Природные явления и судоходство в прибрежных районах

Природные явления и судоходство в прибрежных районах

1. Непериодические колебания уровня моря

...Вечер 5 октября в Тикси, казалось, не предвещал ничего необычного. Неожиданно погас свет, и поселок погрузился в темноту. Оказалось, что начался быстрый сгон воды и водонасосная станция перестала подавать воду. Уровень воды снизился на 2,5 м по сравнению со средним многолетним... Такой редкий по величине и быстроте падения (35 см в час) спад воды был связан с появлением над морем Лаптевых ложбины низкого давления, которая вызвала по всей поверхности моря сгонные штормовые ветры юго-восточного направления. (Природа, 1961, № 4)

Два раза в сутки могучая волна океанского прилива поднимает уровень моря на высоту многоэтажного дома, заливая прибрежные островки и осушки, а затем вновь отступает, обнажает мели и перекаты, препятствуя движению судов.

Амплитуда прилива в различных точках океана различна: она зависит от района моря, конфигурации берегов, глубины и прочих факторов. Максимальная амплитуда прилива в Мировом океане -- в заливе Фанди на восточном берегу Канады, где уровень воды поднимается на высоту 19 метров. В морях, омывающих Советский Союз, прилив также значителен: от 3,5 метра на Баренцевом море в районе Мурманска и 7,5 метра в Лумбовском заливе Белого моря до 9 метров в устье реки Кулой и 13 метров у м. Астрономический в Пенжинской губе Охотского моря.

Астрономические причины таких периодических колебаний уровня воды неплохо изучены, и океанологи пред-вычисляют величину прилива во многих пунктах Мирового океана на годы вперед. Результаты этих расчетов ежегодно публикуются в издаваемых "Таблицах приливов".

Да и сами мореплаватели, пользуясь простым "штурманским методом", могут приближенно определить величину прилива, зная "прикладной час порта", значения главных составляющих прилива.

Однако в практике судовождения нередки случаи, когда рассчитанные по "Таблицам приливов" значения уровня воды вполне достаточны для прохода судов в акваторию порта, канал или устье реки, а фактические глубины не позволяют это сделать. Такие же ситуации возникают и на неприливных морях, когда снятый с карты средний уровень воды отличается от реального в данный момент времени.

Как известно, уровень моря (или глубина места) на навигационной карте в морях с приливами отсчитывается от минимального уровня в сизигию, а в неприливных морях -- от среднего многолетнего уровня. Однако в каждый конкретный момент времени на положение уровня моря воздействует целая гамма факторов. Изменение положения уровня моря происходит вследствие его так называемых непериодических колебаний, обусловленных различными сторонами атмосферной деятельности.

Многообразные проявления действия атмосферы приводят к многообразию видов колебания уровня моря. В общем режиме уровня моря можно выделить следующие главные непериодические составляющие.

Сгонно-нагонные колебания уровня моря. Они связаны с движением вод, возникающим в результате так называемого тангенциального трения между воздушным потоком и водной поверхностью, ограниченной береговой чертой. Эта составляющая колебаний уровня моря наиболее значительна по абсолютному значению. В памяти человечества навсегда останутся воспоминания о катастрофических наводнениях, вызванных внезапным повышением уровня моря в тех или иных пунктах побережий. Пожалуй, из всех нагонов наиболее знаменито Гал-вестонское наводнение в штате Техас (США) в 1900 году. Тогда ураганный ветер, скорость которого доходила до 60 метров в секунду, вызвал повышение уровня моря у берегов Мексиканского залива на 4,5 метра более обычного уровня прилива. На город Галвестон двинулись штормовые волны высотой до 8 метров, и он был стерт с лица земли, погибло до 5000 человек.

Нагоны воды под действием штормового ветра не раз были причиной затопления берегов Нидерландов, ФРГ,

Великобритании, Японии, США, СССР и других стран. Только в США убытки от наводнений, происшедших с 1946 по 1960 годы, оцениваются в 4,2 миллиарда долларов.

Колебания уровня моря в мелководных портах нарушают их работу, а суда, стоящие у причалов, получают повреждения.

Так, 19 июня 1971 года в итальянском порту Чивитавеккья в результате резкого падения уровня на 50 сантиметров на некоторых судах были порваны швартовы, а несколько судов оказались на мели.

Наиболее велики ветровые колебания уровня воды в мелководных морях, где они представляют особую опасность.

Например, в Азовском море в октябре 1969 года под действием ураганного ветра у юга-восточного берега уровень воды поднялся на 3 метра выше среднего, в то же время у северо-западного берега он упал на 2 метра.

Осенью 1952 года ветер от востока-юго-востока был причиной подъема уровня воды почти на 2,5 метра во всей западной части Северного Каспия.

В сентябре 1958 года под действием западного ветра силой до 35 метров в секунду в районе мыса Святой Нос в море Лптевых уровень воды поднялся на 5,2 метра.

Можно привести изрядное количество таких примеров. Поэтому рассмотрим сгонно-нагонные колебания уровня воды подробно.

