Первинні показники

Показник поглинання m(λ) – коефіціент поглинання безкінечно тонкого шару води на який падає пучок світла у нормальному напрямку і віднесений до товщини цього шару. Одиниця виміру - м^-1.

Показник розсіювання k – коефіціент розсіювання безкінечно тонкого шару води на який падає пучок світла у нормальному напрямку та віднесений до товщини цього шару. Одиниця виміру - м^-1.

Показник ослаблення c – коефіціент ослаблення безкінечно тонкого шару води на який падає пучок світла у нормальному напрямку та віднесений до товщини цього шару. Показник ослаблення

c = m(λ) + k.

З показником ослаблення світла тісно пов'язані поняття прозорості морської води та коефіціент пропускання Т шару морської води.

Коефіціентом пропускання Т шару морсьеої води називається відношення променевого потоку F, який пройшов без зміни напрямку крізь шар води, до потоку F₀, який зайшов у цей шар:

Т = F· F₀^-1,

(Спектральний коефіціент пропускання відноситься до монохроматичного випромінювання визначеної довжини хвилі λ).

Прозорістю морської води називається коефіціент пропускання віднесений до однорідного шару води товщиною 1 м. Вона звичайно передається у відсотках на 1 м.

В океанографії, поряд з наведеними вище фізичним визначенням прозорості, використовується характеристика, яку для скорочення також називають прозорістю, але вона має інше значення. Це відносна прозорість. Відносна прозорість характеризується глибиною зникнення білого диску діаметром 30 см.

Індикатриса розсіювання (об'ємна функція розсіювання) β(θ) – інтенсивність випромінювання елементарного об'єму у даному напрямку, віднесена до величини цього об'єму і до нормальної опроміненості.

3.2. Оптичні властивості вод Світового океану

Хоча води на Землі дуже багато і її властивості вивчають дуже довго, тим не менш, оптичні властивості чистої води досліджені ще недостатньо. Діапазон фізичних умов, в яких вода знаходиться в океані (тиск 1 – 1100 атмосфер, температура -2º ÷ 36º С) такий, що оптичні властивості її у цьому діапазоні практично незмінні. Якщо виключити з характеристик, що спостерігаються в морській воді, компоненту, обумовлену чистою водою, можна вивчати роль розчинених та змулених речовин.

Фізична природа явищ поглинання та розсіювання світла суттєво відмінна. Поглинання відбувається в оптично однорідному середовищі, розсіювання у такому середовищі зовсім відсутнє.

3.2.1. Освітленість поверхні океану

Як звісно з фізики, світлове випромінювання являє собою потік електромагнітних коливань з широким діапазоном довжин хвиль: від радіохвиль до "жорстких гама-хвиль". Для океану найбільше практичне значення має видима частина спектру, яка дає головний енергетичний внесок. Головним чином, це видимі та інфрачервоні промені у діапазоні довжин хвиль λ = 10^-7 ÷ 10^-4 м. Частина цих променів, від 4.0·10^-7 до 7.6·10^-4 м, являє собою світлові хвилі, які бачить око людини.

Променеві потоки, що проникають через поверхню океану, безпосередньо нагрівають воду, тим самим постачають енергію цілій низці океанічних процесів. Крім впливу на температуру води, світлова частина сонячної радіації проявлюється в освітленності глибин, кольорі води а також приймає участь у біологічних та біохімічних процесах, найважливішим з яких є фотосінтез.

Видима частина спектру радіації, яка надходить на поверхню океану та створює освітленість, складається з сонячних променів, що пройшли крізь атмосферу (пряма радіація), і деякої частини променів, що розсіюються атмосферою у всіх напрямках, у тому числі і на поверхню океану (розсіяна радіація).

Співвідношення енергії цих двох світлових потоків, що падають на горизонтальну площину, залежить від висоти Сонця, чим вище воно над горизонтом, тим більша частина прямої радіації. Це пояснюється тим, що при різних висотах Сонця, його промені ослаблюються різною товщею атмосфери, крізь яку вони проходять. Коли Сонце у зениті, його промені проходять найменшу товщу, через це і менше розсіюються; якщо прийняти відстань, яку проходить промінь в атмосфері, коли Сонце у зениті, за одиницю ("маса атмосфери"), тоді при висоті Сонця 40º його промені проходять 1.55 маси атмосфери, при 20º - 2 маси, а при 0º - 35.4 маси атмосфери.

Освітленість поверхні моря у звичайних умовах залежить також від хмарності. Високі та тонкі хмари відкидають униз багато розсіяного світла, завдяки чому освітленість поверхні моря при середніх висотах Сонця може бути навіть більше, чим при безхмарному небі. Природньо, що густі, з великим вмістом води хмари, різко зменшують освітленість.

3.2.2. Поглинання світла

Поглинання світла чистою водою. Вода являє собою щільно упаковану систему, в якій взаємодія між молекулами дуже велика. Тому ряд дослідників вважає, що рідку воду можливо розглядати як макрокристал з атомів водню та кисню.

У молекулі води є сильні смуги поглинання, які знаходяться в частині спектру λ < 18.6 нм (електронні смуги), дуже слабкі смуги у видимій частині, які знаходяться в інтервалі 543 – 847 нм, та сильні смуги в інфрачервоній (ІЧ) частині – 944 нм і більше. Більша частина смуг поглинання рідкої води пов'язана із смугами водяного пару, тобто з спектром ізольованої молекули.

Поглинання світла морською водою. Мінливість оптичних властивостей морської води майже повністю визначається змінами її складу – вмістом розчинених речовин та мулу.

Склад морської води. У морській воді розчинені неорганічні солі, гази та органічні сполуки. Розчинені гази присутні у воді у малих кількостях і практично не виявляють себе в оптиці морської води. На оптичні властивості впливають неорганічні солі та органічні сполуки. В основному їх вплив відчувається в фіолетовій та ультрафіолетовій частині спектру. Головні солі: NaCl, KCl, MgCl, MgSO₄, CaSO₄.

Органічні сполуки. Органічні речовини, які знаходяться у морській воді, приблизно наполовину складаються з органічного вуглецю. Середня концентрація вуглецю у відкритому океані близька до 1мгл^-1. Більша частина органіки знаходиться у розчиненому стані. У водах, які багаті на фітопланктон, кількість розчиненої органіки у 7 – 8 разів перевищує кількість вуглецю у частинках (планктон). З оптичної точки зору особливий інтерес викликає та частина розчиненої органіки, яка носить назву жовта речовина. Під нею розуміють складну суміш гумусоподібних сполук. Вони утворюються з вуглеводів та амінокислот шляхом так званої реакції Мейер. Це відбувається усюди в Світовому океані при розпаді органічних речовин, які складають планктон та продукти його життєдіяльності. При цьому безпосередньо у самій воді створюються жовті або коричневі меланоідіни – органічні сполуки, за властивостями близькі до гумусів грунту. Інше джерело жовтої речовини це гумусові сполуки річкового стоку. Побічним продуктом при створенні жовтої речовини є флюоресцируюча компонента.

Мул. Дуже різноманітний – це і теригенні частки (річки, вітер), і клітини фітопланктону, і бактерії, і частки вулканічного або космічного походження, і детрит – залишки розкладених клітин фітопланктону та скелетів зоопланктону. З оптичної точки зору, головний інтерес викликає мул за розмірами від сотих частин мікрону до десятків мікрон. Більш тонкі частки дуже малі, а вплив дуже великих часток незначний (їх дуже мало в мулі).

У водах верхнього шару відкритого океану концентрація мулу складає 0.05 – 0.5 мгл^-1, поблизу берегів значенння можуть зростати у десятки і навіть сотні раз, у глибинних водах вона знижується до 0.001 – 0.25 мгл^-1. Ще менш надійні дані про число часток в одиниці об'єму: результати підрахунку – 10⁴ ÷ 10⁶ ч·л^-1; за лічильником Коультера - 10⁶ ÷ 10⁸ ч·л^-1; оптичні методи дають оцінку - 10⁸ ÷ 10¹⁰ ч·л^-1.

