Акустические свойства морской воды

Вода обладает способностью хорошо проводить звук, т. е. свойством звукопроводности. В море скорость звука зависит от температуры, солености воды и давления. Зависимость эта выражается очень сложной эмпирической формулой. На протяжении десятков лет, начиная с начала прошлого века, многие авторы предлагали свои варианты формул с целью уточнения расчетов. Наиболее употребительной можно считать формулу Вильсона:

С= С₀ + ∆С_T+ ∆C_S + ∆С_Р + ∆C_TSp, (10.9)

где С₀ - скорость звука при Т= 0 °С, S = 35‰и атмосферном давлении, равная 1449,14 м/с; ∆С_T, ∆C_S и ∆С_Р, — положительные по знаку приращения скорости звука, обусловленные увеличением соответственно температуры, солености и давления; ∆C_TSp — суммарная поправка. Так, при повышении температуры на 1 °С скорость звука в море возрастает приблизительно на 4 м/с в холодной воде (ниже 10 °С) и на 35 м/с в теплой (выше 25 °С). Изменение солености влияет слабо — повышение солености на 1‰приводит к увеличению скорости звука лишь на 1,1—1,4 м/с; увеличение глубины на 100 м увеличивает скорость звука приблизительно на 2 м/с.

Звуковой сигнал, распространяясь в толще морской воды, по мере удаления от источника ослабевает, затухает. Затухание звука имеет три причины. Во-первых, при распространении звука в виде сферической волны его энергия уменьшается пропорционально квадрату расстояния от источника (энергия звука распределяется по всей поверхности сферы). Во-вторых, звуковая энергия в процессе упругих колебаний среды поглощается и переходит в тепловую энергию. В-третьих, звук рассеивается, распространяясь в различные стороны от звукового луча. Количественно это оценивается коэффициентом затухания, измеряемого в децибелах на 1 км.

Коэффициент затухания звука в море невелик и возрастает с увеличением частоты звуковых колебаний. Из-за незначительного ослабления звук может распространяться на очень большие расстояния, хотя это возможно не всегда, так как есть еще одна причина, влияющая на дальность распространения звука, — стратификация вод океана, приводящая к неоднородности скорости звука по вертикали. Как правило, температура воды с глубиной понижается, следовательно, скорость звука должна бы соответственно уменьшаться. Однако при этом растет и давление, которое увеличивает скорость звука, и с некоторой глубины это увеличение начинает преобладать, а скорость звука возрастать. Значит, звук, переходя из слоя в слой, будет преломляться, испытывать рефракцию, подоб­ную световому лучу, стремясь приблизиться к горизонту с более низкими значениями скорости. При подобном ходе звуковых лучей в вертикальной плоскости на разрезе в море получается картина, показанная на рис. 10.7. Она соответствует лишь наиболее обычному типу кривой вертикального распределения скорости звука. Таких типов существует много, поэтому и лучевых картин распространения звука тоже много.

Рис.10.7. Схема формирования подводного звукового канала (траектории звуковых лучей). Слева – вертикальное распределение (профиль) скорости звука

Всем типам кривой вертикального распределения скорости звука свойственна одна особенность: сосредоточение звуковых лучей в слое с наименьшей скоростью звука. Именно в этом слое концентрируется энергия распространяющегося звука, поэтому его называют подводным звуковым каналом, а горизонт наименьшей скорости — осью канала. Именно в этом слое — волноводе — возможно дальнее и даже сверхдальнее распространение звука. Так, в 1956 г. звук от взрыва термоядерной бомбы на атолле Бикини (Маршалловы острова в Тихом океане) был зарегистрирован гидрофонами на Бермудских островах в Атлантическом океане (на расстоянии 22 тыс. км).

Существование звукового канала позволяет пользоваться им для целей связи; акустика в море заменяет радио, так как радиоизлучение в воде очень быстро поглощается.

