Энергетика пограничных зон океана

Материки как препятствия для крупномасштабного движения океанских вод.Важнейшее воздействие материков на крупномасштабное движение вод океанов состоит в том, что они перекрывают широтные течения, создают круговороты и вызывают быстрый глобальный теплоперенос к полюсам. Вспомним симметричное устройство круговых течений в крупных бассейнах (рис. 11.1). В каждом таком круговороте на ближней к полюсу стороне течение направлено на восток и непосредственно связано с соответствующим поясом западных ветров. Примерами могут служить течение Западных Ветров в южной части Тихого океана и Северо-Тихоокеанское течение в Северном полушарии. Оба этих течения упираются соответственно в Южно- и Северо-Американский континенты, где каждое из них разделяется, образуя пару восточных пограничных течений: течение Мыса Горн и течение Гумбольдта (Перуанское. — Ред.) в Южном полушарии, Аляскинское и Калифорнийское течения в Северном полушарии.

Точно так же Северное и Южное Экваториальные (Пассатные) течения всех крупных бассейнов возбуждаются пассатами данного полушария. Эти течения несут теплые поверхностные воды к западным границам океанов и создают там мощные потоки, направленные к полюсам, — например, течение Куросио в северной части Тихого океана и Гольфстрим в Северной Атлантике.

Различия между исследованиями прибрежных вод Атлантического и Тихого океанов. Западные пограничные течения, как правило, самые сильные. Течения типа Гольфстрима отличаются малой шириной и большой глубиной: при ширине, скажем, 100 км они могут достигать дна океана (рис. 11.2). На поверхности их скорость доходит до 2 м/с. В отличие от этого ширина Калифорнийского течения, проходящего вдоль восточной границы Северо-Тихоокеанского бассейна, измеряется многими сотнями километров, но глубина его — всего около 500 м, а скорость — лишь 0,05-0,2 м/с [18].

Такое различие в интенсивности и форме восточных и западных пограничных течений в значительной мере объясняет, почему исследования Атлантического побережья США должны отличаться от исследований Тихоокеанского побережья. Например, биологи из Института океанографии Скриппса в Ла-Холье, Калифорния, установили, что планктонное сообщество, живущее вблизи этого побережья, распространено и далеко в океане, в сотнях километрах от берега [13]. Эти данные подтверждают физические представления о рассеянии (дисперсии) планктонных сообществ по всему обширному течению, проходящему в океане у берегов Калифорнии.

Различия в температуре пограничных течений. Как уже говорилось, направленные к экватору пограничные течения в среднем холоднее, чем те пограничные течения, которые направлены — в тех же широтах — к полюсу (рис. 6.5). Этот факт еще раз подтверждает разнообразие условий, с которыми сталкивается прибрежная океанология. Классический пример — воздействие холодных восточных пограничных течений на климат соседних берегов. Суровые пустыни вдоль берегов Северной Африки, пустыня Намиб в Южной Африке, а также пустыни Перу и Чили — все они связаны с холодными водами у этих восточных границ океанов. Кроме того, скудные дожди означают и малый речной сток, так что прибрежные воды у берегов этих пустынных регионов менее насыщены континентальными материалами, чем обычно наблюдается в большинстве прибрежных условий. Поскольку здесь меньше эстуариев, биологическая система также должна отличаться от биоты других пограничных зон. Многие виды животных, обитающих во взрослом состоянии в прибрежных водах, в какой-то период своего жизненного цикла зависят от эстуариев (вспомните рис. 12.7).

Диссипация энергии океанских движений.Анализ распределений поверхностных ветров над океанскими бассейнами (рис. 10.5 и 10.7) может вызвать удивление: ведь если- ветры непрерывно возбуждают океанские круговые течения, скорость этих течений должна непрерывно расти. На деле же мы не наблюдаем такого ускорения, а значит, существует какой-то механизм, отводящий энергию океанского движения с такой же скоростью, с какой ветры передают ее океану. В стационарных условиях поступление энергии должно равняться ее потере, и место, где происходит диссипация энергии волн, приливов и течений, — это главным образом мелководные континентальные окраины.

Трение между континентами и пограничными течениями.Каким образом континенты оказывают «фрикционное торможение» на движущиеся океанские воды, иллюстрирует рис. 18.1.

В качестве примера взяты условия в Северо-Атлантическом бассейне. Картина распределения поверхностных ветров — от зоны восточных ветров (пассатов) в низких широтах до пояса западных ветров в окрестности 40° с. ш. — указывает на то, что ветры приводят в движение воды во внутренних областях океана по часовой стрелке, что обозначено на схеме штриховыми кружками со знаком «—». При сложении всего этого распределенного по океану вращательного движения образуется крупномасштабный круговорот, рассмотренный нами в гл. 11. А из-за того что ветры дуют непрерывно, в Северной Атлантике постоянно поддерживается и вращение течений по часовой стрелке.