В результате действия ветра на водную поверхность возникают ветровые, то есть вызванные ветром, течения, направление которых под действием силы вращения Земли (силы Кориолиса) отклоняется от направления ветра. Это явление было впервые обнаружено знаменитым норвежским исследователем Ф. Нансеном в конце прошлого века. Попытки дать ему теоретическое обоснование ни к чему не привели до тех пор, пока в 1905 году Ф. Нансен не попросил своего друга профессора математики Стокгольмского университета В. Экмана заняться этим вопросом. В. Экман математически блестяще решил задачу.

Основные выводы теории Экмана сводятся к следующему:

а) скорость v-t ветрового течения (в метрах в секунду) на поверхности моря пропорциональна скорости v_вет (в метрах в секунду) ветра

v_r= (0,0127: Vsin ф) v_вет,

где ф -- широта места в градусах (V - кв.корень);

б) направление ветрового течения на поверхности отклоняется от направления ветра на 45° вправо в северном полушарии и на столько же влево -- в южном;

в) с увеличением глубины скорость течения уменьшается, а его направление в северном полушарии все больше отклоняется вправо от направления ветра и течения на поверхности;

г) на некоторой глубине D (В. Экман назвал ее глубиной трения) направление течения противоположно направлению поверхностного течения;

д) суммарный полный поток воды, создаваемый ветром, следует в направлении, перпендикулярном действию ветра.

В. Экман вывел свою теорию для глубокого моря. В мелководных же морях угол отклонения направления течения от направления ветра зависит от соотношения глубины моря и глубины трения и потому может быть различным; в совсем мелководных районах направление поверхностного течения совпадает с направлением ветра. Отсюда ясно, что наибольший нагон в глубоком море в северном полушарии бывает при направлении ветра, параллельном береговой черте (берег находится справа, если смотреть по направлению ветра), а в мелководном море -- при ветре, дующем с моря на берег.

Следовательно, картина развития процесса нагона такова. Трение между воздухом и водой при ветре создает поток воды, движущийся в направлении действия ветра в мелководных районах моря или под углом до 90° относительно направления ветра -- в глубоководных. Принесенная ветром вода скапливается у берега. Повышение ее уровня у берега создает перепад давления в водной толще, который в свою очередь вызывает отток воды. Повышение уровня моря происходит до тех пор, пока сила, вызванная разностью уровней у берега и в море, не компенсирует силу ветрового потока. Наступает явление установившегося нагона, которое существует до тех пор, пока не изменится сила, вызвавшая нагон.

Но ветер вызывает не только перемещение вод: его первое и наиболее эффектное следствие -- ветровое волнение. Выяснилось, что в результате волнения возникает также движение поверхностных вод по направлению ветра -- так называемый волновой поток, или стоксово течение (названное по имени Джеймса Стокса, известного английского физика и математика). Этот волновой поток накладывается на дрейфовое течение (а на мелководье их направления совпадают!) в такой мере, что в отдельных случаях прирост уровня воды вследствие стоксова потока составляет до 50% его общего превышения (особенно в глубоководных районах).

Изменение атмосферного давления. По известному закону "обратного барометра" повышение атмосферного давления над морем на 1 миллибар приводит к понижению уровня воды на 10 миллиметров и, наоборот, при понижении давления на 1 миллибар уровень моря повышается на 10 миллиметров. Примечательно, что этот закон действует по всей акватории морей независимо от глубины, рельефа дна и т. п.

Естественно, эта составляющая колебаний уровня моря полностью находится во власти барических образований -- циклонов и антициклонов, и может достигать больших значений.

Так, в юго-восточной части Баренцева моря вследствие изменения атмосферного давления возникают нагонные явления, вызывающие повышение уровня воды на 0,6 метра.

Однако было бы неверным определять изменения колебания уровня воды в каком-либо порту как производные от атмосферного давления в этом пункте: уровень воды здесь зависит от распределения давления в целой области (или на всем море, или на значительной его части).

Но и прямое действие закона "обратного барометра" справедливо лишь тогда, когда мы имеем дело с неподвижным или медленно перемещающимся циклоном. При движении барических систем со значительной скоростью, как это часто бывает в реальных условиях, изменения уровня воды у берегов перестают соответствовать их статическому значению и большую роль начинают играть явления резонанса, то есть совпадения скорости перемещения циклона со скоростями движения воды в море.

Действие длинных волн. Как правило, эта составляющая является производной от барического эффекта. Наилучшей его иллюстрацией служат ленинградские наводнения.

Представим, что глубокий циклон перемещается через Северное и Балтийское моря. В центре циклона, где давление понижено, водные массы как бы подтягиваются внутрь. Передвигаясь над Балтикой, циклон выходит на сушу. При этом собранная им вода растекается, обрушивается в море, образуя, подобно камню, брошенному в пруд, длинную волну.

