Strömmar som uppstår från sydvästvinden orsakar en betydande våg av vatten i Taganrogbukten. Efter att vinden upphör etableras under en tid starka kompenserande strömmar med hastigheter upp till 1,5 knop eller mer i viken. (Azovhavets läge)
På alla tidvattenkartor, atlaser och tabeller över tidvattenströmmar är periodiska tidvattenströmmar speciellt markerade eller direkt visade. I praktiken är tidvattenströmmar den enda typen av periodiska rörelser av vatten, vars natur är känd, och dess beräkning och prognos orsakar inga svårigheter.
Men som regel, trots den exakta indikeringen av tidvattenströmmens hastighet och riktning på en karta eller i en tabell, sammanfaller inte alltid värdena för dessa kvantiteter med de verkliga. Faktum är att tidvattenströmmar beräknas genom att filtrera och exkludera den icke-periodiska komponenten, men den senare kan vara tiotals gånger högre än hastigheten på den periodiska strömmen och ändra dess riktning till och med motsatsen. Det utesluts från beräkningen endast för att värdet på denna komponent är svårt att beräkna i förväg.
Den främsta orsaken till förekomsten av icke-periodiska strömmar är vind. Alla förändringar i vindhastighet och riktning vid varje punkt av havet, rumslig och tidsmässig heterogenitet av vindfältet över vattenområdet reflekteras omedelbart i strömfältet i hela bassängen. Därför är vindströmmar de svåraste att beräkna.
I kapitlet "Icke-periodiska havsnivåfluktuationer" uppehöll vi oss lite vid Ekmans teori om drivströmmar. 1905, när han löste problemet med vindströmmar i öppet hav, gjorde Ekman ett antal viktiga antaganden. Han accepterade att: a) vatten är inkompressibelt, dess densitet är konstant; b) våg och våg, inget vatten förekommer och havsytan är horisontell; c) havets djup är oändligt stort. Efter att ha löst de inledande ekvationerna för vattenrörelser, kom Ekman till de slutsatser vi redan har diskuterat angående vindströmmar, som i allmänhet stämmer väl överens med data från många observationer i det öppna havet.
Men nära kusten, det vill säga där navigeringen är som svårast, är de grundläggande antagandena i Ekmans teori inte uppfyllda, det vill säga denna teori är inte tillämplig på fenomen som inträffar i havets kustzon. Den idealbild som målats upp av matematikern börjar förändras.
Som ett resultat av överföringen av vatten till kusten stiger havsnivån (eller sjunker när vatten rinner ut). Detta skapar en lutning av den plana ytan, vilket orsakar ett flöde som kallas gradient. Av teorin om drivströmmar följer att vattenflödets riktning i förhållande till vindens riktning starkt beror på vattnets djup på den platsen. På ett tillräckligt stort djup nära stranden uppstår en våg eller våg, och därför en gradientström, endast om vinden blåser i en viss vinkel mot stranden, eftersom det totala flödet i en drivström i djuphavet riktas mot rätt i förhållande till vinden (se fig. 1). Uppenbarligen, under förhållanden med stort djup, inträffar inte våg eller avdrift nära stranden om vinden blåser vinkelrätt mot kustlinjen. Omvänt når vågen sitt maximala värde när vinden blåser längs kusten som ligger till höger (när man tittar i vindens riktning).
I enlighet med detta ändras även gradientflödets hastighet. Denna ström i kustzonen täcker hela vattentjockleken från ytan till botten, överlagrad på drivströmmen. Som ett resultat uppstår den så kallade totala kustströmmen, vars hastighet bestäms som den geometriska summan av gradient- och vindströmmarnas hastigheter.
Nära den djupa branta stranden finns ett strömmönster som visas i fig. 3. I ett vattenskikt med tjocklek D utvecklas en ytström, som är summan av strömmar: en vindström som varierar med djupet och en konstant gradient. Under djupet D är drivströmmens hastighet praktiskt taget noll, och upp till djupet D bestäms flödena av djupströmmen endast av nivågradienten: här observeras en ren gradientström riktad längs kusten.
I bottenskiktet från djup D" till botten börjar strömhastigheten att minska, och flödet avviker till vänster från riktningen för den allmänna vattenöverföringen. I detta fall har bottentopografin en betydande effekt på vattenhastigheten På grund av friktionen mellan botten och vattnet bromsas dess flöde.
Under naturliga förhållanden finns det som regel ingen väggformad strand, särskilt en med stort djup i närheten. Därför är den verkliga bilden av vindströmmar nära kusten, enligt observationer från oceanologer, annorlunda.
Ris. 3.
1 -- ytström; 2 - djupström; 3 -- bottenström
För det första förblir vindströmmens avvikelsevinkel från vindriktningen inte konstant, utan beror på havets djup och vindens styrka. Med minskande djup (vid konstant vindkraft) minskar vinkeln a för avvikelsen av strömriktningen från vindens riktning, strömriktningen närmar sig vindens riktning. Vid konstant havsdjup minskar vinkeln a med ökande vindstyrka.
Ris. 4.
Ris. 5. Förändring i vinkeln a för avvikelsen av ytströmmarnas riktning (a) och vindkoefficienten K (b) beroende på vindens riktning i förhållande till kusten och avståndet från den (djupzon)
För det andra ökar strömhastigheten vid samma vindstyrka med minskande vattendjup på en given plats. För att underlätta praktiska beräkningar introducerade oceanologer begreppet vindkoefficient K, som är förhållandet mellan hastigheten v t för ytströmmen och vindens hastighet v vind som orsakade den. Ovanstående observationer visade att värdena för K och a också starkt beror på vindens azimut, det vill säga vilken riktning vinden har i förhållande till kustlinjen, om den räknas medurs från normalen till kusten (sett från havet) , och om stranden är djup eller grunt i området. Redan på 35 - 40 m djup kan havet anses djupt, på grundare djup är det grunt.