Акустические методы используются в технике рыбного промысла. При помощи акустических приборов — рыболокаторов — ведут разведку косяков рыб. Это очень эффективное средство, хотя действует оно не всегда хорошо из-за того, что в море существуют звукорассеивающие слои — слои воды, в которых скапливаются планктонные организмы, взвеси и т. п. Связаны они чаще всего со слоями скачка плотности, но могут создаваться и биологическими причинами — миграцией планктона. Звукорассеивающие слои могут служить помехой и при эхолотировании — еще одном важном направлении использования акустических свойств океана. Эхолот — прибор для измерения глубины моря с помощью звуковых сигналов. Звуковое измерение глубины состоит в измерении промежутка времени, которое требуется звуковому сигналу, чтобы дойти от специального звукового излучателя на судне до дна океана и, отразившись от него, вернуться обратно, чтобы быть зарегистрированным приемным датчиком. Глубину Н получают по формуле H=^l/₂Ct, где С — скорость звука, t — промежуток времени между моментами посылки звука и его приема на судне.

Роль эхолота в изучении рельефа дна океана сравнивают с ролью микроскопа в развитии микробиологии. Именно благодаря широкому применению эхолота коренным образом изменились представления о рельефе дна Мирового океана, и открылась возможность составления надежных навигационных карт.

Акустику моря используют и биологи для изучения поведения морских животных, которые издают множество разнообразных звуков. В последнее время активно развивается еще одно направление акустических исследований — акустическая томография — исследование термических неоднородностей, вихрей с аномальной температурой, влияющей на скорость прохождения звуковых лучей. Томография становится эффективным инструментом исследования глобальных изменений климата, особенно в Арктике, где океанографические наблюдения подо льдом крайне затруднены.

ВОЛНЕНИЕ

Ветровое волнение — одна из разновидностей волновых движений, существующих в океане. Это волны, вызванные воздействием ветра на поверхность моря. Кроме волнения в океанах и морях существуют другие виды волн: приливные, сейшевые, внутренние и т. п. Все волновые движения представляют собой деформацию массы воды под воздействием внешних сил. Сила может быть разовой (единичной), постоянно действующей или периодической, но в любом случае эта сила, выведя массу воды из равновесия, возбуждает в ней колебательное периодическое движение, выражающееся двояко: колеблется форма поверхности воды около поверхности покоя и колеблются отдельные частицы вокруг своих точек равновесия. Так как это колебание развивается во времени, то можно опреде­лить и скорость этих движений. Для деформации поверхности это будет скорость распространения волны, или фазовая скорость, а для частицы — скорость обращения ее вокруг точки равновесия — центра орбиты, т. е. орбитальная скорость. Это характеристика волн поступательных или прогрессивных, которые перемещаются на боль­шие расстояния. Есть еще волны стоячие, в которых деформация происходит на месте, без распространения.

Волны разделяются на длинные и короткие. К длинным относятся волны, у которых длина значительно больше глубины места, например приливные, имеющие длину в сотни и даже тысячи километров, к коротким — ветровые длиной в десятки и сотни метров при средней глубине океана около 4 км. Существуют волны вынужденные, находящиеся непрерывно под воздействием какой-либо внешней силы, и свободные, распространяющиеся по инерции после окончания действия силы, их вызвавшей. Именно к такому виду относятся волны зыби — волны, оставшиеся после ослабления или затухания ветра, вызвавшего ветровое волнение. Именно волны зыби позволяют легче понять механизм волнового движения воды.

Волны зыби

Волны зыби создаются движением частиц воды по орбитам, имеющим форму окружности или эллипса, причем точки, находящиеся на одном и том же горизонте, движутся по орбитам одинакового радиуса, но с последовательным сдвигом фазы на каждой орбите, а находящиеся на одной вертикали движутся в одной и той же фазе, но по орбитам с уменьшающимся в глубину радиусом. Теория дает формулу для определения этого уменьшения:

r_z = r₀ ,(10.10)

где r_z и r₀— радиусы орбит на горизонте z и на поверхности, м; l — длина волны, м. Из формулы следует, что на горизонте z,равном длине волны, радиус орбиты равен всего двум тысячным от радиуса на поверхности, а на горизонте l/2— в половину длины волны — 1/23, т. е. около 4%. Поэтому обычно считают, что такая волна распространяется в слое толщиной в половину длины волны.

