» » Гидродинамический режим прибрежной зоны

Гидродинамический режим прибрежной зоны

11.08.2016

Гидродинамический режим прибрежной зоны отличается большой подвижностью и непостоянством, очень сложен и во многом еще не ясен. Здесь в полной мере проявляется деятельность ветрового волнения, часто сложно сочетающаяся с разнообразными прибрежными течениями. Именно эти два вида движения и особенно первый являются важнейшими составными частями режима этой зоны, в связи с чем мы их рассмотрим несколько детальней.
Волны

Выделяются так называемые вынужденные ветровые волны, находящиеся под воздействием вызвавшего их ветра, и волны зыби, вышедшие из района ветров либо распространяющиеся после их прекращения. Волны зыби имеют более правильную плавную форму, симметричный профиль и теоретически неограниченную протяженность фронта.
Параметры волн — высота, длина, период и скорость распространения— определяются в первую очередь силой и продолжительностью действия ветра, глубиной водоема и длиной разгона волны, т. е. длиной пути ветра, вызвавшего волнение данного направления. Это направление совпадает с направлением луча волны и располагается под прямым углом к фронту волны.
Отмеченная зависимость достаточно сложна и в ряде случаев проявляется лишь в известных пределах. Так, для длины разгона указывается предел в 650—800 км, выше которого она не оказывает влияния на силу волнения.
Максимальные размеры имеют, как указывалось, штормовые волны в океанах, средняя длина которых около 150 м, высота около 10 м, период 7—8 с и скорость распространения до 18 м/с. Наиболее крупные из них достигают длины 400 м (а зыбь — 800) и высоты 20 м и более. В больших открытых морях, таких как Охотское, Баренцево, размеры волн немного уступают океанским. В закрытых морях максимальная высота снижается до 4—6, длина — до 60—80 м. Волны крупных водоемов и озер обычно значительно круче морских, высота их может достигать 3 м.
В идеальной волне поступательного движения частиц не происходит. Она переносит лишь форму и энергию, что издавна иллюстрируется примером волны, бегущей по ржаному полю. Частицы же движутся по орбите — круглой в открытом море на большой глубине и эллиптической (караваеобразной) — на мелководье. Верхняя точка орбиты соответствует вершине волны, нижняя — ее подошве. В реальных условиях частицы воды испытывают некоторое перемещение по направлению распространения волны и, следовательно, орбита их движения разомкнута. Ф.П. Шепард образно сравнивает траекторию движения частиц воды в волне с траекторией точки, находящейся на колесе пробуксовывающей автомашины. Такая волна носит название трохоидальной. В.П. Зенкович приводит расчеты, из которых следует, что при крупной океанской волне с L=100 м, h=6 м и T=8 с, распространяющейся со скоростью 12,5 м/с, скорость поступательного движения частиц воды у поверхности составит 0,43 м/с, т. е. весьма заметна. Движущаяся • волна содержит значительный запас энергии (E), который передан ей ветром. Величина этой энергии определяется формулой Е=1/δ(h2L).
С глубиной орбитальные движения частиц воды быстро затухают по закону, описываемому выражением: hz = h*е-2пZ/1, где Z — глубина слоя, hz — радиус орбиты на глубине Z, е — основание натуральных логарифмов. Из этого следует, что при той же волне радиус орбиты на глубине 100 м составит всего 16 мм. Столь же быстро падает и скорость поступательного движения частиц. Как указывает В.В. Лонгинов, движение тела средней крупности (и одновременная деформация волны) начинается примерно с глубины, равной десятидвенадцати высотам волны.
На мелководье волна и характер движения частиц в слое воды претерпевают существенные изменения. Орбиты, описываемые частицами, из круговых становятся эллиптическими. По мере приближения ко дну орбиты делаются все более и более уплощенными, пока не превращаются в прямую линию, что отвечает прямолинейному колебательному движению параллельно поверхности дна. Уплощаясь, орбита одновременно становится все более асимметричной за счет более энергичного сокращения нижней полуоси эллипса. Картина усиливается по мере уменьшения глубины водоема. Асимметричности орбит соответствует асимметричность формы волны — передний склон ее становится короче и круче. На мелководье, кроме того, уменьшаются скорость распространения и длина и возрастает высота.
Гидродинамический режим прибрежной зоны