В зависимости от глубины циклона, места и скорости его выхода с акватории образованная волна либо перемещается вдоль моря, либо дает толчок формированию стоячей волны (сейши). Эта волна, проникая в узкий и длинный Финский залив, под влиянием формы залива, ветра над ним, мелководья изменяется и при благоприятных условиях может поднять уровень воды в вершине залива на 5 метров.

4. Неравномерность в процессе влагооборота. Колебания уровня моря, вызываемые испарениями, осадками, речным стоком, образованием и таянием льда, многие исследователи относят к незначительным. Но это далеко не так. Например, в Красном море слой воды, испаряющейся за год, достигает 2,5 метра. Есть и противоположный пример: на восточном берегу полуострова Индостан в среднем за год выпадает примерно 13000 миллиметров осадков. Отдельные ливни вызывают кратковременные резкие подъемы уровня воды в том или ином порту. Дождь в Генуе 21 октября 1882 года дал за сутки 810 миллиметров, осадков, а ливень, прошедший в индийском городе Черапунджи 14 июня 1876 года, -- соответственно более 1000 миллиметров осадков.

Большие подъемы уровня воды происходят также вблизи устьев рек во время половодий.

Колебания уровня воды, вызываемые неравномерностью в процессе влагооборота, носят непродолжительный характер: время их существования не превышает нескольких суток, в отдельных случаях, например в половодье, -- нескольких недель. Однако некоторые виды непериодических колебаний уровня воды весьма долго-временны.

Таковы колебания уровня, вызванные изменением плотности воды: при увеличении плотности воды ее уровень понижается, при уменьшении плотности воды повышается. Плотность морской воды, как известно, меняется при изменении ее температуры и солености.

Установлено, что непериодические колебания уровня моря у западного побережья Соединенных Штатов Америки почти полностью зависят от плотности воды в поверхностном 500-метровом слое. Плотность воды в этом слое определяется динамическими причинами: сменой направления течений. При течениях с юга происходит подток теплых вод и уровень моря поднимается, при потоках с севера температура падает, плотность воды увеличивается, уровень ее снижается.

Но еще большие колебания уровня воды, прежде всего в замкнутых морских бассейнах, определяются хозяйственной деятельностью человека, то есть антропогенным фактором. Вмешательство современного человека в сток рек: изъятие пресной воды на орошение, промышленные и бытовые нужды, изменяет и облик бессточных морей.

За период с 1930 по 1978 год уровень Каспийского моря вследствие уменьшения стока рек, в первую очередь Волги, упал более чем на 2,5 метра. Сокращение волжского стока происходило под влиянием как естественных, так и антропогенных факторов. Установлено, что прямые изъятия воды привели к падению уровня на 50 -- 60 сантиметров.

Уровень Аральского моря с 1961 года по настоящее время упал более чем на 13 метров вследствие действия антропогенного фактора.

Наконец, особенно длительные колебания вызываются геологическими и геофизическими причинами. По данным съемки Океанографического управления США, за последние 40 лет наблюдается общее повышение уровня океана. Рекордное повышение в 22 сантиметра отмечено в порту Юджин-Айленд штата Луизиана. В качестве основной причины этого называют отступление льдов Арктики и Антарктики. За последние годы из-за некоторого потепления климата Земли увеличилась скорость их таяния. В ряде пунктов одновременно с повышением уровня моря происходит опускание участков земной коры. Например, в Галвестоне (штат Техас, США), видимый уровень моря только с 1940 по 1965 год повысился на 11 сантиметров, хотя в действительности это частично объясняется опусканием земной коры.

Перечисленные виды колебаний уровня воды в природе в чистом виде не наблюдаются. Обычно фиксируется суммарный эффект различных причин. Однако между различными видами колебаний уровня воды небольшой продолжительности существует связь, вызванная их ане-мобарической природой. Рассмотрим это подробнее.

Представим, что в северном полушарии над глубоким морем мгновенно возник циклон. В его центре, где давление наименьшее, вода по закону "обратного барометра" должна подняться на 10 миллиметров на каждый миллибар падения давления. Воздушные потоки под действием градиента атмосферного давления направлены приблизительно под углом 70° относительно градиента давления (рис. 1). При этом отклонение морских течений, вызванных ветром, составляет 45° вправо от направления ветра, и, следовательно, ветер не нагоняет воду по направлению к центру циклона, а наоборот, "выкачивает" ее, так как ветровые течения направлены от центра циклона.

Такой же вывод можно сделать, учитывая полные потоки воды. И действительно, суммарный перенос вод происходит в направлении, перпендикулярном направлению ветра. Следовательно, полные потоки направлены от центра циклона к периферии. При движении циклона уровень воды не успевает занять установившееся положение. Ветер также не успевает сформировать постоянный уровень воды, соответствующий его скорости и направлению, в силу инерции водных масс. Кроме того, проходя над поверхностью глубокого моря, циклон порождает длинные волны (высота и период волны зависят от скорости циклона). Поэтому в каждый момент времени положение поверхности моря является результатом сложения многих составляющих.