Таким чином, поглинання світла у морській воді зобов'я зане чистій воді, розчиненим речовинам (іонам неорганічних солей, жовтій речовині), часткам (пігментам фітопланктону). Мінімум поглинання чистої води знаходиться при λ = 460 нм, m(λ) = 0.002 м^-1. Іони неорганічних солей практично не впливають на поглинання у видимій частині спектру., однак вони викликають постійне поглинання, яке зростає при зменшенні λ, в ультрафіолетовій області. Для λ ≤ 250 нм внесок солей дуже помітний: це головним чином броміди, і в меншій мірі нітрати. Помітне поглинання у цій області викликає також розчинений кисень. Жовта речовина також сильно поглинає короткі хвилі.

Поглинання світла частками головним чином викликано фітопланктоном, який містить пігменти – хлорофіл, каратиноїди і інші. На відміну від монотонного поглинання жовтою речовиною, поглинання пігментами має локальні максимуми.

Зростання m(λ) з зростанням довжини хвилі зобов'язане чистій воді, а при зменшенні λ – розчиненим речовинам та часткам. Положення мінімума пов'язане з абсолютними величинами поглинання: в чистих океанських водах мінімум поглинання знаходиться, як правило, поблизу 510 нм, тобто співпадає з положенням мінімума поглинання чистої води.

3.2.3. Розсіювання світла

Розсіюваня світла буває 2 типів – молекулярне та змуленими частками.

Молекулярне розсіювання відбувається через флуктуації густини, орієнтації анізотропних молекул води та концентрації розчинених речовин. Так як усі ці три фактори не впливають один на одного, тоді повне молекулярне розсіювання є їх сумою. Молекулярне розсіювання без великої помилки можливо вважати однаковим для усіх океанських вод і індикатриса розсіювання за видом близька до Релейівської.

Розсіювання змуленими частками. Частки мають складну неправильну форму. Розмірт їх звичайно порівняні або більші за λ. Точної теорії розсіювання світла на таких частках не існує, тому при теоретичному аналізі цієї проблеми користуються моделлю еквівалентних сфер.

У моделі частки морського мулу вважаються незалежними розсіювачами. Якщо у полі зору приймача буде не одна частка а багато, то повна яскравість розсіювання буде дорівнювати сумі яскравостей створених окремими частками.

Мінливість розсіювання світла морською водою. Розсіювання світла в морській воді змінюється у широких межах: від значення загального показника розсіювання у кілька сотих до одиниць зворотніх метрів. Найменше значення k = 0.022 м^-1 (λ = 546 нм) - виміряне на горизонті 500 м у Тихому океані у районі надзвичайно прозорих вод на північний захід від острова Раротонга. Типове значення k для поверхневих вод відкритого океану 0.1 – 0.16 м^-1, для глибин – 0.05 – 0.01 м^-1. Найбільше значення k виміряне поблизу берегів Перу складає 2.7 м^-1.

Внесок молекулярного розсіювання у величину k навіть у самих чистих океанських водах не перевищує 7 – 8 %, а у більшості випадків він надзвичайно малий.

Просторова мінливість поля показника розсіювання визначається процесами, які формують поле мулу – це течії, турбулентність, апвелінги та даунвелінги, біологічні явища, пов'язані з генрацією часток безпосередньо у морській воді, надходження часток з атмосфери, від річок та від процесів розчину та осаду.

Часова мінливість визначається, відповідно, мінливістю біологічних та динамічних факторів (добові, сезонні та інші коливання).

3.3 Проходження світла через поверхню моря

Відбиття світла від поверхні моря. Випромінювання, яке падає на поверхню моря, відбивається та заломлюється морською поверхнею. Коефіціент відбиття r_p,s та пропускання d_ps для паралельних та нормальних променів до площини падіння визначаються формулами Френеля:

r_s = sin² (i-j) / sin² (i+j), d_s = 1 - r_s, sin(i) / sin(j) = n

r_p = tg² (i-j) / tg² (i+j), d_p = 1 - r_p .

де: i – кут падіння; j – кут заломлення; n – показник заломлення води відносно повітря.

Якщо поверхня опромінюється звичайном пучком, у якому обидві складові поляризації однакові, тоді коефіціент відбиття r буде визначатися як

r = 0/5 (r_s + r_p).

Необхідно відмітити, що для променів, які падають на поверхню нормально (і =0), коефіціент відбиття від води r дуже малий (~ 2 %). При зростанні кута падіння і він помалу зростає (при і = 60º, r = 5.9 %). Швидке зростання r відбувається у дотичному напрямку, тобто в області великих і. При і = 90ºЮ, відбиття буде повним (r = 100 %).

Частка потоку, радіації що падає, і відбита від поверхні моря, називається альбедо поверхні моря А_r, а частка радіції, що увійшла в море, називається коефіціентом пропускання поверхні моря Т. Очевидно, що А_r+Т=1. Повне альбедо моря А = А_r + А_d (А_d – частина альбедо, що викликана пучком, розсыяним товщею моря).

Проходження світла через поверхню. Світловий пучок, який зайшов у воду, стискається, при цьому лінійний кут стискання дорівнює коефіціенту заломлення n, і тому, тілесний кут буде дорівнювати n². Відповідн, яскравість світлового пучка у воді буде в n² разів більше, так як та ж енергія буде розповсюджуватися в більш вузькому пучку. Якщо врахувати відбиття пучка на межі поділу, тоді яскравість в атмосфері Ва і в морі Вм будуть пов'язані наступною формулою

Вм = n² (1 – r) Ва.

Рівна поверхня моря при нормальному падінні променів, пропускає 98% пучка, що падає, при дотичному падінні поверхня моря нічого не пропускає.

3.3.1 Підводна опроміненість

Випромінення, що зайшло під поверхню моря, ослаблюється через поглинання (ІЧ та червона частини спектру) та розсіювання. Із зростанням глибини спектр опромінення звужується, а максимум у спектрі в чистих океанських водах зміщується в область 450 - 460 нм.

Численні експерименти показують, що починаючи з деякого рівня, опроміненість зменшується з глибиною за експонентою

E(z) = E(0) e^-аz,

де: Е(0) – опроміненість горизонтальної площини,розташованої під поверхнею моря; E(z) – відповідно, опроміненість на горизонті z; а – показник вертикального ослаблення.

Показник а завжди менше с (показник ослаблення випромінювання у водному середовищі) і, як виходить з одночасних вимірювань а та с, виконується співвідношення а ≈ 0.25 с.

Єрлов [6] запропонував оптичну класифікацію поверхневих вод океану за пропусканням 1 м води (при високому положенні Сонця). Узагальнення данних вимірів дозволило йому виділити три головних типу вод - І, ІІ і ІІІ, до яких потім було добавлено два проміжних – ІА і ІВ.

На глибинах, що перевищують 100 м, практично зостається синій колір. Сонячна енергія, що проникає у море, поглинається та використовується рослинами. В спектральному діапазоні від 350 до 700 нм вона носить назву фотосинтетичної активної радіації (ФАР). Дослідження ФАР на різних глибинах дуже цікавить біологів, так як у процесі фотосинтезу створюється уся первинна біологічна продукція.

3.3.2 Яскравість світлового поля у морі

Залежить від наступних факторів:

1) умов освітленості моря;

2) проходження світла через схвильовану поверхню моря;

3) розповсюдження світла у морському середовищі.

Перший фактор визначається, головним чином, тим, чи закрите Сонце хмарами і яка його вишина.

Другий – заломленям променів, що падають на схвильовану поверхню.

Третій – багаторазовим розсіюванням та вибірковим поглинанням світла.

Структура світлового поля при зануренні у море, постійно трансформується, і головним чином – яскравість, яка залежить від глибини і напрямку. Спостереження показують, що по особливостям будови функції яскравості можливо виділити 3 зони:

1) підповерхневу;

2) проміжну;

3) зону глибинного режиму.

Перша розташована приблизно на глибинах менших Zб (глибина видимісті білого диску). Третя – на глибинах більших 4 Zб. Друга – посередині між 1 та 3.