На рис. 18.1 схематически показано также положение восточной и западной границ океана, а также соответствующие им пограничные течения: медленное широкое Канарское течение у восточной границы и быстрый узкий Гольфстрим у западных берегов. Из-за трения скорость движения воды в непосредственной близости от границ равняется нулю. Но с удалением в море скорость течения возрастает, пока не достигнет значений, «нормальных» для каждого такого течения. Следовательно, трение у границ континента приводит к завихренности водной массы против часовой стрелки, что показано на рис. 18.1 сплошными кружками со знаком «+». Эта создаваемая трением завихренность (+) у твердых границ океана и есть механизм, играющий главную роль в компенсации генерируемой ветрами завихренности (—).

Однако заметим (это показано на рис. 18.1), что завихренность (+), вызываемая трением вдоль западной границы, во много раз сильнее, чем у восточной границы. В 1948 г. Г. Стоммел показал, что эта разница возникает также благодаря действию еще одной причины завихренности: возрастанию силы Кориолиса в направлении к полюсу. Рассмотрим такой пример: если мы возьмем столб океанской воды у экватора, где нет никакой завихренности, и будем двигать его прямо на север, то он начнет вращаться по часовой стрелке (—) все быстрее по мере приближения к полюсу. На самом полюсе вода должна делать один полный оборот за солнечные сутки, не так ли? И чем быстрее мы продвигаем водный столб на север, тем сильнее вращает его сила Кориолиса, т. е. вращение столба по часовой стрелке (—) ускоряется: эта зависимость между скоростью движения к северу и скоростью завихренности линейна (1:1). Но если движущийся столб при перемещении на север испытывает трение со стороны континента, завихренность против часовой стрелки (+) возрастает гораздо быстрее, скажем в отношении 2:1. Из этого Стоммел сделал вывод, что движение в океане должно самоорганизоваться таким образом, чтобы у западной границы течение было самым быстрым и не только смогло противодействовать эффекту Кориолиса, но и привело к завихрению против часовой стрелки (+), достаточному и для компенсации действия ветров! Это открытие, как и идея Экмана, стало еще одним «рубежом» в науке об океане, поскольку оно объяснило, почему у западной границы океана существуют сильные течения, подобные Гольфстриму.

Трение между континентами и приливными течениями. Все частицы водного столба сверху донизу реагируют одинаково на силы притяжения, создающие приливы, как это показано на рис. 18.2, а.

Поскольку приливный цикл занимает много часов, мы представляем эти смещения как реальные «течения». Заметим также, что эти течения усиливаются, когда приливная волна движется к берегу по континентальному склону и выходит на шельф.

Чтобы получить более наглядную картину того, что происходит с приливными течениями вблизи берегов, рассмотрим фактическую запись, полученную с помощью установленного на шельфе измерителя течений (рис. 18.2, а). Обычно автомат фиксирует направление и скорость течения через каждые несколько минут. В дальнейшем мы осредняем запись, получая значения для каждого часа, которые интерпретируем как суммарное смещение жидкости час за часом в ходе приливного цикла. Из-за того что приливные течения циклически меняют направление, последовательные почасовые значения должны указывать на характер изменения течения над шельфом на протяжении приливного цикла. На рис. 18.2, б эти изменения ясно прослеживаются; здесь результаты регулярных (раз в час) измерений течения изображены в виде последовательно соединенных друг с другом векторов, и о существовании сильных приливных течений нам ясно сигнализируют «петли» на векторной диаграмме. Две полные петли за 25 ч указывают на то, что приливная волна относится к категории полусуточных, т. е. за это время происходят два ее цикла.

Мы интерпретируем график на рис. 18.2, б как сумму «петли» приливного течения и «среднего» течения. Специалист по прибрежной океанологии может перестроить эту кривую таким образом, чтобы выделить одну только приливную часть. Чтобы сделать это, надо из каждого часового вектора вычесть 1/25 долю величины результирующего перемещения воды за 25 ч измерений. Остаточные векторы будут теперь соответствовать только приливным течениям; построенные из одной начальной точки, они опишут характерную «эллиптическую» кривую приливных течений на мелководье (рис. 18.2, в). Эта кривая отражает относительную скорость одного только приливного течения, меняющуюся час за часом. Наибольшая скорость течения отмечена в ходе третьего часа измерений; она равна около 0,6 м/с при скорости среднего потока примерно 0,23 м/с. Заметим, что большая ось эллипса приливного течения ориентирована более или менее параллельно берегу, что характерно для приливных течений на шельфе. (Однако если подобное исследование провести в эстуарии, то «эллипс» выродится в прямую линию, показывающую, что приливное течение направлено внутрь эстуария, а отливное течение — в противоположном направлении.)