Рис. 2 иллюстрирует процесс повышения уровня воды вблизи восточного побережья Черного моря. Понижение атмосферного давления над морем вблизи берега сочетается с нагонными по отношению к берегу ветрами, что способствует привлечению к побережью более легких поверхностных вод с близлежащей акватории. Ветер вызывает штормовое волнение и волновой поток. Быстрый выход циклона из центральной части моря к его восточному побережью формирует длинную волну, гребень которой в отдельные моменты накладывается на уровень. И, наконец, при прохождении теплого фронта зачастую выпадает много осадков.

Все эти явления имеют одну направленность -- повышение уровня моря.

Рис. 1. Направление поверхностного течения 1 и полный поток 2 при движении циклона над поверхностью глубокого моря

Резкие колебания уровня воды в прибрежных районах представляют серьезную опасность для мореплавания. Предотвратить и погасить эти природные явления человеку не под силу, поэтому все внимание ученые сосредоточили на прогнозе краткосрочных колебаний уровня моря. Современные методы прогноза строятся на основе определения преобладающей причины колебаний уровня воды.

Рис. 2. Образование повышенного уровня ДА воды вдоль восточного побережья Черного моря: а -- метеорологическая карта; б -- схема; 1 -- осадки; 2 -- ветровой нагон; 3 -- стоксов волновой поток; 4 -- приток легкой поверхнохностной вoды; 5 -- слой "скачка"; B -- высокое атмосферное давление; Н -- низкое атмосферное давление (центр циклона)

В случае преобладания сгонно-нагонных колебаний, порождаемых ветром, течения, перемещая воду в направлении к берегу или от него, создают сгон или нагон через некоторое время после возникновения ветра. Действие ветра предшествует изменению уровня воды, на чем и строится так называемый инерционный прогноз. Ныне для многих морей и отдельных их районов разработаны численные схемы расчета ветровых нагонов, основанные на решении уравнений движения воды. Такие прогностические задачи решаются на электронно-вычислительных машинах (ЭВМ). В основу расчета заложен прогноз метеорологических условий: ветра и атмосферного давления.

Когда колебания уровня моря являются результатом прихода длинной волны, ветер не имеет прямого отношения к изменению уровня. Тогда прогноз строится на анализе атмосферных процессов, происходящих над большим регионом, с учетом положения циклонов относительно берега, скорости и направления их перемещения, глубины. При этом расчет колебаний уровня моря производится также путем численного решения на ЭВМ уравнений распространения длинных волн.

Не забыты и эмпирические зависимости. В частности, получил положительную оценку метод прогноза высоты уровня воды в Ленинграде, учитывающий предшествующий уровень моря в Таллине и скорость ветра, дующего над Финским заливом.

Наконец, в том случае, когда первопричиной изменения уровня моря является атмосферное давление, прогноз строится на основе зависимостей между уровнем воды в порту и градиентом давления над определяющей акваторией. Так, для Двинской губы Белого моря определяющим фактором является градиент атмосферного давления на гидрометеорологических станциях Канин Нос -- Цып-Наволок и Соловки -- Зимнегорск.

Местными прогностическими органами разрабатываются и передаются организациям морского флота прогнозы колебаний уровня 24- и 12-часовой заблаговременности, а также штормовые прогнозы особо опасных колебаний уровня: нагонов и сгонов.

Мореплаватели, анализируя передаваемые по радио обзоры синоптических процессов и прогнозы погоды, могут сами качественно оценивать сгонно-нагонные колебания уровня моря. При этом необходимо учитывать следующее:

в северном полушарии в глубоком море максимальные сгоны или нагоны происходят при ветрах, направление которых близко к направлению береговой черты;

когда берег находится справа относительно направления ветра, наблюдается нагон воды, когда берег находится слева -- соответственно сгон;

в мелководном море сгоны происходят при ветре с берега, нагоны -- при ветре с моря;

изменение атмосферного давления на 1 миллибар соответствует изменению уровня на 1 сантиметр;

для окраинных морей Советского Союза формирование ветрового и барического полей обычно опережает формирование сгонов и нагонов воды в среднем на 12 -- 16 часов, для внутренних морей -- соответственно на 4 -- 6 часов;

сгон (нагон) достигает наибольших размеров при скорости (в километрах в час) движения барического образования, близкой к скорости распространения свободной длинной волны: С = 11,3 VН (Н -- средняя глубина моря в метрах).

Тщательный учет всех факторов формирования положения уровня моря позволит свести к минимуму возможности аварийных ситуаций .при прохождении судов.

2. Непериодические течения

Течения, возникающие при юго-западном ветре, вызывают значительный нагон воды в Таганрогском заливе. После прекращения ветра в заливе на некоторое время устанавливаются сильные компенсационные течения скоростью до 1,5 узла и более. (Лоция Азовского моря)

На всех приливных картах, в атласах и таблицах приливных течений особым образом отмечены или прямо приведены периодические приливные течения. Практически приливные течения -- единственный вид периодического движения вод, природа которого известна, и его расчет и прогноз не вызывают трудностей.