Виділені зони характеризуються наступними особливостями:

- у підповерхневій зоні спостерігаються великі флуктуації яскравості (та опроміненості). Вертикальний показник ослаблення тут залежить від кута падіння випромінення. Спектр широкий – від ближнього ультрафіолетового до оранжово-червоного світла.;

- у проміжній зоні флуктуації світлового поля загасають. Поляризація світла тут залежить, як від явищ на поверхні, так і від розсіюваючих властивостей середовища. Спектральний діапазон випромінення постійно звужується.

- у третій зоні флуктуацій яскравості нема, самі зміни яскравості та опроміненості пов'язані тільки зі зміною освітленості поверхні. Кутовий розподіл яскравості та поляризація світла залежать тільки від первинних характеристик середовища, а не від умов освітленості. Спектр характеризується синьо-зеленою ділянкою [6,7].

-

3.4. Прозорість морської води.

Прозорість морської води залежить від характеру процесів поглинання та розсіювання світла в морській воді; головним чином від розмірів та кількості завислих у воді частинок органічного та неорганічного походження. Можна вважати, що прозорість не залежить ні від температури, ні від солоності морської води.

Під прозорістю в океанології розуміють глибину занурення білого диска (діаметром ЗО см), на якій диск перестає бути видимим з поверхні моря. За В.В.Шулейкіним [8], прозорість обернено пропорційна коефіцієнту розсіювання k:

Н = 2k^-1,

де H - глибина зникнення білого диска.

Це співвідношення надає можливість пов'язати умовну характеристику - відносну прозорість - з фізичною характеристикою оптичних властивостей морської води. Прозорість має вимірюватися за чітко визначених певних умов, оскільки її величина залежить від висоти спостережень, періоду доби (висоти сонця над горизонтом), хмарності та хвилювання моря. Із збільшенням висоти спостережень (до 200-300 м) прозорість зростає, а тому спостереження за прозорістю можна порівнювати лише за фіксованої висоти спостережень (3-7 м). Хвилювання моря ослаблює потік світла, що проникає у глиб моря, внаслідок чого прозорість, як правило, зменшується. Те ж саме спостерігається за наявності потужного хмарного покриву. Найбільш сприятливими умовами для визначення прозорості є тонкі перисті хмари і високе сонцестояння.

3.5. Колір морської води та колір моря.

Розрізняють колір морської води та колір моря. Колір морської води зумовлюється сукупною дією поглинання та розсіювання світла у воді і не залежить від зовнішніх чинників. Основну роль при цьому відіграє дифузний (розсіяний) потік світлової енергії, який іде з глибини моря. Потік світла, спричинений молекулярним розсіюванням, створює синій колір. Пов'язано це з тим, що коефіцієнт молекулярного розсіювання (на відміну від поглинання) для променів синьо-фіолетової області спектра у три рази більший, ніж для променів червоно-жовтої області спектра.

Індивідуальні особливості кольору води кожного моря, так само як і величина його прозорості, залежать в основному від процесу розсіювання світла різними включеннями, тобто від кількості та розмірів завислих частинок органічного і неорганічного походження та від вмісту у воді розчинених газів. Визначають колір води за шкалою колірності, що являє собою набір пробірок з рідиною різного кольору (від темно-синього до коричневого), які порівнюються з кольором білого диска на глибині його зникнення.

Колір моря, тобто забарвлення його поверхні, залежить від різних
зовнішніх умов: від кута зору, під яким спостерігач дивиться на морську поверхню, від кольору неба, наявності хмар, від стану поверхні моря, від розмірів та форми вітрових хвиль. Помічено, що при виникненні хвиль море починає швидко синіти, а при щільних хмарах колір моря здається більш темним.

Оскільки колір і прозорість зумовлюються одними й тими самими факторами, між ними існує певна залежність. У табл.3.1 наведено співвідношення між відносною прозорістю і кольором морських

вод, яке встановлене Ю.В.Преображенським за матеріалами спостережень у морі за 10-бальної хмарності та хвилювання до 3 балів

Загальною закономірністю для всіх океанів і морів є деяке зменшення прозорості при наближенні до берегів. Колір води при цьому також змінюється, вода зеленіє, а інколи набуває жовтуватих і навіть коричнюватих відтінків. Пояснюється це тим, що прибережні води опріснюються стоком річок, води яких збагачені різними завислими частинками. До того ж прибережні мілководдя скаламучуються під час штормів.

У центральних частинах океанів прозорість, як правило, перевищує 20 м, а колір відповідає першим трьом номерам шкали колірності морської води. Найбільша прозорість (65,5 м) спостерігається в Саргасовому морі. У помірних і полярних зонах океанів, збагачених планктоном, прозорість становить 15-20 м, а колір зеленувато-голубий. У морях помірного поясу вода має зеленуватий колір, а в місцях впадіння великих річок - каламутно-жовтий і коричнево-жовтий; прозорість при цьому різко падає.

Свічення та цвітіння морської води. Свічення моря - це збільшення яскравості морської поверхні, зумовлене світлом, що випромінюється морськими організмами. Розрізняють три типи свічення: розлите, іскрове та свічення великих організмів. Перший тип спричинюється бактеріями. Це суцільне рівномірне свічення поверхні моря. Іскрове (точкове) свічення викликається планктоном. Світяться також великі за розмірами організми: риби, великі медузи та ін.

Організми, які світяться, мешкають по всій товщі вод від поверхні до дна. Деякі з них світяться за допомогою маслянистих крапельок, які знаходяться всередині клітини (ночесвітки), в інших спеціальні залози виділяють речовину, що світиться (медузи, рачки), треті мають особливий орган, що світиться (риби, головоногі молюски).

Свічення моря становить практичний інтерес для різних галузей діяльності людини. Так, воно може сигналізувати рибалкам про наявність косяків риби і в той же час відлякувати її, демаскуючи рибальські сіті, може служити попередженням для мореплавців про підводні небезпеки, що може запобігти зіткненню із суднами і плаваючими предметами.

Цвітіння моря - це незвичайна зміна забарвлення його поверхні,
обумовлена біологічними причинами. Таке явище спостерігається внаслідок бурхливого розвитку планктонних рослинних або тваринних організмів, скупчення яких забарвлює поверхню води в певний колір. Так, ночесвітка, котра світиться вночі, вдень забарвлює море в рожеві, буро-червоні, а інколи жовті чи зелені тони. При масовому розвитку діатомових водоростей поблизу тихоокеанських берегів Північної Америки море набуває кольору крові.

Синьозелені водорості забарвлюють морську воду в зелений колір. У тропіках їх скупчення поширюються на десятки і навіть сотні кілометрів. Вода при цьому має запах хлору, а вітрове хвилювання заспокоюється. Зелене забарвлення води синьозеленими водоростями влітку часто спостерігається в Азовському і Балтійському морях [9].

4. ХВИЛІ В ОКЕАНІ

Під зазгальною назвою "хвильових явищ" мається на увазі велика кількість динамічних процесів, дуже різних за своєю фізичною природою. Під словом "хвиля" звичайно розуміють таку форму періодичного руху, при якому частки середовища здійснюють коливання навколо положеня своєї рівноваги. До числа таких рухів, що спостерігаються в природі, можуть бути віднесені і морські хвилі. Але навіть у такому звуженому розумінні хвильові рухи виявляються дуже різноманітно. Хвилі можуть бути високими і низькими, довгими і короткими; вони можуть бути стоячими, тобто зберігаючими місце свого положення, або можуть переміщуватися; при переміщенні хвилі можуть зберігати свою форму – бути, як кажуть, перманентними, або цю форму змінювати: хвиля може бути поодинокою або супроводжуватися низкою інших хвиль, іноді взаємно інтерферуючих і формуючих загальну групову комбінацію.Причини, які обумовлюють подібні хвильові рухи, можуть бути різними.Якщо поверхня рідини, що знаходилась у покої, була виведена будь-яким чином з горизонтального положення, сила тяжіння завжди буде намагатися повернути її до початкового стану рівноваги, а це викличе коливання окремих часток води. Створені при цьому хвилі носять назву гравітаційних.Хвилі можуть виникати під дією вітру, завдяки швидким змінам атмосферного тиску над поверхнею води, через рух твердрго тіла у рідині і т.і.