Схема волны зыби в вертикальной плоскости показана на рис 10.8. Огибающая кривая, на которой лежат частицы, движущиеся по орбитам, носит название трохоиды, поэтому и волна зыби называется трохоидальной.

К основным элементам волны относятся: длина l (м) — кратчайшее расстояние между двумя соседними вершинами — самыми высокими точками гребней, возвышенных частей воды (или между двумя соседними подошвами — самыми низкими участками ложбины волны); высота h (м) — разность уровней вершины и подошвы; крутизна а — отно­шение высоты волны к ее длине (h/l); волновой уровень — линия, делящая пло­щадь трохоиды пополам. Движение волны характеризуют: период t (с) — время, за которое волна проходит расстояние, равное своей длине (или время между прохождением двух вершин через одну и ту же вертикаль). Частота 1/t (Гц) — число колебаний в одну секунду. Фазовая скорость с=h/t(м/с) — расстояние, проходимое волной (вершиной) за одну секунду. Направление волны считается «в компас» (как и направление ветра), т. е. откуда идет волна, и измеряется или в градусах или по румбам (чаще всего — по восьми). Волны зыби чаще всего бывают двумерными, т. е. изменяются лишь по линии распространения и по высоте. В направлении, перпендикулярном этой плоскости, вдоль гребня, или фронта волны, изменений не происходит. Это определение дается потому, что в океане преобладают трехмерные волны, в которых изменения высоты (и длины) происходят и вдоль фронта. Это преимущественно ветровые волны и волны типа толчеи (стоячие волны). В двумерной волне можно определить и волновой луч — линию, перпендикулярную фронту волны.

Рис.10.8. Профиль поверхности трохоидальной волны (зяби): сплошная линия – профиль волны в начальный момент времени, пунктир – тот же профиль, сместившийся в направлении распространения волны (показано стрелкой); цифры без штриха – номер частиц на орбитах в начальный момент, цифры со штрихом – те же частицы на новом положении профиля волны

В установившейся системе волн зыби действуют лишь две силы: тяжести и центробежная сила орбитального движения частиц. Поэтому существуют теоретические формулы связи между элементами волны:

; (10.11)

; (10.12)

, (10.13)

где u₀— орбитальная скорость частицы на поверхности. Приведенный выше закон затухания волнения с глубиной может быть записан как

, (10.14)

так как высота волны h представляет собой диаметр орбиты, т. е. 2r. Поэтому и орбитальная скорость на горизонте z может быть выражена через орбитальную скорость на поверхности:

. (10.15)

Из этих формул может быть получена и энергия волны. Полную волновую энергию, заключенную в объеме воды от поверхности на всю толщу распространения волнового движения (практически на половину длины волны) протяженностью по фронту В и в направ­лении движения на одну длину волны, определяют по формуле

E= , (10.16)

где r — плотность воды.

Вертикальное строение волны можно представить и как картину деформации структуры слоя воды (это хорошо показано поплавками на рис. 10.9).

Рис. 10.9. Вертикальное строение волны зыби. На поверхности волны показаны поплавки, пунктиром показаны орбиты частиц

Ветровые волны

Воздействуя на поверхность воды, ветер, благодаря трению о воду, создает касательные напряжения и влекущие усилия, а также вызывает местные колебания давления воздуха. В результате на поверхности воды даже при ветре, имеющем скорость 1 м/с, образуются маленькие волны высотой, измеряемой в миллиметрах, и длиной — в сантиметрах. Эти едва зародившиеся волны имеют вид ряби. Так как существование таких волн связано с поверхностным натяжением, их называют капиллярными. Если ветер прошел над водой кратковременным порывом, то образованные им пятна ряби исчезают с прекращением ветра — поверхностное натяжение стремится сократить площадь поверхности воды. Если ветер устойчивый, то капиллярные волны увеличиваются в размерах, прежде всего по длине. Рост волн приводит к объединению их в группы и удлинению до нескольких метров. Волны становятся гравитационными.