Асимметрия формы волны, в свою очередь, вызывает неравенство скоростей колебательных движений у дна, поскольку для прохождения через какую-то точку переднего короткого склона волны отводится столько же времени, сколько и для прохождения более длинного заднего склона. В результате, движения частиц в сторону берега происходят с большими скоростями, нежели в обратную сторону. Последнее положение хорошо иллюстрируется графиками изменения скоростей в сторону берега (вправо) и в сторону моря (влево) в разных точках берегового склона (рис. 114). Видно, что по мере движения в сторону берега и снижения глубины асимметрия скоростей нарастает. Однако, по данным В.В. Лонгинова, нарастание положительной асимметрии придонных скоростей происходит до определенных глубин, равных примерно 4h. В области глубин 3h—2,5h асимметрия резко уменьшается и становится даже отрицательной (т. е. направленной в сторону моря), что связывается с влиянием компенсационного продольного противотечения, имеющего пульсационный характер.
При дальнейшем движении, благодаря трению о дно, гребень волны обгоняет подошву и на определенной глубине опрокидывается. Волна при этом частично или полностью разрушается. В первом случае она восстанавливается, нарастает b, пройдя некоторое расстояние, снова разрушается (забурунивается). Глубина полного разрушения волны обычно близка ее высоте h, частичного — 2h. При очень пологом береговом склоне, вследствие большого расхода энергии на трение о дно, волна может постепенно иссякнуть, не достигнув состояния забурунивания. После опрокидывания ее гребня и разрушения образуется прибойный поток, так называемая волна перемещения или одиночная волна, в которой все частицы приобретают поступательные движения в сторону берега (рис. 115). Прибойный поток по инерции взбегает вверх по откосу, постепенно замедляя скорость под влиянием силы тяжести. Обратный поток сначала движется ускоренно, а затем, встретив прямой поток, замедленно. Скорость обратного потока и его живая сила всегда меньше, чем прямого (рис. 116). Этому в значительной мере способствует фильтрация части воды и а пляже и соответственно уменьшение ее массы. Скорость обратного потока зависит от типа пляжа: она выше на прислоненных, т. е. таких, где прямой поток достигает клифа и отражается от него, и ниже— на пляжах полного профиля. Абсолютные значения скорости прямого прибойного потока на песчаном пляже от мелого берега обычно равны 1,5—2, а у отдельных волн достигают 3 м/с.
Гидродинамический режим прибрежной зоны
Гидродинамический режим прибрежной зоны

Косые волны при подходе к берегу, кроме описанных изменений, меняют направление движения, изгибаются, стремясь подойти по нормали к берегу, т. е. испытывают рефракцию. Рефракция объясняется уменьшением скорости с уменьшением глубины, в результате чего более «глубоководная» часть волны обгоняет «мелководную» (рис. 117, а). У неровного бухтового берега рефракция проявляется иначе: у мысов и подводных гребней происходит концентрация волновой энергии (и волн), а над ложбинами в бухтах — их разряжение (рис. 117,б). Результатом этого является усиленная абразия мысов.
Прибрежные течения

В прибрежной зоне морей и океанов обычно действуют две группы течений: 1) характерные для водоемов в целом и образованные различным путем — дрейфовые, градиентные, приливные, и 2) возникшие под воздействием ветрового волнения, т. е. собственно волновые течения, которые характерны только для данной зоны — вдоль береговые, разрывные, компенсационные противотечения. Течения первой группы лучше проявлены во внешней мористой части зоны, а второй — во внутренней, в полосе прибоя и забурунивания, хотя обе эти группы часто действуют совместно. При отсутствии большого волнения прибрежные течения испытывают максимальное влияние открытого моря; при штормах же, напротив, на первый план выступают собственно волновые течения.
Гидродинамический режим прибрежной зоны