Дослідженнями Гельмгольца і Кельвіна було доведено, що тільки у стані спокою середовищ різної густини поверхня, що їх розділяє, буде площиною. Поверхня розділу приймає хвильоподібний характер, як тільки одне з цих середовищ отримає будь-яку швидкість. Хвилі при цьому не виникали б, якби між цими середовищами не було тертя.. Таким чином умовою, достатньою та необхідною для хвилеутворення, є існування різниці густин в обох середовищах і існування тертя між ними. Тобто, хвилі можуть виникати і в глибоких шарах гідросфери, якщо там існує відносний рух шарів води різної густини, та у високих шарах атмосфери, якщо там існує подібний рух неоднорідних повітряних мас. Виникненя хвиль і в рідинах і в газах спостерігається в природних умовах постійно. Наприклад, пасми хмар, які часто з'являються на небі, так звані хвильові хмари. За своїм виникненням вони відповідають дійсним хвилям у зоні розділу двох повітряних шарів, різних за густиною та швидкістю руху. Процес їх виникнення однаковий з морськими хвилями. На відміну від останніх, повітряні хвилі мають тільки більші розміри і більш повільні коливання.

Хвилі спостерігаються на поверхні покриття з снігу та на безмежних просторах піщаних пустель. Теорія утворення та руху хвиль на піску спирається, насправді, на дещо інших принципах, ніж утворення хвиль на воді. У воді рух наближається до таких його форм, які можуть існувати в рідині без тертя. У піску або у снігу рух складається з підйому, переносу та відкладення поверхневих часток, і на глибині у кілька їх діаметрів, частки знаходяться вже у спокої.

Добре відомі так звані "відбитки хвиль" на морському піску. Це явище обумовлене тими обставинами, що коли пісок вкритий водою, він є поверхнею, яка стає рухомою, так як вона насичена водою. Рух цієї води гальмується піском, і завдяки цьому шар води, що лежить над нею при відпливі рухається швидше, що викликає утворення хвиль, які фіксує пісок. Як продемонстрували досліди Дікона (у лабораторних умовах), перший рух піска відбувався, коли швидкість течії досягала 0.4 мс^-1. Цей рух обмежувався малими окремими частками, і при збереженні цієї швидкості, частки що рухалися, вкладалися у паралельні смуги, нормальні до напрямку течії.

Зовнішні фізичні умови дуже сильно впливають на форми хвилювання та на характер вітрових хвиль. Глибина, ширина басейну, конфігурація його дна та берегів – все це за суттю- умови, що визначають особливості хвиль, що спостерігаються на поверхні.

У сучасний період питання дослідження хвилювання, особливо штормового, і його впливу на гідротехнічні споруди, рельєф дна та берегову смугу стають вельми актуальними у зв'язку з широкими масштабамит освоєння гідросфери.

Дослідження хвильових процесів виконують з використанням трьох основних методів – натурного, теоретичного та лабораторного.

4.1. Методи дослідження хвиль

Метод натурних спостережень. Застосовувався з давніх часів, використовуючи цей метод стародавні грецькі морепвлавці, зокрема, помітили групову структуру вітрових хвиль.

Першими будівниками морських хвилезахисних споруд сучасного типу були фінікійці: наприклад порт Тір, який був розташований на східному березі Середземного моря, мав 5 захисних споруд: 3 моли та 2 хвилеломи. Значним інженерним мистецтвом вирізнялися порти стародавніх римлян – захисні споруди вертикального типу мурувалися з велики блоків на пуцолановому розчині (застигає під водою). Римські порти Антіум та Центум – Целі за розміщенням хвилезахисних споруд дуже нагадують сучасні: акваторія цих портів була обмежена 2 збіжними молами, а перед ворітьми порту був розташований хвилелом.

У епоху Відродження мореплавство та будівництво портів знову почали розвиватися, що створило сприятливі умови для накопичення відомостей про хвилі на морях і океанах, і також про їх дію на різні споруди у морі. Довгий час єдиним джерелом таких знань були випадкові візуальні оцінки. Перші видані такі спостереження висоти хвиль базувалися на даних командувача американської ескадри Уілкса за період з 1838 до 1842 рр. Найбільш широкі візуальні спостереження за елементами хвиль у Світовому океані виконав і видав лейтенант французького флоту А.Парі у період з 1867 до 1870 рр.

У середині 19 сторіччя поряд з візуальними оцінками почали застосовувати різні пристрої та засоби для підвищення точністі вимірювань. Уолкер (1841) та Мурсом, мабуть, першими виконували хвильові спостереження за допомогою віхи та буйків біля берегів Британських островів. У 1865 році англійський корабел Фруд запропонував оригінальну конструкцію хвилемірної віхи, у якій була використана властивість хвиль швидко згасати з глибиною (віха Фруда).

До другої половини 19 сторіччя відносяться перші спроби узагальнення спостережень за елементами хвиль у вигляді емпіричних формул. Антуан (1879) запропонував співвідношення, яке пов'язує висоту хвиль зі швидкістю вітру; у Стівенсона (1874) висота хвиль залежала тільки від відстані до берега, у бік якого дме вітер, і яку назвали довжиною розгону.; Берген (1890) уперше запропонував емпіричні формули, які визначають висоту і довжину вітрових хвиль в залежністі від 3 факторів – швидкісті вітру, тривалісті його дії, довжини розгону.

Англійський інженер портобудівник Стівенсон (1886) був першим дослідником, який виконав натурні виміри сили удару прибійних хвиль динамометром.

З швидким зростанням морського транспорту на початку 20 сторіччя значний розвиток отримали і методи спостережень за хвилями: у 1906 році вперше була виконана стереофотозйомка хвиль в Індійському океані, а в 1907 році і на Чорному морі. Створюються перші натурні станції для вивчення дії хвиль на портові захисні споруди в Туапсе, Ленінграді, Дьєпі, Генуї. Найбільш інтенсивні удари вітрових хвиль в морський хвилелом вертикального типу були зареєстровані за допомогою пьєзоелектричних датчиків. Виміряні величини тиску склали до 69 т·м^-2, пізніше на американському узбережжі були зареєстровані хвильові навантаження до 100 т·м^-2 на поверхню споруди і до 200 т·м^-2 на корабель.

Особливо широко розгортаються натурні дослідження вітрових хвиль у повоєнні роки: (розробляються нові прилади, засновуються дослідні станції, організуються хвилемірні пости на берегах та кораблях, встановлюються морські платформи на палях, упроваджуються нові методи – наприклад, радіолокаційний і т.і.).

Зібрані матеріали спостережень періодично узагальнювались у формі залежностей та графіків для розрахунку параметрів хвиль. Створювались атласи і довідники про режимні характеристики хвиль та вітру морів і океанів.

Однак усі перелічені дослідження не привели до розкриття будь-яких принципіально нових особливостей процесу розвитку вітрових хвиль порівняно з тими, що були відомі ще з часів Бергена. Елемент нового з'явився після широкого запровадження у практику досліджень хвилеграфів, ЕОМ і теорії випадкових функцій. Статистична обробка елементів хвиль, отриманих з хвилеграм, дозволила отримати функції розподілу цих елементів. Вдалось також виявити важливі закономірності у статистичних характеристиках хвиль відкритого океану та прибережної зони.

Плідним виявився інший підхід, який запропонував американський вчений В.Пірсон (1951 р.). Якщо вважати вітрові хвилі як квазістаціонарний випадковий процес, тоді їх можливо досліджувати за допомогою методів спектрального аналізу. (Теорія і методи спектрального аналізу були розроблені у 30 –ті роки 20 сторіччя радянським математиком А.Я.Хінчіним). Головна перевага методу це те, що він дозволяє виконувати грунтовні фізичні дослідження будь якого складного коливального процесу.