Процессы передачи энергии от воздуха к воде и начальные стадии развития волн достаточно сложны. Существенное отличие ветрового волнения от зыби состоит в том, что оно развивается под действием не двух, а многих сил. Добавляется влияние ветра (трение и давление). Это приводит к нарушению симметрии формы волны — передний склон становится круче заднего, следовательно, и короче его (рис. 10.10). Частицы воды приобретают поступательную скорость и, закончив один оборот, возвращаются не в точку начала движения, а оказываются чуть впереди в сторону распространения волны — орбита не замыкается. Эта асимметрия профиля волны, увеличение крутизны переднего склона может дойти до срыва гребня, до образования пенного барашка. Наконец, из-за того, что скорость ветра часто неравномерна вдоль фронта (гребня) волны, становится неравномерной и высота волны вдоль гребня, иначе говоря, волна оказывается не двумерной, а трехмерной. Вот такие волны и встречаются в море чаще всего.

Рис. 10.10. Профиль поверхности ветровой волны. Стрелка показывает направление ветра и распространения волны

Размеры трехмерных волн тем больше, чем ветер сильнее, продолжительнее и чем больше его разгон, т. е. расстояние, которое он пробегает над водой (эта дистанция зависит от его направления и размера самого моря). Наибольшие высоты волн наблюдаются в районах с частыми и продолжительными штормами. Обширные площади сильного волнения расположены в умеренных широтах, которые даже получили название «ревущие сороковые». Интенсивное волнение часто наблюдается в районе Антарктического циркумполярного течения, в области квазистационарных атмосферных фронтов и т. д. Самые большие высоты волн — 34 м — встречались в середине северной части Тихого океана, самые большие длины — около 800 м — у южных берегов Британских островов и в экваториальной части Атлантического океана. Отмечались также гигантские волны у южных берегов Африки, ставшие причиной катастроф нескольких судов, «волны-убийцы», единичные волны высотой больше 20 м. Однако в большинстве случаев высоты волн не достигают и 4 м, а волны выше 7,5 м встречаются довольно редко. Обычная длина больших волн тоже значительно меньше максимальных значений: 130—170 м.

Измерение элементов волн связано с большими техническими трудностями, к тому же измерения в одной точке мало характеризуют все трехмерное волновое поле. Лучший способ его изучения в настоящее время — спутниковая альтиметрия, которая дает полную картину топографии волновой поверхности моря вдоль орбиты спутника в момент его пролета с погрешностью до нескольких сантиметров. Более того, современные численные волновые модели по высоте волн и скорости их распространения в океане позволяют получить достоверную картину скорости и направления приводного ветра. В массовых наблюдениях для качественной оценки размеров волнения в баллах до сих пор широко пользуются и приближенными приемами (табл. 10.4).

Таблица 10.4. Шкала степени волнения

Высота волны *, м	Балл степени волнения	Характеристика волнения
		Штиль, волнение отсутствует
До 0,25	I	Слабое
0,25-0,75	II	Умеренное
0,75-1,25	III	»
1,25-2,0	IV	Значительное
2,0-3,5	V	»
3,5-6,0	VI	Сильное
6,0-8,5	VII	»
8,5-11,0	VIII	Очень сильное
11,0 и более	IX	Исключительное

* Высота наиболее крупных волн.

Деформация волн у берега

При подходе к берегу, где глубина уменьшается до нуля у уреза воды, в волне происходят существенные изменения: меняются ее профиль (рис. 10.11) и направление движения волнового луча.

Рис. 10.11. Деформация профиля волны у отмелого берега

Различные варианты деформации волны связаны с характером берега и прибрежного рельефа дна. При пологом дне и неизменной прибрежной полосе передний склон волны становится круче, гребень догоняет впереди идущую подошву и, наконец, обрушивается, образуя прибой (накат). Гребень волны устремляется на сушу, возникает заплеск. Чем больше волна, тем большую часть берега заливает заплеск. Ширина заплеска зависит от размеров волны и уклона берега и бывает от нескольких до десятков метров. В результате постоянной работы волн формируются пляжи, а также продольные (вдоль береговой линии) и поперечные (от берега в открытое море) потоки наносов. При отлогом дне и высоком крутом береге срывающийся гребень ударяет в берег и вода вскидывается вверх, образуя взброс. Вода при взбросах у берегов океана поднимается на десятки метров, наблюдались взбросы до 60 м. При крутом береге и приглубом дне может происходить отражение волн и интерференция падающей и отраженной волн, т. е. образование стоячей волны. Если недалеко от уреза на дне есть гряда с меньшими глубинами (вроде рифа), то волна, не доходя до уреза, разрушается, образуя бурун. При больших волнах бурун может образоваться и далеко от уреза на сравнительно большой (в десятки метров) глубине.