I fig. 4 och 5 ger värdena för vinkeln a för avvikelsen av riktningen för ytströmmar från vindriktningen och vindkoefficienten K vid olika vindazimut för grundvattenzonen respektive den djupa stranden. Det är intressant att med vindar som blåser längs kusten eller i en riktning nära den, når vindkoefficienten sina maximala värden. Den motsatta bilden observeras med vindar som blåser normalt mot stranden eller från stranden. I det här fallet har vindkoefficienten minimala värden. Studier har visat att bredden på kustens påverkanszon på vindströmmar i sällsynta fall överstiger 35 miles. Det bör noteras att vid beräkning av värdena för vindkoefficienten som visas i fig. 4, 5 uttrycks vindhastigheten i meter per sekund och den aktuella hastigheten i centimeter per sekund.
De presenterade resultaten erhölls huvudsakligen för vindar med medelstyrka (4 - 7 poäng), men det visade sig att värdena på vindkoefficienten är praktiskt taget oberoende av vindstyrkan, och vinkeln a minskar endast något med ökande vind. Följaktligen kan dessa grafer användas vid vilken vindhastighet som helst - även stormhastigheter. Endast med mycket svaga vindar (1 - 2 poäng) kan man förvänta sig något fel vid bestämning av värdena för K och a från graferna, men med sådana vindar är strömmarna inte av praktiskt intresse på grund av deras låga hastigheter.
Ändringarna i värdena för vindkoefficienten K och vinkeln a för olika varaktigheter av vindpåverkan förtjänar mer uppmärksamhet. Många observationer av utvecklingen av strömmar i havets kustzon ledde till slutsatsen att i grundvattenområden är tiden för att fastställa hastighet mycket längre än i djupvattenområden: det tidsintervall som krävs för full utveckling av strömhastigheten i djupvattenzonen är 3-4 timmar, medan det i grunt vatten når 16-18 timmar. I fig. 6-koefficienten T karakteriserar förhållandet mellan den momentana flödeshastigheten och den konstanta flödeshastigheten. Överraskande nog beror tiden det tar för den aktuella hastigheten att nå sitt maximala värde inte på vindhastigheten.
Ris. 6.
Ris. 7.
och våg „ - hastigheten för vågutbredning; v -- hastighet för bärbar rörelse
Data i fig. 4 - 6, värdena för K, a, T erhölls för Östersjön, därför måste de, i förhållande till andra havsbassänger, användas med viss försiktighet, men de allmänna mönstren för fenomenet är karakteristiska för alla grunda hav. Dessa mönster kan formuleras enligt följande: på ytan riktas vattenflöden längs vinden och bestäms av själva vindströmmen, och i bottenskiktet - mot vinden och bestäms av gradientströmmen. För den djupa stranden skapas den huvudsakliga vågen eller vågen av vinden som blåser längs kusten. För en grund kustlinje skapar vinden som blåser parallellt med kustlinjen inte en jämn lutning och gradientströmmar. Den maximala vågen och gradientströmmarna som orsakas av den observeras när vinden blåser vinkelrätt mot kusten.
En viss del av den totala kustströmmen bidrar också av vågflödet - den bärbara rörelsen av vattenmassan i ytskiktet orsakad av vindvågor. Vågflödet riktas längs vindvågornas utbredningsriktning. Orsaken till dess förekomst är den slingliknande karaktären hos vattenpartiklarnas banor i en riktig vindvåg (fig. 7). Transporthastigheten för vatten är densamma för alla partiklar som ligger på samma djup; det beror på vågornas höjd och period och avtar mycket snabbt med ökande djup. Därför är strömmar i ytskikten av vatten nära kusten en komplex sammansättning av många faktorer.
Avlastningen av kustzonen, förekomsten av öar och sänkor är av ingen liten betydelse. Således fick sjömän mer än en gång ta itu med en, vid första anblicken, överraskande faktor. När vinden blåser från havet nära öarna sjunker vattennivån inte bara på läsidan utan även på lovartsidan. Detta till synes paradoxala fenomen förklaras helt enkelt: vinden driver allt vatten från havsområdet där dessa öar ligger till andra lovartade stränder, det vill säga vattnet omfördelas inte bara nära öarna i fråga utan genom hela hela reservoaren.
Det är tydligt att när man seglar nära öar är det mycket viktigt att känna till strömmarnas riktningar och hastigheter. I grunda områden, med den allmänna transporten av vatten med vinden, flyter öarna runt från alla håll, som ett vanligt hinder. Hastigheterna och riktningarna för vattenflöden nära öns strand beror på havets djup, öns storlek och konfiguration och dess läge i förhållande till flödet. Förändringar i strömmar sker direkt nära ön.
I stormigt väder riskerar navigatörer inte att segla nära öar på grunt vatten. Att segla i havet, där stora öar kan fungera som naturligt skydd mot stormvågor, är en annan sak. På läsidan av ön kan du verkligen skydda dig från en stark storm.
Men det måste tas med i beräkningen att de oceanografiska observationer som utförts indikerar förekomsten av en sluten anomal cirkulation runt de oceaniska öarna. Till exempel är riktningen för strömmar runt öarna Taiwan, Island och Kurilöarna motsatt riktningen för den allmänna cirkulationen av vatten i det angränsande området av havet. En av anledningarna som leder till förekomsten av en sådan onormal cirkulation är vindfältets virvling över ett stort oceaniskt område. I de flesta fall är den onormala cirkulationen av strömmar runt en ö på norra halvklotet riktad medurs, d.v.s. den är anticyklonisk till sin natur, medan den allmänna cirkulationen i havsområdet som inkluderar ön är riktad moturs.
Vindfältets virvel och heterogenitet i rymden och förändringar i vindens intensitet och riktning beroende på årstider leder till uppkomsten i vissa områden av havet av lokala cirkulationsformationer som skiljer sig i riktning från strömmar genomgående havet. Dessa är de strömmar som bildas som ett resultat av påverkan av vindar och monsunvindar. Tiden för deras verkan och flödenas riktning bestäms av vindens period och hastighet. Samma periodiska vindar kan orsaka mer intressanta fenomen.
Ett exempel är den anomala cirkulationen i den sydöstra delen av Svarta havet. Ytströmmar i Svarta havet, som i alla hav på norra halvklotet, är oftast riktade moturs och, som pressar mot stränderna, täcker en kustzon som är cirka 20 miles bred. Den främsta orsaken till förekomsten av sådana strömmar är vindsystemet över havet och det intensiva flödet av flodvatten.