Теоретичні дослідження. Перша і не дуже вдала спроба побудови теорії хвиль на поверхні важкої рідини належить І.Ньютону (1687), за якою, рух часток рідини у хвилі відбувається таким же чином, як і коливання у U – подібній трубі. Період цих коливань Ньютон обчислив теоретично. Його теорія панувала у науці близько ста років. І тільки Лаплас у 1776 році уперше побудував приблизно вірну теорію розповсюдження хвиль у безкінечно довгому каналі прямокутного перерізу. Лагранж через 12 років, незалежно, розробив теорію розповсюдження довгих хвиль і отримав формулу для швидкості їх розповсюдження. Точну теорію усталених коротких вихрових хвиль уперше розробив чеський вчений Герстнер у 1802 році.

Таким чином на початок 19 сторіччя Лаплас, Лагранж і Герстнер розробили 3 різні теорії поверхневих хвиль. У зв'язку з цим Паризька академія наук оголосила конкурс на кращу роботу з теорії хвиль на поверхні води. Першу премію отримав математик Коші та фізик Пуассон у 1815 році. Вони розробили теорію неусталених хвиль малої амплітуди, які збуджуються концентрованим джерелом на поверхні рідини.

Подальший прогрес у теорії хвиль пов'язаний з Г.Стоксом. Він відкрив поступний перенос маси при розповсюдженні гравітаційних хвиль кінцевої амплітуди на поверхні важкої рідини у 1847 році. На його честь цей ефект названо стоксовою течією. Кельвін і Гельмгольц розглянули задачу про втрату сталісті межі розподілу 2 ідеальних рідин, які рухаються з різними швидкостями у горизонтальному напрямку у полі сили тяжіння. Виявилося, що при деякій, певно визначеній різниці у швидкостях, на поверхні розділу виникають хвилі. Таким чином, на початок 20 сторіччя були закладені засади теорії хвиль ідеальної рідини з вільною поверхнею.

У працях гідродинаміків 20 сторіччя ця теорія отримала подальший розвиток. Нєкрасов у 1922 році уперше побудував точну теорію усталених гравітаційних хвиль на поверхні ідеальної рідини безкінечної та кінцевої глибини. Точний метод обчислення усталених хвиль кінцевої амплітуди на поверхні розділу двох ідеальних рідин з кінцевою глибиною розробив Кочін у 1926 році. Академік Христианович у 1938 році розробив теорію довгих неусталених хвиль кінцевої амплітуди.

Цікавий ефект нелінійної взаємодії 2 хвиль однакової частоти, які розповсюджуються назустріч, виявив шляхом теорії Міш у 1944 році. Цей ефект виявляється у виникненні незгасаючих з глибиною і незалежних від просторових координат пульсацій тиску з подвійною частотою. Цей результат дозволив Лонге-Хіггінсу у 1950 році розвити теорію утворення мікросейсмічних коливань дна океану під дією штормових хвиль. Інші цікаві ефекти нелінійної взаємодії хвиль кінцевої амплітуди виявили теоретично Філліпс та Лонге-Хіггінс. Зокрема, вони відкрили, що взаємодія 2 хвиль різної частоти, які рухаються під деяким визначеним кутом одна до іншої, приводить до розвитку третьої – резонансної хвилі з амплітудою, яка зростає пропорційно часу.

У всіх перелічених теоретичних роботах хоча і розглядалися хвильові рухи тих же типів, що виникають у воді під дією вітру, але в той же час не вивчались фізичні механізми та закономірності розвитку вітрових хвиль. Ця теорія отримала подальший розвиток у роботах Майлза, Бенджаміна, Лайтхіллаа та Девіса, у яких були враховані зміни швидкості вітру з висотою від поверхні, та в'язкість повітря. У роботах цих вчених був розкритий новий специфічний, для потоків з градієнтом швидкості, механізм зворотнього зв'язку, який забезпечує перенос енергії від хвиль до вітру. Недоліком теоретичної моделі Майлза – Бенджаміна було неурахування турбулентних пульсацій гідродинамічних характеристик потоку вітру. Цей недолік урахував Філліпс, який розглянув резонансний механізм генерації хвиль, обумовлений турбулентними пульсаціями тиску у потоці вітру. Пізніше ці теорії були поєднані в одну теорію генерації хвиль Філліпса – Майлза, згідно якої мають місцу 2 головних механізма енергозабезпечення хвиль з боку вітру – резонансний механізм та механізм зворотнього зв'язку. Таким чином, вони впритул наблизилися до питання про формування і розвиток головних систем у полі вітрових хвиль.

Лабораторні дослідження. Перші відомі лабораторні досліди вивчення властивостей хвиль на поверхні водойми пов'язані з іменем Леонардо до Вінчі. Він виявив, що хвильові рухи мають виключно коливальний характер і, також, дослідив явища інтерференції та відбитку хвиль.

Перші широкі, але не зовсім вдалі, дослідження хвиль у гідравллічних лотках виконали брати Вебер у 1825 році. Вони побудували два лотки – один скляний, інший, більший - дерев'яний зі скляними вікнами. Вода у лотках була насичена змуленими частками, рух яких спостерігали і фіксували. Вимірювалися період і швидкість розповсюдження хвиль, а самі хвилі збуджували шляхом відкачки частини води та швидкого впускання її у кінці лотка. Однак досліди братів не привели до будь яких чітких результатів і мали тільки важливе методичне значення.

Значний науковий результат, отриманий під час лабораторних екпериментів, належить С.Расселу (1845 рік). Ним був виявлений та досліджений раніше невідомий хвильовий рух, який отримав назву поодинокої, або відокремленої хвилі (солітон). Ця хвиля відноситься до класу плоских довгих хвиль. Вона має форму поодинокого підняття дзвіноподібної форми над спокійним рівнем води і розповсюджується на великі відстані без зміни своєї форми. Збуджувалася ця хвиля шляхом швидкого впускання достатньо великої кількості у кінці довгого лотка через спеціальний шлюз. Теорію відокремленої хвилі розробили багато пізніше Буссінеск і Релей.

У наші часи побудовані різноманітні установки, які дозволяють відтворювати у різних масштабах, як регулярні, так і нерегулярні хвилі, вивчати їх властивості та ефекти дії на гідротехнічні споруди, дно та берега. Плоске моделювання виконують у лотках, а просторове – у басейнах. Регулярні хвилі збуджують періодично діючими хвилнпродукторами, нерегулярні – за допомогою повітряного потоку або хвилепродуктором з програмним керуванням. Оригінальний хвилевий лоток, який отримав назву штормового басейну, був побудований у Криму (Кацивелі) за ініциативою академіка В.В.Шулєйкіна. Лоток має форму кільця, у верхній частині якого циркулює повітряний поток.

За результатами численних експериментів перевірені та обгрунтовані висновки гідродинамічної теорії хвиль. Перевірка деяких висновків привела до відкриття нових, раніше невідомих ефектів.

Також слід розглянути роботи, які неможливо з певною визначеністю віднести до перелічених вище методів дослідження хвиль. Характер цих досліджень полягає у розробці методів розрахунку параметрів хвиль, заснованих на аналізі енергетичного балансу хвиль. Засновником такого напрямку був Маккавєєв, який у 1937 році уперше склав рівняння енергетичного балансу хвиль. Специфіка його методу полягає у тому, що дані про механізм енергозабезпечення хвиль вітром беруть або з результатів натурних, або лабораторних досліджень, або ж задають гіпотетично, а сам складний процес хвилеутворення, звичайно, замінюють однією системою регулярних хвиль. Метод виявився дуже плідним – він дозволив розробити багато інженерних формул і графіків для розрахунку параметрів хвиль у залежності від основних хвилеутворюючих факторів. З розвитком досліджень спектральної структури вітрових хвиль, метод Маккавєєва почали удосконалювати шляхом урахування спектральної моделі процесу. Метод енергетичного балансу дозволив розробити прийоми розрахунку трансформації та рефракції хвиль у прибережній зоні під впливо глибин, що повільно змінюються. Він же дозволяє з нових позицій підійти до розрахунку дифракційно-рефракційних явищ на акваторії порту [10,11].