Прибой, особенно взброс, обладает огромной энергией. Существует множество фактов разрушения береговых сооружений, сдвигов и даже переносов огромных бетонных и каменных массивов массой в десятки и даже сотни тонн. Такая огромная энергия объясняется тем, что при прибое гребень, срываясь, становится переносной волной: вся масса воды приобретает не колебательное, а поступательное движение.

При подходе к урезу воды, начиная с глубины в половину длины волны, скорость, длина и высота ее уменьшаются. Но, начиная, с глубины приблизительно в 1/5 длины волны высота волны начинает возрастать, причем особенно быстро с глубины, равной 0,1l,затем волна разрушается, образуется прибой.

Одновременно с деформацией профиля волны изменяется и положение ее фронта. Под каким бы углом к берегу ни проходил он в открытом море, на берег волна выкатывается параллельно урезу или под очень острым углом к нему. Это объясняется тем, что волна у берега из класса коротких волн переходит в класс длинных. А длинные волны распространяются по другому закону: скорость их зависит не от длины волны, как у коротких волн (см. формулу (10.11)), а от глубины места: согласно формуле Лагранжа — Эри, она пропорциональна корню квадратному из глубины (c= ). Поэтому, как только волна вышла на глубину меньше половины длины волны, разные участки фронта (гребня) будут двигаться с разной скоростью: участок, ближайший к урезу, замедлит движение, и линия фронта станет искривляться, подравнивая направление фронта к линии уреза. Возникает рефракция волн. Если береговая линия не прямая, а изрезанная, то возникает сложное волновое поле (рис. 10.12). Искривляются не только фронт волны, но и волновой луч, поэтому создается сложная система рефракции и интерференции волн. Волновые лучи сходятся к мысам берега и расходятся у заливов, сильно усложняя процессы формирования берега, образование абразионных и аккумулятивных участков. При этом могут образовываться и разрывные течения, идущие от берега в открытое море поперек фронта волны и разрывающие его. Лучевая картина волнения имеет очень важное значение не только для изучения морфологического строения берегов, но и для планирования и ведения гидротехнических работ в береговой зоне (строительство портов, берегоукрепительных сооружений и др.).

Рис. 10.12. Рефракция волн у берега.

Фронт волны (сплошная линия) и волновые лучи (пунктир)

Волны цунами

На некоторых участках берегов океанов и морей наблюдаются цунами — единичные волны или малые серии волн (в пределах десяти) высотой от десятков сантиметров до 30—35 м и даже больше. Наиболее часто встречающийся период этих волн от 2 до 40 мин, хотя зарегистрированы и периоды в 200 мин, длина волны — от 20 до 400—600 км, а скорость распространения — сотни километров в час. Такие волны порождаются землетрясениями на дне океана, оползнями на крутых склонах дна и подводными вулканическими извержениями взрывного характера. Деформации дна приподнимают или опускают всю толщу воды на какой-то ограниченной площади. Это смещение столба воды доходит до поверхности океана, и от этой площади начинает перемещаться длинная волна: вся толща воды от дна до поверхности приведена в движение. Высота волны вблизи места зарождения обычно бывает всего 1—2 м. При длине во много километров она совершенно незаметна из-за ничтожной крутизны. Судно может ощущать такие волны только в начальный момент как толчок в днище и только в том случае, если оно находится непосредственно над участком деформации дна. Лишь у берега, где волна выходит на мелководье, происходит сильная деформация волны, растет ее высота, и она выкатывается на сушу гигантским валом. Подсчитано, что за последнее тысячелетие в Тихом океане было около 1000 цунами. Встречаются (хотя и гораздо реже) цунами в Атлантическом и Индийском океанах. Чаще всего цунами бывают у берегов Японии (само название «цунами»— японское), Чили, Перу, Алеутских и Гавайских островов. Приуроченность цунами к Тихому океану объясняется сейсмической и вулканической активностью его дна. Из 400 действующих вулканов земного шара в Тихом океане находится 330. Большинство сильных землетрясений (около 80%) также происходит в зоне Тихого океана.

