и удельный вес морской воды почти всегда боль­ше единицы, то для сокращения их записи в океанографических таблицах единицу отбрасывают, а запятую переносят на три знака вправо. Полу­ченное таким образом число называется условной плотностью Щ и услов­ным удельным весом р_г

Например, при 8-4 = 1,02673 условная плотность = 26,73.

Зависимость плотности и удельного веса от солености и температуры морской воды. Плотность морской воды зависит от ее солености и темпе­ратуры, а удельный вес только от солености. При температуре воды 0° удельный вес численно равен плотности. В зависимости от температуры и солености вес единицы объема морской воды может заметно отличаться (быть значительно больше), чем вес такого же объема пресной (дистил­лированной) воды. Например, если плотность морской воды при солено­сти 35 %₀ .и температуре 0° составляет 1,028126, то это значит, что 1 м³ такой воды весит на 28 кг 126 г больше, чем дистиллированная вода в том же объеме.

Плотность и удельный вес морской воды с повышением солености всегда увеличиваются. Зависимость плотности от температуры более сложная. Плотность пресной воды, как известно, имеет наибольшее зна чение (равное единице) при 4°. С повышением температуры она умень­шается, уменьшается также и при понижении температуры от 4° до тем­пературы замерзания, т. е. до 0°. Плотность морской воды, соленость ко­торой меньше 24,695% о, зависит от температуры так же, как и плотность пресной воды. Она уменьшается с повышением температуры от значения температуры наибольшей плотности.

Как видно из данных табл. 16, при солености морской воды, равной 24,695%о, температура наибольшей плотности равна температуре замер­зания. Плотность морской воды, имеющей соленость больше 24,695 %₀, уменьшается с повышением температуры от точки замерзания и имеет наибольшую плотность при температуре ниже точки замерзания.

Таблица 16

Соленость воды	Температура наибольшей плотности	Температура замерзания	Наибольшая плотность	Плотность при температуре замерзания
0	3,95	0,00	1,00000	0,99987
5	2,93	0,27	1,00415	1,00396
10	1,86	- 0,53	1,00818	1,00800
15	0,77	- 0,80	1,01213	1,01203
20	-0,31	- 1,07	1,01607	1,01606
24,695	- 1,332	- 1,332	1,01985	1,019852
25	1,40	- 1,35	1,02010	1,02010
30	- 2,47	- 1,63	1,02415	1,02415
35	- 3,52	- 1,91	1,02822	1,02821
40	- 4,54	- 2,20	1,03232	1,03227

 

Изменения плотности морской воды (по данным Океанологических таблиц проф. И. И. Зубова), вызванные изменением температуры на 1°, колеблются для разных значений солености (от 0 до 40%о) в пределах от 0,00000 до 0,00035. Изменения плотности воды, обусловленные измене­ниями солености на 1%о, при разных температурах составляют от 0,00074 до 0,00082.

Вдали от берегов в открытых частях океанов и морей соленость вод вообще меняется в небольших размерах (обычно 2 — 3%о), а амплитуда годовых колебаний температуры воды, например, в средних широтах Ми­рового океана может быть значительной (до 20° и более). В тропиках и в полярных широтах (в Арктике и Антарктике), где амплитуда колебаний температуры воды в океане в течение года очень мала (2 — 4°), изменения плотности в поверхностном слое зависят главным образом от изменения солености морских вод.

Способы определения солености морской воды. Есть несколько спосо­бов определения солености морской воды. Химический способ заключа­ется в определении содержания хлора в пробе морской воды. Существует зависимость между соленостью и содержанием хлора, выведенная опыт­ным путем. Зная содержание хлора, можно затем по специальным Океа­нологическим таблицам определить общее количество солей, содержа­щихся в этой воде, т. е. ее соленость.

Другой самый распространенный из способов, широко исполь­зуемый на морских гидрометеорологических станциях, — это определение солености морской воды путем определения ее удельного веса с помощью ареометра.

Ареометр (рис. 74) представляет собой стеклянный цилиндрический поплавок 1 с тонкой вытянутой трубкой — шейкой 2. В шейке помещена бумажная шкала 4. Для того чтобы ареометр при погружении в воду стоял вертикально, нижняя его часть, имеющая форму каплевидного или шарообразного резервуара 3, гружена дробью или ртутью.

По глубине погружения (осадки) ареометра в жидкость, отсчитанной по шкале, определяется ее удельный вес (плотность). Счет делений на шкале идет сверху вниз, так как чем меньше удельный вес жидкости, тем арео­метр больше погружается. Зная удельный вес морской воды, приведен­ный к температуре 17,5° по Океанологическим таблицам, можно опреде­лить и соленость данной пробы морской воды.­

Измерение удельного веса морской воды (ареометром)

Распределение солености и плотности воды на поверхности и на глуби­нах океанов и морей. Соленость вод океанов и морей неодинакова как на поверхности, так и на глубинах. Она не остается постоянной и в каждом данном месте Мирового океана. Величина изменения зависит от стока речных вод, количества осадков, величины испарения, образования и таяния льдов, процессов перемешивания вод, конденсации водяных па­ров на морской поверхности и т. п.

Средняя соленость Мирового океана равна 35%о. В зависимости от факторов, повышающих или понижающих ее, она может колебаться в ту или другую сторону от средней величины. В открытых частях океанов со­леность изменяется в сравнительно небольших пределах (32 — 37,9 %₀), в морях значительно больше — от 8 (в Балтийском море) до 42 %₀ (в Крас­ном море).