Давая характеристику течениям первой группы, Г.П. Смирнов указывает, что действие дрейфовых и градиентных течений в прибрежной зоне следует рассматривать совместно, поскольку первые очень часто производят нагон или сгон воды, что создает наклонную поверхность и вызывает развитие градиентных течений. Автор отмечает далее, что направление дрейфовых течений относительно направления ветра зависит от глубины воды.
При большой глубине у берега нагон или сгон воды, а следовательно, и градиентные течения возникают в том случае, если ветер дует параллельно берегу (оптимальные условия), либо под углом, не равным 90°. Градиентное течение, охватывая всю толщу воды, накладывается на дрейфовое, в результате чего образуется суммарное прибрежное течение. Скорость последнего определяется как геометрическая сумма скоростей обеих составляющих. Максимальная поверхностная скорость суммарного прибрежного течения достигается при угле подхода ветра к берегу в 13°. Интересно, что ветер одной и той же силы в прибрежье вызывает более быстрое течение, чем в открытом море. Так, при ветре в 15 м/с максимальная скорость прибрежного течения достигает 0,5 м/с, в то время как в открытом море скорость дрейфового течения будет равна 0,217 м/с. Иногда скорость прибрежного суммарного течения может достичь 1 м/с. При достаточно продолжительном действии сгонно-нагонного ветра возникает устойчивая диагонально-поперечная циркуляция, напоминающая движение по крупной спирали (рис. 118). Вся толща воды подразделяется на 3 слоя: в верхнем и нижнем (рис. 118, а) скорость изменяется в соответствии с годографом (рис. 118, б), а в среднем наблюдается глубинное течение, направленное по всему слою вдоль берега.
Гидродинамический режим прибрежной зоны

Иная картина устанавливается по данным Г.Н. Смирнова для мелководного морского прибрежья. Прежде всего здесь исчезает промежуточный второй слой с глубинным продольным течением. В этом случае дрейфовое течение, проявляющееся в верхнем слое, направлено по ветру, а при нагонном течении — к берегу. В придонном слое поток, обусловленный градиентным течением, направлен в сторону моря по нормали к береговой линии.
В открытых приливных морях картина проявления прибрежных течений еще более усложняется, поскольку одновременно с ними действуют приливно-отливные течения. Последние в отдельных узких местах могут достигать, как отмечалось, весьма значительных скоростей (см. табл. 54). Совершенно очевидно, что при таких огромных скоростях эти течения способны перемещать не только взвешенный материал, но и значительные массы более крупнозернистых наносов.
Среди течений второй группы следует прежде всего отметить вдоль-береговые энергетические и градиентные, развивающиеся в полосе от линии последнего забурунивания (прибоя) до уреза воды (рис. 119). Они вызываются косо подходящими волнами. Скорость вдольберегового энергетического течения зависит от параметров волны, рельефа дна и конфигурации берега. Максимальные значения она имеет в зоне забурунивания. Энергетическое вдольбереговое течение направлено вдоль берега по ветру. Градиентное вдольбереговое возникает благодаря неравномерному нагону воды в прибойную полосу. Оно может быть направлено на разных участках навстречу друг другу и накладывается на энергетическое, усиливая или ослабляя его.
Скорость вдольбереговых течений обычно составляет около 1 м/с. На Белом море зафиксированы скорости до 2,5 м/с.
Гидродинамический режим прибрежной зоны

Разрывные течения широко описаны в американской литературе. Они обычно хорошо прослеживаются визуально, по разрывам в линии бурунов и по резко выделяющейся мутности головной части. Направлены они по нормали от берега и начинаются либо в месте встречи вдоль береговых течений, либо в устье водотока. На малых глубинах они охватывают всю толщу воды, на больших — верхнюю ее часть. Скорости разрывных течений могут достигать 1 м/с и больше, прослеживаясь обычно на 1—1,5 км от берега.
Компенсационные донные противотечения, связанные с волновым нагоном воды к берегу, проявлены не столь четко и «самостоятельно», как разрывные, и признаются далеко не всеми исследователями. Волновые нагоны действуют часто неразрывно с ветровыми нагонами и приливами. Как отмечалось выше, некоторые исследователи объясняют возникновение отрицательной асимметрии придонных скоростей мелководья влиянием компенсационного донного оттока, носящего пульсационный характер. О. К Леонтьев с донным противотечением связывает образование некоторых эрозионных форм рельефа дна, в частности, направленных перпендикулярно к берегу желобов. По наблюдениям Е.А. Попова, на Черном море донные противотечения достигают скоростей в 10,8 м/с и приводят в движение валуны весом до 40 кг.