I den sydöstra delen av Svarta havet upptäcktes 1937 en cirkulär ström i motsatt riktning, det vill säga medurs. Dess centrum ligger cirka 40-50 miles från Batumi, och det är i nära kontakt med kustströmmen. En detaljerad studie av det visade att flödet har intressanta egenskaper. Först och främst är detta ett system av strömmar där temperaturen på ytskiktet av vatten på sommaren är mycket högre och det mellanliggande lagret är lägre än den genomsnittliga vattentemperaturen längs sektionen från Batumi till Jalta. Salthalten i vattnet här är under genomsnittet.
Den intensifierade stormaktiviteten över Svarta havet bidrar å ena sidan till att stärka kustströmmen och å andra sidan orsakar en försvagning av strömmarna i den anticykloniska regionen. På vintern, under perioden med maximal intensitet av atmosfärisk aktivitet, orsakar nordostvindar en intensifiering av den cykloniska kustströmmen.
Om vatten med låga temperaturer och salthalt stiger till ytan kan anticykloncirkulationen försvinna, och en cykloncirkulation uppstår på denna plats. Därmed blir flödesriktningen här motsatt. Den anticykloniska regionen på sommaren uttrycks dock mycket skarpare i detta område (strömhastigheten når 1,5 knop) än den cykloniska regionen på vintern (strömhastigheten överstiger inte 0,4 knop).
Drivströmmar som uppstår i havet under påverkan av atmosfärisk cirkulation är ett extremt svårt fenomen att studera. En förändring i strömmönstret även i en mycket liten vattenförekomst sker under påverkan av vindfältets heterogenitet, olika djup, bankernas konfiguration, närvaron av öar och banker, etc., därför för forskning det är nödvändigt för att samtidigt utföra ett stort antal observationer vid olika punkter i bassängen. Sådan forskning kräver ett stort antal fartyg, instrument och människor.
Med tanke på dessa svårigheter med att utföra vetenskapliga observationer har oceanologer tagit vägen att använda matematiska modeller för att beräkna vindströmmar. Vattenflöden i havet beskrivs av ett system av hydrodynamiska ekvationer, som löses för ett stort antal noder i ett vanligt rutnät, "inskrivna" i havets geografiska kontur. Detta system låter dig ställa in och ta hänsyn till vindhastigheten vid varje punkt av havet, djup, flöden vid vätskegränser (i sund) och nivån vid fasta gränser (nära kusten).
Beräkningar utförs på moderna datorer med ett tidssteg på 5 - 10 minuter. Avståndet mellan intilliggande rutnätsnoder är flera kilometer, det vill säga det täcker tätt hela havsområdet. Detta gör det möjligt att exakt fånga förändringar i havsströmmar och vattennivåer nära stranden.
Komplexiteten i ekvationerna och det stora antalet specificerade initiala och gränsparametrar leder dock till att beräkningstiden är lång även på moderna höghastighetsdatorer med stora mängder minne. Det är 5-6 timmar för en vindsituation i till exempel en bassäng som Azovhavet. Det är tydligt att sådana beräkningsscheman inte används för aktuella prognosändamål. Dessutom ska beräkningen baseras på en vindprognos, som har ett eget fel. Därför används beräkningsscheman i stor utsträckning för att bestämma regimegenskaperna för strömmar: för detta används mer rimliga medelvärden för vindflödet som vindfält. Beräknade strömmönster publiceras i atlaser, referensböcker och hydrometeorologiska kartor.
Men låt oss återgå till kustcirkulationen. Som vi redan har konstaterat, som ett resultat av verkan av vind- och vågtransport, kan de resulterande strömmarna orsaka en ökning av vattennivån nära kusten. När vattennivån ökar börjar så kallade kompensationsströmmar utvecklas, riktade från stranden, vars hastighet ökar med stigande vattennivå. Dessa kompensatoriska strömmar är som en länk som stänger vattenmassornas rörelsecykel. I slutändan uppstår ett steady state där mängden vatten som strömmar till stranden är lika med mängden vatten som lämnar havet.
Kompensation för översvämningar i naturen kan ske på två sätt: i form av motströmmar och rivströmmar. Hypotetiskt kan en motström tänkas så här: en ytström som bildas av vind som blåser mot stranden skapar en vattenstigning nära kustlinjen. Tryckskillnaden till följd av denna vattennivåhöjning tvingar vattnet i bottenhorisonten att röra sig från stranden mot öppet hav.
Ris. 8.
a - nära naturliga hinder; b -- med flerriktade flöden
Under verkliga förhållanden i ett grunt hav förstås motströms inte som omvänt flöde i sin rena form, utan som den tendens till omvänd överföring av vattenpartiklar som skapas av nivåns lutning, dvs tryckskillnaden skapar ett hinder för framåtriktad rörelse av vatten under våg: den saktar ner och kan stanna helt. Om vi betraktar kustzonen som helhet, är denna idé ganska acceptabel, men i kustnära zonen kränks den av effekten av ripströmmar.
Ripströmmar är, till skillnad från kompensatoriska motströmmar, uttalade, snävt lokaliserade flöden som kan täcka hela vattenpelaren från ytan till botten. I naturen observeras de i form av smala jetstrålar, som bleknar när de rör sig bort från stranden.
Den främsta orsaken till förekomsten av rivströmmar är kustlinjens slingrande och ojämnheten i vattensvallningen längs kusten. I det här fallet skapas ett starkt flöde längs stranden under svallprocessen: vatten ackumuleras i ojämn bottentopografi, nära uddar och spottar, vilket är naturliga hinder för dess rörelse. I dessa zoner bildas en sektion med ökad nivå, och i det ögonblick då kraften som orsakas av skillnaden i nivåer nära kusten och i havet överstiger flödeskraften, uppstår en rivström (fig. 8, a). . Faktum är att i naturen observeras rivströmmar i de flesta fall vid utskjutande punkter på kusten. Samtidigt, nära grunda stränder, kan mönstret för förekomsten av motströmmar vara annorlunda: komplexiteten i topografin av undervattenskustsluttningen, även nära en strand med en regelbundet indragen kustlinje, leder till det faktum att riktningen för strömmar längs kusten är inte samma sak på intilliggande delar av kusten. Flerriktade flöden uppstår, som när de möts skapar rivströmmar (fig. 8.6).