4.2. Хвильові процеси в океані

Внаслідок дії на водну масу океанів і морів різних сил, виникають коливальні та поступні рухи часток води. Розповсюдження коливань або збурень у морській воді, як і взагалі у будь-якому середовищі, що деформується, називають хвильовими рухами або хвилями. При цьому хвиля може являти собою розповсюдження збурення будь-якого виду:

Дуже часто при описі хвиль на поверхні рідини, у тому числі і морських хвиль, хвилею називається відрізок безкінечної хвилі, який відповідає довжині хвилі λ.

Із загальної теорії коливань звісно, що частки середовища при розповсюдженні хвиль виконують тільки коливальні рухи навколо свого середгього положення, але у дійсності це не так. Окрім переносу енергії хвилями, спостерігається також деякий перенос маси, чисельне значення якого дає теорія хвиль кінцевої амплітуди – вже згадуваний вище, стоксів перенос.

4.2.1. Головні поняття та визначення

При описі хвильових збурень, які розповсюджуються на поверхні моря, часто використовуються, у випадку плоского руху, наступні поняття, рисунок 4.1.:

Рисунок 4.1. Профіль хвилі і її геометричні елементи.

1 – спокійний рівень, тобто рівень моря при відсутності хвиль;

2 – хвильовий профіль – переріз послідовних хвиль вертикальною площиною вздовж напрямку поширення хвиль;

3 – середня хвильова лінія – горизонтальна лінія, яка перетинає хвильовий профіль так, що сумарні площі фігур, обмежених хвильовим профілем і розташованих нижче і вище цієї лінії, рівні між собою;

4 – улоговина хвилі – частина хвилі, розташована нижче середньої хвильової лінії;

5 – гребінь хвилі – частина хвилі, розташована вище середньої хвильової лінії;

6 – вершина хвилі – найвища точка хвильового профілю;

7 – підошка хвилі – найнижча точка хвильового профілю;

8 – фронт хвилі – лінія, яка проходить вздовж гребеня хвилі перпендикулярно напрямку поширення хвилі;

9 – довжина хвилі (λ) – відстань між сусідніми вершинами або підошвами хвиль;

h – висота хвилі – перевищення вершини хвилі над підошвою;

а – амплітуда хвилі – половина висоти хвилі.

У кількісному відношенні морські хвилі також характеризуються елементами, або параметрами, до яких відносяться:

τ – період хвилі – проміжок часу між проходженням через одну і ту саму точку простору двох суміжних гребенів (чи підошв), протягом якого частинки води повністю проходять свою орбіту;

h / λ – крутизна хвилі;

с – швидкість хвилі – відстань, яку пробігає гребінь (чи інший елемент хвилі) за одиницю часу в напрямку поширення хвилі (с = λ / τ), ще має назву – фазова швидкість.

4.2.2. Класифікація хвиль

У залежності від характеру діючих сил, розмірів елементів хвиль та їх змін у часі, співвідношення між елементами хвиль та глибиною – у морі можуть спостерігатися різноманітні системи хвиль, класифікацію яких можливо провести за різними ознаками. Найбільш загальною є генетична класифікація, згідно з якою хвилі поділяють за причинами, що їх викликають, на:

- вітрові (фрикційні чи хвилі тертя), які утворюються під дією
вітру;

- припливні, причиною яких є припливи;

- анемобаричні - обумовлені змінами атмосферного тиску;

- сейсмічні (цунамі) - викликаються підводними землетрусами;

- корабельні — утворюються при русі суден.

Хвилі також поділяють:

- за наявністю видимого переміщення форми хвилі на поступа­льні і стоячі;

- за співвідношенням довжини хвилі λ і глибини моря Н на ко­роткі (λ<Н) і довгі (λ >Н):

- за глибиною поширення на поверхневі і внутрішні;

- за періодом - короткоперіодичні і довгоперіодичні;

- за формою - двомірні, тримірні та відокремлені;

- за дією хвилетворних факторів - вимушені, які існують під впливом тієї сили, що їх викликала, і вільні, які існують після при­пинення дії основного чинника;

- за ступенем розвитку хвильового профілю - несталі, які зна­ходяться на стадії розвитку або затухання, і сталі, які знаходяться на стадії стабілізації;

- за силами, які повертають частинки води у положення рівноваги -капілярні, у яких такою силою є сила поверхневого натягу (наприклад, вітрові хвилі-жмури), та гравітаційні, в яких переважає сила тяжіння.

Найбільш поширені у Світовому океані вітрові хвилі. Вони від­носяться до категорії поверхневих поступальних короткоперіодичних хвиль.

4.3. Теорія трохоїдальних хвиль та сучасна теорія хвилювання

Трохоїдальна теорія є першою спробою фізико-математичних тлумачень хвилетворного процесу. Ця теорія розроблена в 1801 р. Ф.Герстнером для ідеалізованих умов:

І) вважається, що рідина є ідеальною, без сил внутрішнього тертя;

2) розглядаються тільки двомірні хвилі;

3) море вважається без берегів і глибоким (глибини значно перевищують довжину хвилі).

Розглянемо поступальну двомірну хвилю типу вільних хвиль-брижів. Зовнішня форма таких хвиль являє собою трохоїду (крива лінія, яку накреслює точка всередині круга, що котиться без ковзан­ня по прямій), тому їх називаються трохоїдальними.

Поступальний рух вітрових хвиль - уявний рух. Це рух тільки форми хвилі, а не самих водних мас. Переконатися в цьому можна, якщо кинути на хвильову поверхню моря поплавок. Він залишати­меться на місці, піднімаючись і опускаючись разом із хвилею. Коли до поплавка підходить гребінь хвилі, він піднімається і трохи посува­ється в бік руху хвилі, коли наближається підошва - опускається і зміщується у зворотній бік. Можливий і такий випадок, коли попла­вок буде дрейфувати, але це пояснюється дією вітру, а не хвилювання.

У випадку брижів орбіти, якими рухаються частинки води, явля­ють собою кола, площина яких вертикальна і перпендикулярна до фронту хвилі. Частинки води, які знаходяться на одному і тому ж рівні, описують кругові орбіти однакових радіусів. Причому частин­ки у верхній ділянці орбіти рухаються у напрямку руху хвилі. Із збі­льшенням глибини радіуси орбіт зменшуються.

Розглянемо положення частинок рідини на поверхні трохоїдальної хвилі. Візьмемо кілька частинок, які знаходяться між собою на рівних віддалях і лежать на лінії, перпендикулярній фронту хвилі, Ці частинки рухаються по кругові орбітах, центри яких лежать в од­ній горизонтальній площині (рис.4.2).

Рисунок 4.2. Поступальний рух форми хвилі.

Коли імпульс сили, яка викликала хвилювання (вітер), діяв зліва, то; з двох сусідніх частинок навітряна почала рухатися раніше, ніж підвітряна. Тому можна припустити, що у своєму русі по орбітах кожна наступна за напрямком руху форми хвилі частинка відстає від попередньої на той самий кут. Цей кут, який утворюється радіусом орбіти, проведеним через розглядувану частинку і вертикальним напрямком униз, називається фазою частинки. У кожен момент часу вибрані частинки, які лежать на поверхні однієї і тієї ж хвилі, мають знаходитися в різних фазах.

Якщо частинка 1 розташована в найнижчій точці орбіти, то сусідня частинка 2, яка лежить праворуч від першої, в цей момент знаходиться дещо позаду у своєму русі по орбіті порівняно з частинкою 1. Частинка З повинна відстати на той самий кут від частинки 2 і так далі. Через де­який час частинка 1 у своєму русі по орбіті переміститься ліворуч у по­ложення 1', а всі інші перемістяться на таку ж віддаль по дузі колової орбіти і займуть положення 2', З', 4' і т.д. При цьому гребінь хвилі, її підошва, як і вся форма, пересунуться у напрямку вітру.