Но, как правило, несмотря на точное обозначение скорости и направления приливного течения на карте или в таблице, значения этих величин не всегда совпадают с реальными. Дело в том, что приливные течения вычислены путем фильтрации и исключения непериодической составляющей, а ведь последняя может в десятки раз превышать скорость периодического течения и менять его направление вплоть до противоположного. Исключают ее из расчета лишь потому, что значение этой составляющей наперед трудно рассчитать.

Основная причина возникновения непериодических течений -- ветер. Все изменения скорости и направления ветра в каждой точке моря, пространственная и временная неоднородность поля ветра над акваторией мгновенно отражаются на поле течений во всем бассейне. Поэтому ветровые течения наиболее сложны для расчета.

В главе "Непериодические колебания уровня моря" мы немного остановились на теории дрейфовых течений Экмана. В 1905 году, решая задачу о ветровом течении в открытом море, Экман сделал ряд важных допущений. Им было принято, что: а) вода несжимаема, ее плотность постоянна; б) сгона и нагона, воды не происходит и поверхность моря горизонтальна; в) глубина моря бесконечно большая. Решив начальные уравнения движения воды, Экман пришел к уже рассмотренным нами выводам относительно ветровых течений, которые в общем неплохо согласуются с данными многочисленных наблюдений в открытом океане.

Однако вблизи берега, т. е. там, где судоходство наиболее осложнено, основные допущения теории Экмана не соблюдаются, то есть эта теория не приложима к явлениям, происходящим в прибрежной зоне моря. Идеальная картина, нарисованная математиком, начинает изменяться.

В результате переноса воды к береговой линии уровень моря повышается (или понижается -- при оттоке вод). При этом создается наклон уровенной поверхности, который вызывает течение, называемое градиентным. Из теории дрейфовых течений следует, что направление потока воды относительно направления ветра сильно зависит от глубины воды в этом месте. При достаточно большой глубине вблизи берега нагон или сгон, а значит, и градиентное течение возникают только в том случае, если ветер дует под некоторым углом к берегу, поскольку в глубоком море полный поток при дрейфовом течении направлен вправо относительно ветра (см. рис. 1). Очевидно, что в условиях большой глубины нагона или сгона у берега не происходит, если ветер дует перпендикулярно береговой линии. И наоборот, нагон достигает максимального значения при ветре, дующем вдоль берега, находящегося справа (если смотреть по направлению ветра).

В соответствии с этим меняется и скорость градиентного течения. Это течение в прибрежной зоне охватывает всю толщину воды от поверхности до дна, накладываясь на дрейфовое течение. В результате возникает так называемое суммарное прибрежное течение, скорость которого определяется как геометрическая сумма скоростей градиентного и ветрового течений.

У приглубого отвесного берега наблюдается картина течений, представленная на рис. 3. В слое воды толщиной D развивается поверхностное течение, которое является суммой течений: изменяющегося по глубине ветрового и постоянного градиентного. Ниже глубины D скорость дрейфового течения практически равна нулю, и до глубины D' потоки глубинного течения определяются только градиентом уровня: здесь наблюдается чисто градиентное течение, направленное вдоль берега.

В придонном слое от глубины D' до дна скорость течения начинает убывать, а поток отклоняется влево от направления общего переноса воды. В этом случае рельеф дна оказывает значительное влияние на скорость воды. Вследствие трения между дном и водой ее поток тормозится.

В природных условиях, как правило, не существует стено-образного берега да еще с боль-шой глубиной вблизи. Поэтому реальная картина ветровых течений у берега, по наблюдениям океанологов, иная.

Рис. 3. Схема течений у приглубого прямолинейного берега:

1 -- поверхностное течение; 2 -- глубинное течение; 3 -- придонное течение

Во-первых, угол отклонения ветрового течения от направления ветра не остается постоянным, а зависит от глубины моря и силы ветра. С уменьшением глубины (при неизменной силе ветра) угол а отклонения направления течения от направления ветра уменьшается, направление течения приближается к направлению ветра. При неизменной же глубине моря угол а уменьшается с увеличением силы ветра.

Рис. 4. Изменение угла а отклонения направления поверхностных течений (а) и ветрового коэффициента К (б) в зависимости от направления ветра относительно берега и глубины моря (прибрежная мелководная зона)

Рис. 5. Изменение угла а отклонения направления поверхностных течений (а) и ветрового коэффициента К (б) в зависимости от направления ветра относительно берега и расстояния от него (приглубая зона)

Во-вторых, скорость течения при одной и той же силе ветра увеличивается с уменьшением глубины воды в данном месте. Для удобства практических расчетов океанологи ввели понятие ветрового коэффициента K, который представляет собой отношение скорости v_t поверхностного течения к скорости v_вет вызвавшего его ветра. Приведенные наблюдения показали, что значения К и а также сильно зависят от азимута ветра, т. е. от того, какое направление относительно береговой черты имеет ветер, если отсчитывать по часовой стрелке от нормали к берегу (если смотреть со стороны моря), и от того, приглубый или мелкий берег в данном районе. При глубинах 35 -- 40 м море уже можно считать глубоким, при меньших глубинах оно является мелководным.