Ripströmmar upptäcks relativt lätt av turbulens vid gränserna för deras kraftfulla jetstrålar, avbrott i raden av kustbrytare och skarpt synlig grumlighet i huvuddelen. På grunda djup fångar rivströmmar upp hela vattnets tjocklek från ytan till botten. På stora djup, som alla spillströmmar, passerar de in i ytskikten. De maximala hastigheterna för rivströmmar på ytan är cirka 1 meter per sekund.
Intensiteten av rivströmmen påverkas starkt av konkavitetsindikatorn för viken eller viken (förhållandet mellan dess längd och ingångssektionens bredd). Ju högre denna indikator är, desto större vindstyrka, vilket gör att rivströmsstrålen är kraftigare och därför tränger längre ner i havet.
På grund av sin lokalitet och höga hastigheter utgör dessa strömmar en allvarlig fara för sjöfarare i kustzonen. Ett fartyg som befinner sig i zonen med rivströmmar kan blåsas ur kurs, och när det rör sig längs kusten längs en sjöfartskanal kan det kastas ut på kanten. Dessa faktorer måste beaktas vid segling i områden som är farliga med tanke på förutsättningarna för bildandet av ripströmmar.
Och en annan fara utgörs av ripströmmar: i vissa områden observeras dessa strömmar i form av starka strålar av bottenströmmar, deras hastighet når 10 meter per sekund. Samtidigt jämnar bottenflödet ut ojämn terräng även i stark berggrund, och med tiden producerar det diken som sträcker sig från stranden i flera mil, orsakar brott i undervattenskroppen längs kustvallarna och förstör väggarna i sjöfartskanalerna. . Sådana plötsliga förändringar efter stormen i kustområdenas morfologi stör det etablerade mönstret för sedimentrörelser och leder till bildandet av stim och banker på de mest oväntade platserna.
Slutligen, i haven och oceanerna, förutom vindströmmar, kan det finnas strömmar som orsakas av processerna för vatteninträngning genom vatten-luft-gränssnittet. Dessa strömmar, som kallas ytströmmar, bestäms huvudsakligen av nederbörd, avdunstning och kondens. Den egna hastigheten för dessa strömmar överstiger som regel inte 1-2 centimeter per sekund, det vill säga det är inte ett hinder för simning, men sådana strömmar fungerar som en slags trigger för andra fenomen.
I synnerhet i lugnt väder bidrar dessa strömmar till intensiv blandning av vatten och bildandet av vattenmassor med olika densitet. Efter detta kommer den kraftigaste kraften av vattenrörelser i havet – kraften från densitetsgradienten – in i bilden och storskalig cirkulation uppstår som involverar stora och små vattenmassor.
När vattenmassan ökar eller minskar i en vattenmassa som är ansluten till ett annat smalt sund, uppstår starka strömmar i denna trånghet. Till exempel, under verkliga förhållanden för nederbörd och avdunstning i Azovhavet, på grund av förändringar i skillnaden i vattennivåer mellan Azovska och Svarta havet i Kerchsundet, kan strömmar uppstå med hastigheter på 20 - 30 centimeter per sekund , vilket utgör en fara för navigeringen. På senare tid har upp till 5 miljarder kubikmeter avdunstat årligen i Kara-Bogaz-Gol-bukten, och det kompenserande flödet av vatten i sundet med samma namn nådde en hastighet på 2,5 meter per sekund.
Följaktligen kan sådana processer inte uteslutas när man följer kusten nära de smala armarna av stora vikar och flodmynningar.
Ebb och flod, periodiska fluktuationer i vattennivåer (stiger och sjunker) i vattenområden på jorden, som orsakas av månens och solens gravitationsattraktion som verkar på den roterande jorden. Alla stora vattenområden, inklusive hav, hav och sjöar, utsätts för tidvatten i en eller annan grad, även om de i sjöar är små.
Den högsta vattennivån som observerats under en dag eller en halv dag under högvatten kallas högvatten, den lägsta nivån under lågvatten kallas lågvatten, och ögonblicket för att nå dessa maximinivåmärken kallas stående (eller stadium) av högvatten tidvatten respektive lågvatten. Genomsnittlig havsnivå är ett villkorligt värde, över vilket nivåmärkena är belägna vid högvatten och under vilket vid lågvatten. Detta är resultatet av ett genomsnitt av stora serier av brådskande observationer. Det genomsnittliga högvatten (eller lågvatten) är ett medelvärde som beräknas från en stor serie data om höga eller låga vattenstånd. Båda dessa mellannivåer är bundna till den lokala fotstången.
Vertikala fluktuationer i vattenståndet vid hög- och lågvatten är förknippade med horisontella rörelser av vattenmassor i förhållande till stranden. Dessa processer kompliceras av vindsvall, flodavrinning och andra faktorer. Horisontella rörelser av vattenmassor i kustzonen kallas tidvattenströmmar (eller tidvattenströmmar), medan vertikala fluktuationer i vattenstånden kallas ebb och flod. Alla fenomen förknippade med ebb och flod kännetecknas av periodicitet. Tidvattenströmmar vänder periodiskt om riktning, medan havsströmmar, som rör sig kontinuerligt och enkelriktat, drivs av atmosfärens allmänna cirkulation och täcker stora områden av öppet hav (se även HAVET).
Under övergångsintervall från högvatten till lågvatten och vice versa är det svårt att fastställa trenden för tidvattenströmmen. Vid denna tidpunkt (som inte alltid sammanfaller med hög- eller lågvatten) sägs vattnet "stagnera".
Hög- och lågvatten växlar cykliskt i enlighet med förändrade astronomiska, hydrologiska och meteorologiska förhållanden. Sekvensen av tidvattenfaser bestäms av två maxima och två minima i den dagliga cykeln.
Förklaring av tidvattenkrafternas uppkomst.
Även om solen spelar en betydande roll i tidvattenprocesser, är den avgörande faktorn i deras utveckling månens gravitationskraft. Graden av påverkan av tidvattenkrafter på varje vattenpartikel, oavsett dess placering på jordens yta, bestäms av Newtons universella gravitationslag. Denna lag säger att två materialpartiklar attraherar varandra med en kraft som är direkt proportionell mot produkten av massorna av båda partiklarna och omvänt proportionell mot kvadraten på avståndet mellan dem. Det är underförstått att ju större massa kropparna är, desto större kraft av ömsesidig attraktion som uppstår mellan dem (med samma täthet kommer en mindre kropp att skapa mindre attraktion än en större). Lagen innebär också att ju större avståndet är mellan två kroppar, desto mindre attraktion mellan dem. Eftersom denna kraft är omvänt proportionell mot kvadraten på avståndet mellan två kroppar, spelar avståndsfaktorn en mycket större roll för att bestämma tidvattenkraftens storlek än kropparnas massor.