Далеко не каждое цунами бывает катастрофическим. Так, в Японии из 99 цунами только 17, на Гавайских островах из 49 — 5, на Камчатке из 16 — 4 были катастрофическими. Катастрофические цунами приводят к ужасным бедствиям. Например, при цунами 1703 г. в Японии погибло около 100 тыс. человек, от цунами после взрыва вулкана Кракатау в Зондском проливе (1883) погибло около 40 тыс. человек. Катастрофическое цунами произошло 26 декабря 2004 г. в Индийском океане. Причиной его было сильнейшее за последние 40 лет землетрясение у берегов о. Суматра. Волны высотой 10—15 м нанесли огромный урон на побережьях Индонезии, Шри-Ланки, Индии, Таиланда. Погибло около 300 тыс. человек. Большая опасность цунами привела к необходимости организации специальной службы предупреждения цунами. Она включает несколько звеньев. Прежде всего, это звено сейсмическое: на станциях установлены специальные сейсмографы, улавливающие только цунамиопасные землетрясения. Следующее звено — гидрологическое, имеет приборы, регистрирующие ход уровня моря. По этим данным дежурный наблюдатель службы цунами оценивает вероятность появления цунами и сообщает об этом третьему звену — административным органам, которые в случае необходимости оповещают население соответствующим предупреждением. Заранее разрабатываются система эвакуации людей и меры предосторожности.

Служба цунами раньше всего была организована в Японии, затем после Алеутского цунами (1946) — в Соединенных Штатах Америки, а после Курило-Камчатского цунами 1952 г.— и в нашей стране. Эти службы помогли избежать многих потерь.

Небольшие цунами случаются и в морях, например в Средиземном море. Даже в Черном море небольшие цунами наблюдались в 1927 и 1966 гг.

Явления, подобные цунами, наблюдаются у берегов тропических стран. Их порождают тайфуны — тропические циклоны. Они приносят ветры огромной силы, которые нагоняют воду на берег и заливают его. Такое явление чаще называют штормовым нагоном, но из-за сходства результатов иногда называют «метеорологическим цунами».

Внутренние волны

Действие внешних причин на море приводит в движение не только поверхностный, но и глубинный слои воды. Колебательное, волновое движение существует в толще воды в виде внутренних волн, как правило, на границе раздела вод с разной плотностью. Их существование было замечено еще Ф. Нансеном и Б. Хелланд-Хансеном в Норвежском море (1909) по изменению температуры в одной и той же точке в течение короткого времени. Ученые дали правильное объяснение таким колебаниям, предположив, что происходят вертикальные смещения слоев при горизонтальном распространении волны. Оказалось, что высота внутренней волны достигала 100 м. Внутренние волны огромной высоты имеют период в несколько часов и длину в десятки и сотни километров. Волны с периодами от 5—10 мин до 2—5 ч имеют длины в сотни метров и километры, а высоты — 10—20 м.

Скорость распространения внутренней волны зависит от разности плотностей соседних слоев воды:

, (10.17)

где r₂ — плотность нижнего слоя воды, a r₁ — верхнего.

Особую разновидность внутренних волн представляют волны, вызванные приливообразующей силой, которая существует в воде на любой глубине. Эти волны выделяются по своему периоду, который равен или кратен суткам (точнее — лунным суткам).

Еще одна разновидность внутренних волн была также обнаружена Ф. Нансеном по поведению судна «Фрам»: в некоторых местах оно сильно замедляло ход без всяких видимых причин. Это явление было замечено в прибрежных водах Норвегии, Канады и названо «мертвой водой». Оно наблюдалось тогда, когда поверх соленой воды залегал слой пресной или сильно опресненной воды. Движущееся судно создает систему внутренних волн на границе слоев, на что и тратится энергия его движения.