На рис. 4 и 5 даны значения угла а отклонения направления поверхностных течений от направления ветра и ветрового коэффициента K при различных азимутах ветра соответственно для мелководной зоны и приглубого берега. Интересно, что при ветрах, дующих вдоль берега или по направлению, близкому к этому, ветровой коэффициент достигает максимальных значений. Противоположная картина наблюдается при ветрах, дующих по нормали на берег или от берега. В этом случае ветровой коэффициент имеет минимальные значения. Исследования показали, что ширина зоны влияния берега на ветровые течения в редких случаях превышает 35 миль. Следует отметить, что при вычислении значений ветрового коэффициента, приведенного на рис. 4, 5, скорость ветра выражена в метрах в секунду, а скорость течения -- в сантиметрах в секунду.

Приведенные результаты получены главным образом для ветров средней силы (4 -- 7 баллов), однако установлено, что значения ветрового коэффициента практически не зависят от силы ветра, а угол а лишь немного уменьшается с усилением ветра. Следовательно, данными графиками можно пользоваться при любых скоростях ветра -- вплоть до штормовых. Только при очень слабых ветрах (1 -- 2 балла) можно ожидать некоторой погрешности при определении значений К и а по графикам, но при таких ветрах течения ввиду их малых скоростей не представляют практического интереса.

Большего внимания заслуживают изменения значений ветрового коэффициента К и угла а при различной продолжительности действия ветра. Многочисленные наблюдения над развитием течений в прибрежной зоне моря позволили сделать вывод, что в мелководных районах время установления скорости значительно больше, чем в глубоководных: интервал времени, необходимого для полного развития скорости течения в глубоководной зоне, составляет 3 -- 4 часа, в мелководной же он доходит до 16 -- 18 часов. На рис. 6 коэффициент Т характеризует отношение мгновенной скорости течения к скорости установившегося потока. Удивительно, что время достижения скоростью течения максимального значения не зависит от скорости ветра.

Рис. 6. Изменение коэффициента Т в зависимости от продолжительности действия ветра в прибрежной мелководной (а) и глубоководной (б) зонах моря

Рис. 7. Характер траекторий движения частиц воды в реальной волне:

и_вол„ -- скорость распространения волны; v -- скорость переносного движения

Данные на рис. 4 -- 6 значения величин K, а, Т получены для Балтийского моря, поэтому применительно к другим морским бассейнам ими нужно пользоваться с известной осторожностью, но общие закономерности явления свойственны всем мелководным морям. Эти закономерности можно сформулировать так: на поверхности потоки воды направлены по ветру и обусловлены собственно ветровым течением, а в придонном слое -- против ветра и определяются градиентным течением. Для приглубого берега основной нагон или сгон создается ветром, дующим вдоль береговой линии. Для мелководного побережья ветер, дующий параллельно береговой черте, не создает наклона уровня и градиентных течений. Максимальный нагон и вызванные им градиентные течения наблюдаются при ветре, дующем перпендикулярно берегу.

В суммарное прибрежное течение известную долю вносит и волновой поток -- переносное движение водной массы в поверхностном слое, вызываемое ветровым волнением. Волновой поток направлен вдоль направления распространения ветровых волн. Причиной его возникновения является петлеобразный характер траекторий частиц воды в реальной ветровой волне (рис. 7). Скорость переносного движения воды одинакова для всех частиц, лежащих на одной глубине; она зависит от высоты и периода волн и очень быстро затухает с увеличением глубины. Поэтому течения в поверхностных слоях воды вблизи берегов являются сложной композицией многих факторов.

Немаловажное значение имеют рельеф береговой зоны, наличие островов и впадин. Так, мореплавателям не раз приходилось сталкиваться с одним, на первый взгляд, удивительным фактором. При ветре, дующем с моря вблизи островов, уровень воды падает не только с подветренной, но и с наветренной стороны. Это кажущееся парадоксальным явление объясняется довольно просто: ветер сгоняет всю воду из того района моря, где находятся эти острова, к другим наветренным берегам, то есть вода перераспределяется не только вблизи рассматриваемых островов, но и во всем водоеме.

Понятно, что при плавании вблизи островов весьма важно знать направления и скорости потоков. В мелководных районах при общем переносе воды ветром острова обтекаются со всех сторон, как обычное препятствие. Скорости и направления потоков воды вблизи берега острова зависят от глубины моря, размеров и конфигурации острова и его расположения относительно потока. Изменение течений происходит непосредственно вблизи острова.

В штормовую погоду вблизи островов на мелководье судоводители плавать не рискуют. Иное дело -- плавание в океане, где большие острова могут служить естественным укрытием от штормового волнения. И действительно, с подветренной стороны острова можно надежно укрыться от сильного шторма.