Jordens gravitationsattraktion, som verkar på månen och håller den i omloppsbana nära jorden, är motsatt till jordens attraktionskraft från månen, som tenderar att flytta jorden mot månen och "lyfter" alla objekt som befinner sig på jorden i riktning mot månen. Punkten på jordens yta som ligger direkt under månen är bara 6 400 km från jordens centrum och i genomsnitt 386 063 km från månens centrum. Dessutom är jordens massa 81,3 gånger månens massa. Således, vid denna punkt på jordens yta, är jordens gravitation som verkar på alla föremål ungefär 300 tusen gånger större än månens gravitation. Det är en vanlig idé att vatten på jorden direkt under månen stiger i månens riktning, vilket gör att vatten rinner bort från andra platser på jordens yta, men eftersom månens gravitation är så liten jämfört med jordens, skulle det inte räcka för att lyfta så mycket vatten, enorm vikt.
Men haven, haven och stora sjöar på jorden, som är stora flytande kroppar, är fria att röra sig under påverkan av sidoförskjutningskrafter, och varje liten tendens att röra sig horisontellt sätter dem i rörelse. Allt vatten som inte är direkt under månen är föremål för verkan av komponenten av månens gravitationskraft riktad tangentiellt (tangentiellt) mot jordens yta, såväl som dess komponent riktad utåt, och är föremål för horisontell förskjutning i förhållande till det fasta materialet. jordskorpan. Som ett resultat rinner vatten från intilliggande områden av jordens yta mot en plats som ligger under månen. Den resulterande ansamlingen av vatten vid en punkt under månen bildar ett tidvatten där. Själva flodvågen i det öppna havet har en höjd på endast 30-60 cm, men den ökar avsevärt när den närmar sig kontinenternas eller öarnas stränder.
På grund av vattnets rörelse från närliggande områden mot en punkt under månen, uppstår motsvarande ebbar av vatten vid två andra punkter som avlägsnas från den på ett avstånd lika med en fjärdedel av jordens omkrets. Det är intressant att notera att minskningen av havsnivån vid dessa två punkter åtföljs av en höjning av havsnivån inte bara på den sida av jorden som är vänd mot månen, utan också på den motsatta sidan. Detta faktum förklaras också av Newtons lag. Två eller flera föremål som befinner sig på olika avstånd från samma tyngdpunktskälla och därför utsätts för tyngdaccelerationen av olika storlek, rör sig i förhållande till varandra, eftersom föremålet närmast tyngdpunkten är starkast attraherad av det. Vatten vid den sublunar punkten upplever en starkare dragning mot månen än jorden under den, men jorden har i sin tur en starkare dragning mot månen än vatten på motsatt sida av planeten. Således uppstår en flodvåg, som på den sida av jorden som är vänd mot månen kallas direkt, och på motsatt sida - omvänd. Den första av dem är bara 5% högre än den andra.
På grund av månens rotation i sin omloppsbana runt jorden passerar ungefär 12 timmar och 25 minuter mellan två på varandra följande högvatten eller två lågvatten på en given plats. Intervallet mellan klimaxen av på varandra följande hög- och lågvatten är ca. 6 timmar 12 minuter Perioden på 24 timmar 50 minuter mellan två på varandra följande tidvatten kallas tidvatten (eller måndag).
Tidvatten ojämlikheter.
Tidvattenprocesser är mycket komplexa och många faktorer måste beaktas för att förstå dem. I vilket fall som helst kommer huvudfunktionerna att bestämmas:
1) tidvattnets utvecklingsstadium i förhållande till månens gång;
2) tidvattenamplitud
3) typen av tidvattensvängningar eller formen på vattennivåkurvan. Många variationer i tidvattenkrafternas riktning och storlek ger upphov till skillnader i storleken på morgon- och kvällstidvatten i en given hamn, såväl som mellan samma tidvatten i olika hamnar. Dessa skillnader kallas tidvattenojämlikheter.
Halvdaglig effekt.
Vanligtvis inom en dag, på grund av den huvudsakliga tidvattenkraften - jordens rotation runt sin axel - bildas två kompletta tidvattencykler. Sett från ekliptikans nordpol är det uppenbart att månen roterar runt jorden i samma riktning som jorden roterar runt sin axel - moturs. Med varje efterföljande varv intar en given punkt på jordens yta återigen en position direkt under Månen något senare än under föregående varv. Av denna anledning försenas både ebb och flöde av tidvattnet med cirka 50 minuter varje dag. Detta värde kallas månfördröjning.
Halvmånaders ojämlikhet.
Denna huvudtyp av variation kännetecknas av en periodicitet på cirka 143/4 dagar, som är förknippad med månens rotation runt jorden och dess passage genom successiva faser, i synnerhet syzygier (nymånar och fullmånar), d.v.s. ögonblick då solen, jorden och månen ligger på samma räta linje. Hittills har vi bara berört månens tidvatteninflytande. Solens gravitationsfält påverkar också tidvattnet, men även om solens massa är mycket större än månens massa, är avståndet från jorden till solen så större än avståndet till månen att tidvattenkraften av solen är mindre än hälften av månen. Men när solen och månen är på samma räta linje, antingen på samma sida av jorden eller på motsatta sidor (under nymåne eller fullmåne), adderas deras gravitationskrafter och verkar längs samma axel, och solfånget överlappar med månens tidvatten. På samma sätt ökar solens attraktion ebben som orsakas av månens inflytande. Som ett resultat blir tidvattnet högre och tidvattnet lägre än om de bara orsakats av månens gravitation. Sådana tidvatten kallas vårvatten.