Існують спеціальні формули, які дозволяють визначати елементи хвиль (довжину, швидкість, період). Висота хвиль не вираховується, а вимірюється безпосередньо.

4.3.1. Крітерії мілководності

Умови утворення хвиль суттєво змі­нюються залежно від співвідношення між глибиною моря на певній ділянці його акваторії і довжиною хвилі. У гідравліці широко засто­совується так званий гідродинамічний критерій мілководності (Н = λ /2). Якщо глибина моря більша половини довжини хвилі (Н > λ /2), то море (чи його ділянка) називається глибоким морем (глибоководдям). У цьому випадку хвилі розвиваються, не взаємодіючи з дном, їх параметри не залежать від глибини моря. Навпаки, коли глибина моря менша половини довжини хвилі (Н < λ /2), то таке море (чи його ділянка) називається мілким морем (мі­лководдям). На мілководді дається взнаки тертя об дно, яке суттєво впливає на кінематичні та геометричні характеристики хвиль. Орбіти частинок води набувають еліптичної форми (рис.4.3). У цьому разі профіль хвилі являє собою еліптичну трохоїду.

Велика (горизонталь­на) вісь еліпсів витягнута в напрямку поширення хвилі. З глибиною розміри еліпсів зменшуються залежно від співвідношення довжини хвилі і глибини моря. На дні вертикальна вісь дорівнює нулю - части­нки рухаються вперед і назад вздовж дна.

Рисунок 4.3. Вплив глибини моря на форму орбіт частинок хвилі при:

а) – Н > λ /2; б) – Н < λ /2.

Якщо море дуже мілке (Н < 0.1 λ), то орбіти частинок являють собою сильно витягнуті еліпси, а профіль хвилі наближається за фо­рмою до синусоїди. Розміри вертикальної осі залишаються майже незмінними. Такі хвилі називаються довгими.

У випадку глибокого моря швидкість поширення хвилі можна визначати за формулою трохоїдальної теорії:

с = √ g λ / 2π, (4.1)

де g - прискорення сили тяжіння.

Такі хвилі називаються короткими. До;них можна віднести вітро­ві хвилі на деякому віддаленні від берега, коли починає виконувати­ся умова

Н >λ /2.

За Н < λ /2 на швидкість поширення хвилі впливає не лише її до­вжина, а й глибина моря. Для дуже мілкого моря швидкість хвиль залежить лише від глибини моря і виражається формулою:

c =√ gH. (4.2)

Формулою (4.2) можна користуватися для обчислення швидкості довгих хвиль типу припливних або цунамі, а в ряді випадків - і віт­рових хвиль та хвиль-брижів при виході їх на мілководдя.

Гідродинамічний критерій мілководиості має суттєвий недолік. За різних довжин хвиль одне і те саме море (чи його ділянки) можуть бути мілководними або глибоководними, що робить невизначеними самі поняття глибокого чи мілкого моря. Ця невизначеність усуваєть­ся в рамках екоєистемного підходу до акваторіального районування водойм (С.С.Дубняк, 1996, [12]). Допустимо зіставити мілководдя (мілке море) з літораллю як формою підводного рельєфу. Межа між літорал­лю і абісаллю (глибоководдям) проходить по лінії з однаковими гли­бинами розмиваючої дії хвиль і фіксується зовнішнім краєм берегово­го схилу, який і є акваторіальною межею мілководної зони (рис.4.4).

Рисунок 4.4. Схематичний профіль берегового схилу в зоні мілководь: Г- зовнішній край берегового схилу (акваторіальна межа зони мілководь); Нр -глибина розвиваючої дії хвиль

4.3.2. Сучасна теорія хвиль

Сучасна теорія хвиль розвивається за двома напрямками: вста­новлення фізичних законів, які управляють хвильовим процесом, і розробка статистичних основ вчення про морське хвилювання. Ве­лике значення при цьому надається механізмові передачі енергії віт­ру морським хвилям.

Найбільш повну фізико-математичну теорію морського хвилю­вання розробив В.В.Шулейкін на основі численних експериментів у штормовому басейні. Його формула для балансу енергії хвильового процесу має вигляд:

dE / dt + d /dx (νcE) = Wν - Wμ, (4.3)

де: dE / dt - зміна енергії хвильового процесу в часі; Wv - кількість

енергії, яка передається так званим нормальним тиском вітру в роз­рахунку на одиницю поверхні за одиницю часу; Wμ— кількість енер­гії, яка поглинається внутрішнім тертям; νc - швидкість переносу хвильової енергії у напрямку поширення хвиль (х), яка дорівнює груповій швидкості хвиль.

Вітер немов нагнітає потужність Wν через кожен квадратний сан­тиметр схвильованої поверхні моря, передаючи енергію частинкам води, що рухаються по орбітах. При цьому частина енергії витрача­ється на внутрішнє турбулентне тертя, а частина іде на підвищення кінетичної і потенціальної енергії водної маси.

Теорію В.В.Шулейкіна можна назвати генетичною, оскільки в ній зроблено спробу пояснити причинно-наслідкові зв'язки процесу утво­рення хвиль. Принцип, покладений в основу теорії - розрахунок повно­го балансу енергії. Висновки теорії справедливі для правильних двомірних хвиль. Теорія тримірних хвиль знаходиться у стані розробки.

4.3.3. Деформація хвиль на мілководді та їх вплив на берег

При наближенні до берега хвилі починають деформуватися, особ­ливо якщо берег обмілий. Довжина хвиль збільшується. Гребені ста­ють більш крутими, підошви - похилими. При підході до берега під кутом фронт хвилі намагається зайняти положення, паралельне бере­говій лінії. Пояснюється це тим, що частина хвилі, яка розташована ближче до берега і на менших глибинах, уповільнюється у своєму ру­сі, а мориста частина хвилі випереджає її, в результаті чого вся систе­ма хвиль загинається до берега. Поворот фронту хвиль паралельно до лінії берега називається рефракцією хвиль на мілководді.

Через тертя об дно частинок води, які знаходяться біля підошви, во­ни починають повільніше рухатися. А частинки води гребеня на певній віддалі від берега починають доганяти підошву хвилі, яка рухається попереду. Відбувається перекидання гребенів та їх руйнування. Глиби­на, на якій це відбувається, залежить від багатьох факторів: крутизни схилу дна, сили і напрямку вітру, довжини і крутизни хвиль, течій і т.п.

Якщо перекидання гребенів хвиль та їх руйнування відбувається біля самого берега, то утворюється прибій і захлюпування (рис.4.5). Якщо ж хвилі перекидаються на деякій відстані від берега над сму­гою обмілин чи підводних рифів, то це явище називається буруном. Удари хвиль об підводні перешкоди супроводжуються великим шу­мом, що виникає в результаті заповнення пустот у воді, які утворю­ються при зустрічі хвиль з рифами.

Рисунок 4.5. Трансформація хвилі біля похилого берега.

Бурун над підводною перешкодою утворюється на різних глиби­нах залежно від розмірів хвиль. Так, біля Лісабона вони виникають на глибині 13 м, поблизу Капштадта (Південна Африка) - на глибині близько 50 м, у Середземному морі (поблизу берегів Сирії) - на гли­бині понад 80 м. Значні буруни утворюються на Чорному морі, мо­рях Далекого Сходу. Буруни здалеку попереджають мореплавців про існування рифів чи мілин.

Біля обривистого берега в момент підходу хвилі відбувається сплеск, висота якого приблизно дорівнює подвоєній висоті хвилі. Біля приглибих берегів висота сплесків досягає 60 м і більше. При цьому енергія хвилі переходить в енергію удару, що при штормах призводить до значного руйнування берегових споруд. Так, на Чор­ному морі, поблизу Сімеїза, під час шторму 19 січня 1931 р. хвиля­ми була розбита на три шматки скеля "Монах". У Нідерландах ма­сив вагою 20 т було піднято хвилею на 4 м і перекинуто вище рівня припливу. На тихоокеанському узбережжі США, південніше гирла р. Колумбія, уламок скелі вагою 60 кг підкинуло вище ліхтаря мая­ка, розташованого на висоті 43 м над рівнем моря. Великих руйну­вань завдає хвилювання в Чорному морі в районі Новоросійська.