Но при этом нужно учесть, что проведенные океанографические наблюдения указывают на существование замкнутой аномальной циркуляции вокруг океанических островов. Например, направление течений вокруг островов Тайвань, Исландии, Курильских противоположно направлению общей циркуляции вод в прилегающей области океана. Одной из причин, приводящих к возникновению такой аномальной циркуляции, является завихренность ветрового поля над большой океанической областью. В большинстве случаев аномальная циркуляция течений вокруг острова в северном полушарии направлена по часовой стрелке, т. е. имеет антициклонический характер, в то время как общая циркуляция в области океана, включающей остров, имеет направление против часовой стрелки.

Завихренность и неоднородность ветрового поля в пространстве и изменения интенсивности и направления ветра по сезонам года приводят к появлению в отдельных районах моря локальных циркуляционных образований, отличающихся по направлению от течений во всем море. Таковы течения, образующиеся вследствие воздействия бризовых и муссонных ветров. Время их действия, направления потоков определяются периодом и скоростью действия ветра. Эти же периодические ветры могут служить причиной возникновения более интересных явлений.

Примером является аномальная циркуляция в юго-восточной части Черного моря. Поверхностные течения в Черном море, как и во всех морях северного полушария, чаще всего направлены против часовой стрелки и, прижимаясь к берегам, охватывают прибрежную зону шириной примерно 20 миль. Основной причиной возникновения таких течений служит система ветров над морем и интенсивный сток речных вод.

В юго-восточной части Черного моря в 1937 году было открыто круговое течение противоположного направления, то есть по часовой стрелке. Центр его расположен примерно в 40 -- 50 милях от Батуми, и оно тесно соприкасается с прибрежным течением. Детальное изучение его показало, что течение обладает интересными свойствами. Прежде всего это система течений, в которой летом температура поверхностного слоя воды значительно выше, а промежуточного слоя -- ниже, чем средняя температура воды по разрезу от Батуми на Ялту. Соленость воды здесь ниже средней.

Усиление штормовой деятельности над Черным морем способствует усилению прибрежного течения, с одной стороны, и вызывает ослабление течений в антициклонической области -- с другой. Зимой в период максимальной интенсивности атмосферной деятельности северо-восточные ветры вызывают усиление циклонического прибрежного течения.

В том случае если воды с низкими значениями температуры и солености поднимаются к поверхности, антициклонический круговорот может исчезнуть, и на этом месте возникает циклоническая циркуляция. Таким образом, направление течения здесь становится противоположным. Однако антициклоническая область летом выражена в этом районе значительно резче (скорость течения доходит до 1,5 узла), чем циклоническая зимой (скорость течения не превышает 0,4 узла).

Дрейфовые течения, возникающие в море под воздействием атмосферной циркуляции, -- чрезвычайно сложное для изучения явление. Изменение картины течений даже в очень небольшом водоеме происходит под воздействием неоднородности поля ветра, различных глубин, конфигурации берегов, наличия островов и банок и пр., поэтому для исследования необходимо одновременно провести большое число наблюдений в различных точках бассейна. Для таких исследований требуется огромное число судов, приборов, людей.

Учитывая эти сложности в проведении научных наблюдений, океанологи пошли по пути использования математических моделей для расчета ветровых течений. Потоки воды в море описываются системой гидродинамических уравнений, которые решаются для большого числа узлов регулярной сетки, "вписанной" в географический контур моря. Эта система позволяет задавать и учитывать скорость ветра в каждой точке моря, глубину, потоки на жидких границах (в проливах) и уровень на твердых (у берегов).

Расчеты проводятся на современных ЭВМ с временным шагом 5 -- 10 минут. Расстояние между смежными узлами сетки составляет несколько километров, то есть она густо покрывает всю акваторию моря. Это позволяет с большой точностью уловить изменения течений в море и уровня воды у берега.

Однако сложность уравнений, большое число задаваемых начальных и граничных параметров приводят к тому, что время счета даже на современных быстродействующих ЭВМ с большим объемом памяти велико. Оно составляет 5 -- 6 часов для одной ветровой ситуации на таком, например, бассейне, как Азовское море. Ясно, что в целях прогноза течений такие расчетные схемы не используют. Кроме того, в основу расчета нужно заложить прогноз ветра, который имеет собственную ошибку. Поэтому расчетные схемы широко применяют при определении режимных характеристик течений: для этого в качестве полей ветра используют более обоснованные осредненные характеристики ветрового потока. Расчетные схемы течений публикуются в атласах, справочниках, гидрометеорологических картах.

Но вернемся к прибрежной циркуляции. Как мы уже установили, в результате действия ветра и волнового переноса образующиеся течения могут вызывать повышение уровня воды у берега. С увеличением уровня воды начинают развиваться так называемые компенсационные течения, направленные от берега, скорость которых с ростом уровня воды увеличивается. Эти компенсационные течения являются как бы звеном, замыкающим цикл перемещения масс воды. В конечном итоге наступает установившийся режим, при котором количество воды, поступающей к берегу, равно количеству воды, уходящей в море.

Компенсация нагона в природе может идти двумя путями: в виде противотечений и разрывных течений. Гипотетически противотечение можно представить себе так: поверхностное течение, образованное ветром, дующим к берегу, создает подъем воды у береговой линии. Образовавшаяся вследствие этого подъема уровня воды разность давления заставляет воду в придонном горизонте двигаться от берега в сторону открытого моря.