När solens och månens gravitationskraftsvektorer är inbördes vinkelräta (under kvadraturer, d.v.s. när månen befinner sig i första eller sista kvartalet), motsätts deras tidvattenkrafter, eftersom tidvattnet som orsakas av solens attraktion överlagras på ebb orsakad av månen. Under sådana förhållanden är tidvattnet inte lika högt och tidvattnet är inte så lågt som om de bara berodde på månens gravitationskraft. Sådana mellanliggande ebb och flöden kallas kvadratur. Omfånget av hög- och lågvattenmärken är i detta fall minskat med ungefär tre gånger jämfört med vårvatten. I Atlanten är både vår- och kvadraturtidvatten vanligtvis försenade med ett dygn jämfört med motsvarande månfas. I Stilla havet är en sådan fördröjning bara 5 timmar. I hamnarna i New York och San Francisco och i Mexikanska golfen är spring tidvatten 40% högre än kvadratur.
Månens parallaktiska ojämlikhet.
Perioden för fluktuationer i tidvattenhöjder, som uppstår på grund av månparallax, är 271/2 dygn. Anledningen till denna ojämlikhet är förändringen i månens avstånd från jorden under den senares rotation. På grund av den elliptiska formen på månbanan är månens tidvattenkraft vid perigeum 40 % högre än vid apogeum. Denna beräkning är giltig för New Yorks hamn, där månens effekt vid apogeum eller perigeum vanligtvis fördröjs med cirka 1 1/2 dagar i förhållande till motsvarande månfas. För hamnen i San Francisco är skillnaden i tidvattenhöjder på grund av att månen är i perigeum eller apogeum endast 32 %, och de följer månens motsvarande faser med en fördröjning på två dagar.
Daglig ojämlikhet.
Perioden för denna ojämlikhet är 24 timmar 50 minuter. Orsakerna till dess förekomst är jordens rotation runt sin axel och en förändring i månens deklination. När månen är nära himmelsekvatorn skiljer sig de två högvatten en viss dag (liksom de två lågvatten) något, och höjderna på morgon- och kvällens hög- och lågvatten är mycket nära. Men när månens nord- eller syddeklination ökar, skiljer sig morgon- och kvällstidvatten av samma typ i höjd, och när månen når sin största nord- eller syddeklination är denna skillnad störst. Tropiska tidvatten är också kända, så kallade eftersom månen är nästan ovanför de norra eller södra tropikerna.
Den dagliga ojämlikheten påverkar inte nämnvärt höjderna av två på varandra följande lågvatten i Atlanten, och även dess effekt på tidvattnets höjder är liten jämfört med fluktuationernas totala amplitud. Men i Stilla havet är variabiliteten under dagen tre gånger större vid lågvattennivåer än vid högvattennivåer.
Halvårsvis ojämlikhet.
Dess orsak är jordens rotation runt solen och motsvarande förändring i solens deklination. Två gånger om året under flera dagar under dagjämningarna befinner sig Solen nära himmelsekvatorn, d.v.s. dess deklination är nära 0°. Månen ligger också nära den himmelska ekvatorn under cirka 24 timmar varje halvmånad. Under dagjämningarna finns det alltså perioder då deklinationerna för både solen och månen är ungefär 0°. Den totala tidvattenalstrande effekten av attraktionen av dessa två kroppar vid sådana ögonblick manifesteras mest märkbart i områden som ligger nära jordens ekvator. Om samtidigt Månen är i nymåne- eller fullmånefasen, den sk. jämnjämnings vårvatten.
Solar parallax ojämlikhet.
Perioden för manifestationen av denna ojämlikhet är ett år. Dess orsak är förändringen i avståndet från jorden till solen under jordens omloppsrörelse. En gång för varje varv runt jorden är månen på det kortaste avståndet från den vid perigeum. En gång om året, runt den 2 januari, når jorden, som rör sig i sin omloppsbana, också den punkt där solen är närmast solen (perihel). När dessa två ögonblick av närmast närmande sammanfaller, vilket orsakar den största nettotidvattenkraften, kan högre tidvattennivåer och lägre tidvattennivåer förväntas. På samma sätt, om passagen av aphelion sammanfaller med apogeum, uppstår lägre tidvatten och grundare tidvatten.
Observationsmetoder och prognos för tidvattenhöjder.
Tidvattennivåer mäts med olika typer av apparater.
Fotstock- detta är en vanlig remsa med en skala i centimeter tryckt på den, fäst vertikalt på en brygga eller på ett stöd nedsänkt i vatten så att nollmärket ligger under den lägsta lågvattennivån. Nivåändringar läses direkt från denna skala.
Flytstång.
Sådana fotstavar används där konstanta vågor eller grunda dyningar gör det svårt att bestämma nivån på en fast skala. Inuti en inneslutningsbrunn (en ihålig kammare eller rör) monterad vertikalt på havsbotten finns en flottör, som är ansluten till en pekare monterad på en fast skala eller till en skrivarpenna. Vatten kommer in i brunnen genom ett litet hål som ligger långt under den lägsta havsnivån. Dess tidvattenförändringar överförs genom flottören till mätinstrument.
Hydrostatisk havsnivåmätare.
Ett block med gummipåsar placeras på ett visst djup. När höjden på tidvattnet (vattenlagret) ändras ändras det hydrostatiska trycket, vilket registreras av mätinstrument. Automatiska registreringsenheter (tidvattenmätare) kan också användas för att få en kontinuerlig registrering av tidvattensvängningar vid vilken punkt som helst.
Tidvattenstabeller.
Det finns två huvudmetoder som används för att sammanställa tidvattentabeller: harmonisk och icke-harmonisk. Den icke-harmoniska metoden är helt baserad på observationsresultat. Dessutom är egenskaperna hos hamnvatten och vissa grundläggande astronomiska data involverade (månens timvinkel, tiden för dess passage genom den himmelska meridianen, faser, deklination och parallax). Efter att ha gjort justeringar för de listade faktorerna är beräkningen av början och nivån av tidvattnet för varje hamn en rent matematisk procedur.