Внутренние волны имеют большое значение в развитии процессов перемешивания воды, в формировании ее тонкой структуры, сильной переслоенности, создаваемой разрушением гребней волн, они влияют и на распространение звука, преломление звуковых лучей, приводят к катастрофам подводных лодок, снижают надежность определения океанологических характеристик, создавая неопределенность в причинах их изменений.

ПРИЛИВЫ

Приливом называется движение вод океана, вызываемое силами взаимодействия в системе Земля — Луна — Солнце. Нагляднее всего это явление наблюдается в виде периодических колебаний уровня воды у берегов, где происходит то повышение уровня — прилив, то понижение — отлив. Крайнее положение уровня в конце прилива называется полной водой, в конце отлива — малой водой, разность этих уровней — величиной прилива. Нередко в литературе величину прилива обозначают термином «амплитуда», которым пользовались прежде. Однако термин «амплитуда» имеет точное физическое определение — наибольшее отклонение от среднего положения при колебательном движении. В общем случае можно считать, что величина прилива — это двойная амплитуда.

Некоторое неудобство состоит в том, что в русском языке одним и тем же термином «прилив» обозначаются и явление в целом, и его часть. Однако обычно легко понять, в каком именно смысле употреблено слово «прилив» — в частном или, в общем. Отмеченного неудобства можно избежать, например, таким образом: подъем уровня (приливную фазу) именовать прилив — в единственном числе, а совокупность приливных и отливных фаз — приливы — во множественном числе. Явление прилива в океане проявляется не только в виде колебаний уровня, но и в виде течений, и, как было упомянуто раньше (см. разд. 10.10.5), в виде внутренних волн.

Основные элементы приливов

Лучше всего начинать изучение приливов с характеристики колебаний уровня. На кривой, изображающей изменение уровня моря в течение одного периода прилива (рис. 10.13), можно отметить большую часть характеристик явления, а именно:

h_впв — высота высокой полной воды;

h_нпв — высота низкой полной воды;

h_вмв — высота высокой малой воды;

h_нмв — высота низкой малой воды;

А₀или Z₀ — высота среднего уровня над нулем глубин;

B=h_впв - h_нмв — большая величина прилива за сутки;

в = h_нпв - h_вмв — малая величина прилива за сутки;

t_впв — время наступления высокой полной воды;

t_нпв— время наступления низкой полной воды;

t_вмв — время наступления высокой малой воды;

t_нмв — время наступления низкой малой воды;

Т_р = t_пв – t_мв— время роста уровня от малой воды до полной;

Т_П = t_мв – t_пв— время падения уровня от полной воды до малой;

t — период прилива, время между моментами двух соседних высоких полных вод;

Т_л — лунный промежуток, время между моментом верхней кульминации Луны на меридиане пункта наблюдений и моментом наступления полной воды.

График построен без масштаба шкалы; ось ординат показывает высоту стояния уровня в единицах длины — обычно в сантиметрах, а ось абсцисс — время, обычно в часах и его долях. Полный период приливного колебания, как, правило, равен лунным суткам, т. е. 24 ч 50 мин (см. разд. 10.11.2).

Рис. 10.13. Изменение уровня моря во время прилива (обозначения см. в тексте)

Из данных графика видно, что колебания уровня моря связаны с движением Луны: полная вода наступает с некоторым запаздыванием по отношению к моментам кульминации Луны; это запаздывание называется лунным промежутком и измеряется в часах. Луна — главная причина приливов, а запаздывание связано с местными условиями района наблюдений.

График показывает также, что ход уровня похож на гармоническое колебание, но сильно усложненное. На кривой прилива видна очень важная характеристика прилива — суточное неравенство по высоте и по времени, т. е. различие высот соседних полных и малых вод и различие времени роста и падения уровня. Такого рода ход приливов наблюдается в огромном числе пунктов побережья Мирового океана. Он относится к типу смешанных приливов. Все приливы по типу кривых хода уровня разделяются на правильные суточные, правильные полусуточные и смешанные, которые подразделяются на неправильные суточные и неправильные полусуточные. Общее представление о приливах в Мировом океане дано на картах Атласов океанов, где показаны характер приливов и его величина. Наиболее распространены в океане правильные полусуточные при­ливы (в основном — в Атлантическом и Индийском океанах), реже встречаются смешанные (большая часть побережья Тихого океана и Антарктиды), а правильные суточные наблюдаются на очень немногих участках побережья (побережья Мексиканского залива, Охотского моря).