Рис. 8. Схема образования разрывного течения:

а -- вблизи естественных препятствий; б -- при разнонаправленных потоках

В реальных условиях в мелком море под противотечениями понимают не обратный поток в чистом виде, а ту тенденцию к обратному переносу частиц воды, которая создается наклоном уровня, т. е. перепад давления создает препятствие для поступательного движения воды при нагоне: оно замедляется и может совсем прекратиться. Если рассматривать береговую зону в целом, то это представление вполне допустимо, однако в приурезовой зоне оно нарушается эффектом разрывных течений.

Разрывные течения в отличие от компенсационных противотечений являются ярко выраженными узколокализованными потоками, которые могут охватывать всю водную толщу от поверхности до дна. В природе они наблюдаются в виде узких струй, затухающих по мере удаления от берега.

Основная причина возникновения разрывных течений -- извилистость береговой черты и неравномерность нагона воды вдоль берега. При этом в процессе нагона создается сильный вдольбереговой поток: вода накапливается в неровностях рельефа дна, вблизи мысов и кос, являющихся естественными препятствиями ее движению. В этих зонах образуется участок повышенного уровня, и в момент, когда сила, вызванная разностью уровней у берега и в море, превышает силу потока, возникает разрывное течение (рис. 8,а). И действительно, в природе разрывные течения в большинстве случаев наблюдаются у выступающих точек берега. Вместе с тем, у отмелых берегов картина возникновения противотечений может быть иная: сложность топографии подводного берегового склона даже у берега с правильно изрезанной береговой линией приводит к тому, что направление вдольберего-вых течений неодинаково на смежных участках берега. Возникают разнонаправленные потоки, которые при встрече создают разрывные течения (рис. 8,6).

Разрывные течения сравнительно легко обнаруживаются по завихрениям на границах их мощных струй, разрывам в линии прибрежных бурунов и резко выделяющейся мутности главной части. На малых глубинах разрывные течения захватывают всю толщину воды от поверхности до дна. На больших глубинах, как и все сточные течения, они переходят в поверхностные слои. Максимальные скорости разрывных течений на поверхности составляют примерно 1 метр в секунду.

На интенсивность разрывного течения сильно влияет показатель вогнутости бухты или залива (отношение его длины к ширине входного створа). Чем больше этот показатель, тем значительнее ветровой нагон, а значит, струя разрывного течения мощнее и поэтому дальше проникает в море.

В силу локальности и больших скоростей эти течения представляют для мореплавателей в прибрежной зоне серьезную опасность. Судно, оказавшееся в зоне разрывных течений, может быть снесено с курса, а при следовании вдоль берега по судоходному каналу -- выброшено на бровку. Эти факторы необходимо учитывать при плавании в зонах, опасных с точки зрения условий формирования разрывных течений.

И еще одну опасность несут с собой разрывные течения: в отдельных районах эти течения наблюдаются в виде сильных струй придонных течений, их скорость достигает 10 метров в секунду. При этом донный поток сглаживает неровности рельефа даже в прочных коренных породах, а со временем вырабатывает желоба, отходящие от берега на несколько миль, вызывает разрывы в теле подводных вдоль береговых валов, разрушает стенки судоходных каналов. Такие резкие послештормовые изменения морфологии прибрежных районов препятствуют сложившейся схеме перемещения наносов и приводят к образованию мелей и банок в самых неожиданных местах.

Наконец, в морях и океанах, помимо ветровых, могут существовать течения, обусловленные процессами проникновения воды через границу раздела вода -- воздух. Эти течения, называемые течениями поверхностных разделов, определяются в основном осадками, испарением, конденсацией. Собственная скорость этих течений, как правило, не превышает 1 -- 2 сантиметров в секунду, то есть не является препятствием для плавания, но такие течения служат своего рода спусковым механизмом других явлений.

В частности, при безветренной погоде эти течения способствуют интенсивному перемешиванию вод и образованию водных масс с различной плотностью. После этого вступает в действие самая мощная сила движения вод в океане -- сила градиента плотности, и возникает крупномасштабная циркуляция, в которую вовлекаются большие и малые массы воды.

При увеличении или уменьшении массы воды в каком-либо водоеме, соединенном с другим узким проливом, в этой узкости возникают сильные течения. Например, в реальных условиях выпадения осадков и испарения в Азовском море вследствие изменения разности уровней воды Азовского и Черного морей в Керченском проливе могут возникать течения со скоростями 20 -- 30 сантиметров в секунду, что представляет опасность для плавания. В недалеком прошлом в заливе Кара-Богаз-Гол ежегодно испарялось до 5 миллиардов кубических метров и компенсирующий поток воды в одноименном проливе достигал скорости 2,5 метра в секунду.

Следовательно, такие процессы нельзя сбрасывать со счетов при следовании вдоль берега вблизи узких гирл больших заливов и лиманов.