Den harmoniska metoden är dels analytisk och dels baserad på observationer av tidvattenhöjder utförda under minst en månmånad. För att bekräfta denna typ av prognos för varje hamn krävs långa serier av observationer, eftersom förvrängningar uppstår på grund av fysiska fenomen som tröghet och friktion, såväl som den komplexa konfigurationen av stränderna i vattenområdet och egenskaperna hos bottentopografin . Eftersom tidvattenprocesser kännetecknas av periodicitet, tillämpas harmonisk vibrationsanalys på dem. Det observerade tidvattnet anses vara resultatet av tillägget av en serie enkla flodvågor, som var och en orsakas av en av tidvattenkrafterna eller en av faktorerna. För en komplett lösning används 37 sådana enkla komponenter, även om i vissa fall ytterligare komponenter utöver de grundläggande 20 är försumbara. Samtidig substitution av 37 konstanter i ekvationen och dess faktiska lösning utförs på en dator.
Flodvatten och strömmar.
Samspelet mellan tidvatten och flodströmmar är tydligt synligt där stora floder rinner ut i havet. Tidvattenhöjder i vikar, flodmynningar och flodmynningar kan öka avsevärt till följd av ökade flöden i marginella vattendrag, särskilt vid översvämningar. Samtidigt tränger havsvatten långt upp i floder i form av tidvattenströmmar. Till exempel, på Hudsonfloden når en flodvåg ett avstånd på 210 km från mynningen. Tidvattenströmmar vandrar vanligtvis uppför floden till svårbehandlade vattenfall eller forsar. Under högvatten är flodströmmarna snabbare än under lågvatten. Maximala hastigheter för tidvattenströmmar når 22 km/h.
Bor.
När vatten, satt i rörelse under inverkan av högvatten, begränsas i sin rörelse av en smal kanal, bildas en ganska brant våg, som rör sig uppströms i en enda front. Detta fenomen kallas en flodvåg eller borrning. Sådana vågor observeras på floder som är mycket högre än deras mynning, där kombinationen av friktion och flodström hindrar spridningen av tidvattnet. Fenomenet med borbildning i Fundybukten i Kanada är känt. Nära Moncton (New Brunswick) rinner floden Pticodiac in i Bay of Fundy och bildar en marginell ström. Vid lågvatten är dess bredd 150 m, och den korsar torkningsremsan. Vid högvatten forsar en 750 m lång och 60-90 cm hög vattenmur uppför floden i en väsande och sjudande virvel. Den största kända tallskogen, 4,5 m hög, bildas vid floden Fuchunjiang, som rinner ut i Hanzhoubukten.
Vändbart vattenfall
(omvänd riktning) är ett annat fenomen som är förknippat med tidvatten i floder. Ett typiskt exempel är vattenfallet vid Saint John River (New Brunswick, Kanada). Här, genom en smal klyfta, tränger vatten under högvatten in i en bassäng som ligger ovanför lågvattennivån, men något under högvattennivån i samma ravin. Således uppstår en barriär som rinner genom vilken vatten bildar ett vattenfall. Vid lågvatten rinner vattnet nedströms genom en avsmalnande passage och övervinner en undervattenskant och bildar ett vanligt vattenfall. Under högvatten faller en brant våg som tränger in i ravinen som ett vattenfall ner i den överliggande bassängen. Det bakåtgående flödet fortsätter tills vattennivåerna på båda sidor om tröskeln är lika och tidvattnet börjar ebba ut. Sedan återställs vattenfallet som vetter nedströms. Den genomsnittliga vattenståndsskillnaden i ravinen är ca. 2,7 m, men vid högsta tidvatten kan höjden på det direkta vattenfallet överstiga 4,8 m, och den omvända - 3,7 m.
Största tidvattenamplituder.
Världens högsta tidvatten genereras av starka strömmar i Minas Bay i Bay of Fundy. Tidvattensvängningar här kännetecknas av ett normalt förlopp med en halvdaglig period. Vattennivån vid högvatten stiger ofta med mer än 12 m på sex timmar och sjunker sedan lika mycket under de kommande sex timmarna. När inverkan av vårvatten, månens läge vid perigeum och månens maximala deklination inträffar samma dag, kan tidvattennivån nå 15 m. Denna exceptionellt stora amplitud av tidvattensvängningar beror delvis på den trattformade formen av Bay of Fundy, där djupen minskar och stränderna rör sig närmare varandra mot toppen av viken.
Vind och väder.
Vind har en betydande inverkan på tidvattenfenomen. Vinden från havet pressar vattnet mot kusten, höjden på tidvattnet ökar över det normala och vid lågvatten överstiger även vattenståndet genomsnittet. Tvärtom, när vinden blåser från land drivs vattnet bort från kusten och havsnivån sjunker.
» artikel « Jätte havs bubbelpool ring". Där vi kommer att berätta att det inte bara finns bubbelpooler i badkaret eller på floden, bakom fartyget. Vi kommer att prata om bubbelpooler med en diameter på hundratals kilometer och stabilitet av år.
Sådana gigantiska oceaniska virvlar kallas ringar. Från engelska ring = ring. Det vill säga, om vi översätts ordagrant får vi gigantiska oceaniska ringar. Men till formen liknar de fortfarande de välbekanta bubbelpoolerna i badrummen. Men först till kvarn. Låt oss börja från början.
Stilla havet-regionen som gränsar till de japanska Ogasawara-öarna har varit ökänd bland sjömän under lång tid. Det är dock inte konstigt - enligt forskare av anomala fenomen ligger det i periferin av det så kallade "Djävulshavet" - ett hav som inte anges på sjökort, och i relevant litteratur tolkas dess plats väldigt godtyckligt. I alla fall kom rapporter från detta område ganska regelbundet om fartyg som försvunnit spårlöst.
I mitten av 70-talet uppmärksammades detta område av forskare från Kyoto University. Eftersom fartyg undviker det var det värt att undersöka möjligheten att sänka radioaktivt avfall i denna djuphavsregion (djup på över 5000 meter). Och sedan, 400 kilometer från Ogasawara, upptäckte de en gigantisk bubbelpool - dess radie var cirka 100 kilometer. Forskning har visat att bubbelpoolen stiger från 5000 meters djup till havets yta.
I mitten av denna gigantiska tratt finns en fördjupning, vars vattennivå är flera tiotals meter under havsnivån. Enligt oceanologer är energin i denna bubbelpool 10 gånger större än energin hos en normal ström. Och en till underlighet som ännu inte har hittat någon förklaring: ungefär en gång var 100:e dag ändrar denna bubbelpool rotationsriktning.