Суточное неравенство приливов вызвано изменением склонения Луны и Солнца, связанным с наклоном земной оси к эклиптике, поэтому оно изменяется по величине в зависимости от изменений склонения Луны и Солнца.

Другое неравенство приливов, называемое полумесячным, или фазовым (связано с фазами Луны), вызвано тем, что приливы создаются не только Луной, но и Солнцем, и приливообразующие силы их, накладываясь одна на другую, могут либо складываться и увеличивать отклонение уровня, либо вычитаться, уменьшая его. Первый случай — сложение приливообразующих сил Луны и Солнца — относится к сизигиям, т. е. к новолунию и полнолунию, второй — к квадратурам, т. е. к первой и третьей четвертям фаз Луны. Сизигии и квадратуры повторяются каждые две недели и также повторяются сизигийные приливы большой величины и квадратурные приливы малой величины. По отношению к астрономическому событию — сизигиям, квадратурам — земное событие (сизигийные и квадратурные приливы) запаздывает. Время запаздывания, измеряемое в сутках, носит название возраста прилива.

Еще один вид неравенства — месячное, или параллактическое. Оно определяется изменением расстояния между Землей и Луной из-за эллиптичности лунной орбиты: при наибольшем сближении Луны с Землей (перигей) лунная приливообразующая сила на 40 % больше, чем при наибольшем их отдалении (апогей). Эти положения повторяются один раз в месяц. Сходное неравенство приливов связано с изменением расстояния между Землей и Солнцем. Это неравенство называется годовым солнечным параллактическим;его период — год.

Кроме главных неравенств приливов существует еще несколько долгопериодных неравенств с периодами около 4,5; 9,3; 18,6 лет и больше, однако чем больше период неравенства, тем меньше оно по величине. Эти неравенства вызываются астрономическими причинами, сложностью движения системы трех тел — Земля, Луна, Солнце — в поле сил тяготения. Именно силы тяготения и создают условия для появления приливов.

Приливообразующая сила

Ньютон открыл универсальный закон всемирного тяготения, который выражается формулой силы тяготения: F=kMm/r², где М и т — массы взаимно притягивающихся тел; k — гравитационная постоянная; r — расстояние между телами. Для системы Земля — Луна М — это масса Земли Е, кг; т — масса Луны L, кг, которая в 81,5 раз меньше массы Земли, а r — среднее расстояние между ними D, равное 60,3 радиуса Земли R. Это та сила, которая должна привести к сближению Луны и Земли. Но Луна не падает на Землю, потому что существует центробежная сила, противодействующая сближению обоих небесных тел. Чтобы понять, чем эта сила вызвана, надо уточнить выражение «Луна обращается вокруг Земли»: сама Земля при этом тоже обращается вокруг общего центра массы, который находится между центрами тел на расстояниях, обратно пропорциональных массам этих тел; оба тела двигаются, как единая динамическая система, связанная силой тяготения. Соотношение масс Земли и Луны таково, что этот центр расположен внутри Земли на расстоянии от ее центра, равном 0,73 ее радиуса. В обращении вокруг центра массы каждая точка тела Земли описывает окружность радиусом 0,73R за период, равный одному лунному месяцу (немного более 27 земных суток). Следовательно, каждая точка Земли будет испытывать действие центробежной силы, одинаковой в каждой точке Земли, в том числе и в ее центре. Для существования системы Земля — Луна необходимо, чтобы действие сил центробежной и притяжения в центре Земли уравновешива­лось, т. е. чтобы эти силы были равны по величине и противоположны по направлению. Сила притяжения Луной для единичной массы в центре Земли равна kL/D², значит, центробежная сила равна -kL/D², и ее величина одинакова для всех точек Земли и направлена в сторону, обратную направлению на Луну. Сила притяжения Луной не может быть одинаковой для всех остальных точек Земли из-за различия расстояний, и она определяется форулой kL/d², где d — расстояние между точкой поверхности Земли и центром Луны.