При підході хвилі до вертикальної стінки захисної споруди гавані утворюються сплески, а біля основи молу при збіганні хвилі назад -підмивання пухких порід дна. Це явище відоме під назвою донної хвилі. Воно становить серйозну загрозу підмиву портових хвилеломів і молів.

При зустрічі хвиль з перешкодою відбувається ще одне явище, яке називається інтерференцією хвиль. Воно виникає в результаті накладання падаючих і відбитих від берега хвиль і призводить до утворення стоячих хвиль.

Хвилі, з одного боку, руйнують морські береги, а з іншого - бе­руть участь у формуванні морських узбереж, розподіляючи продук­ти руйнування вздовж і впоперек берега. Руйнівна дія хвилювання проявляється як шляхом безпосереднього удару хвиль чи каміння, яке несе хвиля, об берег, так і шляхом розмивання менш твердих порід берега з наступним утворенням зсувів.

4.4. Вітрові хвилі

Вітрові хвилі – один з найбільш розповсюджених у природі видів хвильового руху, який є доступним для безпосереднього спостереження, на поверхні рідини. Масштаби вітрових хвиль дуже мінливі і визначаються, головним чином, середньою швидкістю вітру Ū та тривалістю його дії Т, (вітер вимірюється у морі на висоті приблизно 10 м). Таким чином, під вітровими хвилями будемо розуміти поверхневі хвилі, які знаходяться під динамічною дією вітру.

Із зростанням тривалості дії вітру характерні амплітуди, довжини і періоди хвиль зростають. Темпи цього зростання, однак, дуже незначні – типові терміни часу "розхитування" (аналог - "раскачка") головних енергетичних компонент вітрових хвиль перевищують періоди самих хвиль на декілька порядків, і, звичайно, порівняні з характерними періодами синоптичної мінливості вітрового поля. Спектри вітрових хвиль доволі вузькі, більша частина енергії хвиль зосереджена у смузі частот, близької до одної октави.

Фазова швидкість головних енергетичних компонент сталого хвилювання близька до середньої швидкості вітру (С ≈ Ū), а їх характерні довжини λ, періоди τ та висоти h за даними натурних спостережень мають величини:

λ ≈ 2πŪ² / g – (60 600 м); τ ≈ 2πŪ / g – (5 – 20 с);

h ≈ 0.2Ū² / g - (2 – 20 м),

для типового діапазону значень середньої швидкості вітру Ū ≈ 10 - 30 мс^-1.

4.4.1. Різновиди вітрових хвиль

Окрім вітрових хвиль в океані спостерігаються хвилі, які назівають брижі (зыбь), також викликані вітром, але які у даний час не знаходяться під його дією. Хвильові коливання у цьому випадку відбуваються під дією сили тяжіння і поступово згасають. (Таким чином, вітрові хвилі можливо розглядати як хвилі, які знаходяться у стадії зростання, яка супроводжується зростанням усіх елементів, або деяких з них; брижі знаходяться у стадії згасання).

Брижі, які поширюються за відсутністю вітру, називаються мертвими брижами.

Як вітрові хвилі, так і брижі, при поширенні можуть досягати малих глибин. Тоді на форму і розміри цих хвиль почне діяти сила тертя об дно. Ці хвилі, лишаючись брижами або вітровими, будуть за своєю формою і розмірами різнитися від хвиль на глибокій воді – вони стають крутішими і скорочуються за довжиною. Такі хвилі прийнято називати хвилями мілизни.

Глибина моря, що дорівнює половині довжини хвилі може вважатися межею, де вітрові хвилі та брижі переходять у хвилі мілизни.

Для кожного типу хвилювання існує відповідна йому форма – вітрові хвилі часто є короткими, високими, крутими і з короткими гребенями; брижі є довгими, пологими і з довгими гребенями.

Вітрові хвилі і брижі на мілизні звичайно бувають короткими, високими, крутими і з довгими гребенями.

Хвилі деяких особливо примітних форм мають власні назви:

- вітрові хвилі малої амплітуди, які поширюються паралельним рядами на відстані кількох сантиметрів одна від одної, і які спостерігаються у самому початку зародження хвилювання, називають жмурами (рябь). Жмури своїми коливаннями не охоплюють підповерхневий шар води і зникають одразу після зникнення вітру.

У природніх умовах дуже часто спостерігається не один тип хвиль. Це обумовлено тим, що розвиток і поширення хвиль відбуваєтьсчя за зовнішніми умовами, які швидко змінюються, і перевага тих чи інших хвиль, що визначають тип хвилювання, не є постійною. Вітер змінюється за силою і напрямком, змінюються розміри хвиль, хвилі надходять з сусідніх районів моря з своїми характеристиками, і т.і. Ці причини обумовлюють появу такого хаилювання, коли одночасно існують вітрові хвилі і брижі.

Сукупність хвиль, які поширюються від одного напрямку, називається системою хвиль. Присутність однієї, або одночасно кількох, ситем хвиль визначає форму хвилювання. Якщо спостерігається одна система хвиль, то таке хвилювання часто буває правильним, або двохвимірним. Якщо спостерігається одночасно 2, або більше систем хвиль, тоді хвилювання буває неправильним, або трьохвимірним.

Існування кількох систем хвиль не виключено і при вітрововому хвилюванні, особливо на початку його розвитку при слабкому або помірному вітрі. Це обумовлено тим, що вітер часто змінюється за свєю силою,і що породжує виникнення хвиль різних розмірів. Таким чином, вітрове хвилювання може бути за формою правильним і неправильним.

При неправильному вітровому хвилюванні, гребені і підошви хвиль розміщуються у шаховому порядку. У залежності від стадії розвитку і відмінності у розмірах і формах хвиль окремих систем, може виникнути інтерференція. Подібне явище спостерігається часто при такому хвилюванні, коли одночасно існують вітрові хвилі і брижі. Дуже сильна інтерференція, у якій приймають участь системи хвиль, що мають значні відмінності у напрямках свого поширення, іноді і протилежні, може створювати штовханину (толчея), яка виділяється як самостійна фориа хвилювання. При ній хвилі дуже круті, стоячі, з короткими конусоподібними гребенями, і які втратили визначений напрямок поширення (вони " танцюють" на місті). Іноді штовханина утворюється біля високих берегів з великими глибинами, коли хвилі, що йдуть до берега, зустрічаються з відбитими від берега хвилями.

4.4.2. Просторова мінливість вітрового хвилювання

Окремі райони Світового океану дуже відрізняються за повторюваністю ті інтенсивністю хвилювання, як через відмінність умов погоди, тк і через різні розміри акваторій. Найбільшою інтенсивністю вітрові хвилі характеризуються у помірних південних широтах (знаменні "ревущие сороковые"), де часте проходження циклонів поєднується з практично безмежними просторами води. За екстремальними швидкостями вітру у цьому районі - близько 50 мс^-1, тут досягаються рекордні висоти хвиль, близько 30 м, та довжини у сотні метрів. У цих же районах є також унікальні умови для проходженя брижів без будь-яких перешкод. У помірних широтах північної півкулі в Атлантичному та Тихому океанах за тих же максимальних швидкостях вітру найбільші висоти хвиль, у цілому, менші – до 20 м.

У північній півкулі найбільш чітко визначені сезоні відміни у повторюваністі вітру та штормів – наприклад у Північній Атлантиці повторюваність штормів влітку може бути у 20 разів менше, чим зимою. Тоді як у Південній Атлантиці – усього у 3-4 рази. В усіх районах Світового океану інтенсивність хвилювання в загальному випадку зменьшується від помірних широт до екватору, хоча в окремих районах тропіків, де формуються і поширюються тропічні циклони і тайфуни, вітрові хвилі також "встигають" досягнути значних розмірів.

4.4.3. Статистичний опис

Експериментальні дані про ві

Дата добавления: 2014-01-11