Så vattnet i världshavet är sällan lugnt. Förutom stormar, stormar och vågor av gigantisk destruktiv kraft - tsunamis, finns det kraftfulla horisontella strömmar i havet, både ytan och under vattnet. Golfströmmen, till exempel, bär enorma mängder varmt vatten och värmer Europas västra och norra kuster.
Men nu är vi intresserade vertikala strömmar, vilket leder till uppkomsten av dessa mycket enorma virvlar i havet. Liksom i lufthavet uppträder de som ett resultat av vertikala rörelser av vattenmassor orsakade av skillnader i vattendensiteter som beror på skillnader i temperaturer i vattenskikten eller deras olika salthalter (varmt vatten är lättare än kallt vatten, saltvatten är tyngre än mindre saltvatten).
Sådana vertikala rörelser av vatten orsakar uppkomsten av gigantiska virvlar som kallas ringar. Dessutom har dessa bubbelpooler alla egenskaper som utmärker luftvirvlar, nämligen på norra halvklotet, i mitten av cykloniska bubbelpooler som roterar moturs, djupa vatten stiger och faller vid bubbelpoolens periferi. På södra halvklotet leder samma vertikala rörelse av vatten till uppkomsten av en bubbelpool som roterar medurs. Vid sänkning av vattenmassor i mitten av bubbelpoolen på norra halvklotet sker vattenrörelser medurs och på södra halvklotet - moturs.
Liknande gigantiska bubbelpooler har hittats i Bermudatriangelområdet, nära Sri Lanka och till och med utanför Antarktis kust. I mitten av sådana bubbelpooler finns en ganska djup depression: till exempel nära Sri Lanka överstiger dess djup 100 meter. Djup av fördjupningar på upp till 200 meter har registrerats från satelliter.
Även om legender om sådana virvlar har varit kända i flera århundraden, utfördes de första instrumentella mätningarna av virvlar i det öppna havet 1970 i den tropiska Atlanten vid Polygon-70-havstestplatsen av en expedition från USSR Academy of Sciences. Havsvattenvirvlar lever mycket längre än luftvirvlar, men har i allmänhet samma egenskaper: tillfällig natur, cykliskt ursprung, rörelse och förstörelse inom större cirkulationer.
Så ringar upptäcktes relativt nyligen, på sjuttiotalet av förra seklet. Som studier har visat kan havvirvlar existera under ganska lång tid, räknat i månader och, enligt vissa forskare, år. Deras diametrar kan vara tiotals och till och med hundratals kilometer. Oavsett vilken riktning, medurs eller moturs, vattenvirveln roterar, dess yta på grund av centrifugalkraften kommer inte att vara horisontell, mitten av virveln kan ligga tiotals meter under havsnivån, vilket noteras av utrustning installerad på konstgjorda satelliter jorden.
Mekanismen för bildandet av ringar är helt identisk med mekanismen för bildandet av luftvirvlar. Huvudfunktionerna för denna mekanism är Jordens magnetfält och de som rör sig i den vattenmolekyler(som har partiella positiva och negativa laddningar) och positivt och negativt laddade saltpartiklar, som, när de rör sig i jordens magnetfält, får rotationsrörelse. Naturligtvis spelar de redan nämnda skillnaderna i densiteten av varmt, kallt, salt och mindre salt vatten en betydande roll.
Direkt observation av hela den gigantiska oceaniska formationen - ringen - är endast möjlig från en konstgjord jordsatellits omloppsbana. Havsvirvlar övervakas under expeditioner med hjälp av instrument som mäter hastigheten på havsströmmar på djup som är intressanta för forskare. Till exempel placerade Polygon-70-expeditionen cirka tvåhundra meter i den södra delen av den norra passadvindströmmen i Atlanten, vars data registrerades i sex månader. Därefter sammanfördes all denna information och bearbetades på en dator. Bearbetningsresultaten bevisade på ett övertygande sätt närvaron av en gigantisk vattenvirvel med ett anticykloniskt rotationsmönster.
Sedan upptäcktes enbart i Nordatlanten omkring 10 sådana ringar. Deras förekomst är förknippad med Golfströmmen, som, efter att ha passerat Cape Hatteras, avgår från Nordamerikas kust och börjar bilda slingformade slingrar. Några av slingrarna bryter sig loss från huvudflödet och blir amatörvirvlar, vars nuvarande hastighet kan nå 4 eller fler kilometer i timmen. En yacht eller flotte, efter att ha befunnit sig under ett långt lugn i en sådan bubbelpool med en diameter på 150-300 kilometer, kan efter några dagar, efter att ha färdats ganska långt, hamna på nästan samma plats. Driften av en sådan bubbelpool i sig är mycket obetydlig och överstiger sällan 3 kilometer per dag.
Under studiet av ringarna fann man att de virvlar som skiljer sig från Golfströmmen på dess södra sida skiljer sig från det omgivande varma vattnet i Sargassohavet genom att deras centrum har en lägre temperatur. Samma virvlar som skiljer sig från norra sidan av Golfströmmen har ett varmare centrum.
Ringar med ett varmt centrum rör sig vanligtvis med en hastighet på upp till 5 kilometer per dag. En sådan ring finns i ungefär ett år, sedan, återigen i Cape Hatteras-området, ansluter den till Golfströmmen. Drivningen av ringar med kallt centrum är huvudsakligen sydvästlig. Plats för utrotning: utanför Floridahalvöns östra kust; livslängd: 2-3 gånger längre. Det gick att spåra ringar som lever upp till 4-5 år.
I mitten av kalla ringar uppstår ofta dimma och är extremt långvariga: här lyfter havsvirveln trots allt vatten med mycket låg temperatur från djup på 2,65-3,5 kilometer till ytan. När varm luft kommer i kontakt med en kall vattenyta uppstår kondensationsprocessen av vattenånga, vars koncentration ökar, vilket är orsaken till försämring av sikten.
Således skulle man inte vilja fastna i en gigantisk havsvirvel.
Se bara uppifrån. Av denna anledning inbjuder vi dig att titta på följande video:
Det här är naturligtvis ingen bubbelpool med en diameter på 100 kilometer, men det är ändå imponerande.
Källor: P. MANTASHYAN, "Science and Life" nr 5, 2008. Tatiana SAMOILOVA, tidningen Columbus nr 15 (2005)