Общая закономерность солености поверхностных вод по широтам в океанах примерно одинакова. На рис. 75 показано среднее годовое рас­пределение по широтам солености вод Мирового океана. Вблизи эквато­ра (в экваториальной штилевой полосе) соленость колеблется в пределах от 34 до 35 %₀. Это обусловлено большим количеством выпадающих здесь осадков.

К северу и югу от штилевой экваториальной полосы (примерно от 35 до 10° с. ш. и от 35 до 10° ю. ш.) господствуют постоянные сухие ветры — пассаты, мало выпадает осадков, высокие температуры воздуха и вели­ко испарение (в год испаряется слой воды до 3 м). Здесь соленость по­вышенная и составляет от 36 до 37%о.

От пассатных широт к полюсам соленость убывает. В средних широ­тах количество

 

осадков больше, а температура ниже и нет устойчивых и сухих ветров, что обусловливает слабое испарение воды; соленость здесь составляет около 35%₀. Из полярных областей поступают плавучие льды в более низкие широты, таяние льдов вызывает опреснение вод в припо­лярных районах (в широтах 55 — 65°) и здесь отмечается соленость менее 34%₀ (второй минимум значений солености). В полярных широтах соле­ность несколько повышается — около 34,5 %₀ вследствие образования льда. Наибольшую соленость имеют воды Атлантического океана. Здесь к западу от Азорских островов располагается область самой высокой соле­ности открытой части Мирового океана, где она достигает 37,9 %₀. В Ти­хом и Индийском океанах максимальная соленость несколько меньше — 36,5 %₀

Соленость на поверхности морей может быть и больше, и меньше, чем в океанах. Соленость окраинных морей всегда меньше отличается от океанской, чем соленость внутренних. Внутренними морями с солено­стью больше океанской являются Средиземное и Красное. В западной части Средиземного моря соленость 37 — 38%о, а в восточной — 38—39%₀ и более. В Красном море самая большая соленость вод морей Мирового океана. На севере этого моря она достигает 42 %₀₎ а в южной — 37 %₀.

К морям с соленостью значительно меньше океанской относятся Балтийское, Азовское, Черное и др. В Балтийском море в центральной части соленость не превышает 8%₀, а в вершинах заливов понижается до 2 - 3%о. В средней части Азовского моря она колеблется от 10 до 12%о, в центральной части Черного моря — от 17 до 18%₀.

Среднегодовая солёность воды Мирового океана (в промилле)

 

 

Распределение солености вод по глубинам (по вертикали) в различ­ных широтных зонах океанов неодинаково. В высоких широтах, особенно в полярных районах, соленость с глубиной вначале быстро возрастает, а затем ее рост замедляется и с глубин порядка 400 — 500 м практически остается постоянной.

В низких и средних широтах характер вертикального распределения солености другой. В экваториальной штилевой зоне с глубиной она быстро увеличивается и достигает максимума на глубине около 100 м, а затем уменьшается, глуб­же 500 м изменения очень малы.

В субтропической зоне соленость уменьшается с глубиной до 1000 м, а глубже почти не изменяется.

В некоторых районах океанов и морей (в местах впадения рек, под­водных течений, интенсивного таяния льда) соленость воды может резко изменяться по глубине. В результате чего на различных глубинах образу­ются так называемые слои скачка солености.

Географическое распределение плотности воды в поверхностном слое Мирового океана зависит от распределения температуры (главным образом) и от солености. Наименьшая плотность отмечается в районах с высокой температурой и малой соленостью, наибольшая — в районах с низкой температурой и относительно высокой соленостью. Плотность во­ды в поверхностном слое в разных местах Мирового океана колеблется от 1,019 до 1,0275 (табл. 17).

Давление с глубиной возрастает практически пропорционально по­гружению (около 1 атм на каждые 10 м погружения). Таким образом, на больших глубинах океанов и морей господствуют огромные давления, по­рядка сотен атмосфер, а в глубоководных впадинах - до 1000 атм и бо­лее.

Это оказывает влияние на физические и химические свойства мор­ской воды и на биологическую жизнь в глубинах океана. Например, дав­ление увеличивает растворимость различных веществ в воде.

Учет солености и плотности морской воды. Соленость и состав мор­ской воды учитывается в вопросах судовождения, судостроения, морского гидротехнического строительства, эксплуатации флота, метеорологии,

Соленость оказывает большое влияние на плотность морской воды, от которой зависит осадка судов; при переходе больших судов из океан­ской воды в пресную и наоборот осадка их может изменяться до 0,3 м и более. Поэтому для правильной погрузки судов в портах и обеспечения безопасности судовождения необходимо знать величину солености и плотности в порту погрузки и на переходе в море до порта назначения, а также правильно их учитывать.

Соленость имеет большое значение для определения правильного технического использования морской воды на флоте (питание котлов, опреснительных установок и пр.). От нее зависит интенсивность замерза­ния морской воды и развитие ледовых явлений на море, что очень важно учитывать в навигации.

Как показывают наблюдения, соленость и плотность воды в мор­ских портах часто могут изменяться в больших пределах и быть значи­тельно ниже, чем в водах открытого моря. Использование полной грузо­подъемности судна не в малой степени зависит от правильного и точного учета солености и плотности воды при его погрузке в порту.