По указанным причинам специалист по океанологии прибрежных вод, исследуя процессы перемешивания в районе шельфа, а также в заливах и эстуариях, всегда должен учитывать местные приливные воздействия. В предыдущей главе говорилось о том, что характер приливов в разных местах побережья различен. Этот вывод можно расширить до глобальных масштабов (рис. 18.3) и показать крайние случаи изменчивости в картине приливов на побережьях земного шара.

Трение между приливными течениями и находящимся на небольшой глубине дном в шельфовых зонах, заливах и эстуариях приводит к тому, что значительная часть энергии идет на перемешивание прибрежных вод; подробнее об этом будет говориться ниже.

Диссипация энергии ветровых волн в прибойной зоне. Вся волновая энергия моря заключена главным образом в ветровых волнах, и значительная доля этой энергии в конце концов выделяется у какого-то берега, где она рассеивается в турбулентном разрушении волн в прибойной зоне. Опишем, как меняется волна открытого океана, когда она приходит в мелководную область и накатывается на пляж. В одном из разделов этой главы мы рассмотрим геологические процессы, в которых энергия, выделяемая волнами, играет определяющую роль.

Предположим, что цуг волн зыби приближается к побережью таким образом, что гребни волн параллельны береговой линии (рис. 18.4).

Зафиксируем внимание на каком- либо одном участке этой серии волн, находящемся между двумя точками гребня на расстоянии 1 м друг от друга. Можно подсчитать количество энергии, переносимой волнами к берегу. Плотность энергии Е определяется выражением

где р — плотность воды (кг/м3), g — ускорение силы тяжести (10 м/с2), а Н — высота волны (м). У волны высотой 2 м плотность энергии равна 5000 Дж/м2 (данные о плотности энергии гладких высоких волн см. в табл. 17.1). Хороший способ оценить, насколько велика энергия, состоит в том, чтобы подсчитать, сколько электрических лампочек может непрерывно питаться этой энергией. Если такая серия волн несет к пляжу свою энергию со скоростью 5 м/с (что представляет собой нормальное явление), то при этом высвобождается мощность 25 ООО Дж/с (т. е. 25 кВт), до статочная для непрерывной работы 250 стоваттных лампочек, или для освещения 10 аудиторий среднего размера. Не забудьте, что это количество энергии приносит к берегу каждая полоса гребня шириной 1 м.

Прослеживая этот процесс на рис. 18.4, мы вначале обращаем внимание на то, как цуг волн открытого океана изменяется при подходе к пляжу, а затем — на то, каким образом каждая волна цуга становится обособленным буруном и отдает свою энергию прибойной зоне. Пусть в открытом океане каждая волна в цуге имеет длину Lg м, высоту Н0 м, период Т0 с и плотность энергии Е0 Дж/м2. Индекс о указывает, что имеются в виду свойства океанской волны, еще не измененной близостью пляжа. Ближе к пляжу волна уже начинает изменяться (модифицироваться), и для ее характеристики используется индекс m, а в прибойной зоне, где волны разбиваются, — индекс b.

Вспомним теперь то, что показано на рис. 17.7: поверхностная волна начинает «чувствовать» торможение из-за трения о дно, когда глубина воды становится меньше половины длины этой волны L0 /2. Трение о дно заставляет частицы воды двигаться по все более уплощенным эллиптическим орбитам по мере уменьшения глубины. С трением связано также уменьшение скорости частиц, что в свою очередь заставляет самый передний гребень цуга замедляться, а это означает уменьшение расстояния между гребнями волн (Lm на рис. 18.4).

Однако полная энергия, приносимая каждой волной к пляжу, должна оставаться постоянной. Для полосы шириной 1 м (рис. 18.4) полная величина энергии между последовательными гребнями рассчитывается как произведение плотности энергии Е и длины волны L. Значит, произведение величин, соответствующих открытому океану, Еа х L0 должно равняться произведению Em х Lm для измененной волны. Но поскольку Lm меньше, чем La, это означает, что Ет должно быть больше, чем Е0, а единственный способ повысить плотность энергии — это увеличить высоту волны На до новой и большей величины Нт. Поэтому наблюдателям, находящимся на пляже, кажется, что гребни приближающихся волн «вырастают» из воды, а потом уже рушатся в прибойной зоне.

По мере того как трение все больше замедляет волну и увеличивает ее высоту, форма волны искажается и волна становится «неустойчивой». Она делается чересчур «острой», и вода начинает «проливаться» вперед у гребня, после чего происходит окончательное обрушение волны. Механика обрушения сложна. Конкретное поведение каждой волны в последние секунды ее существования зависит от нескольких факторов; от наклона дна и наклона самого пляжа, от первоначальной формы волны на глубокой воде и от характера дна — скальная ли это порода, гравий или песок. Изучение разрушающихся волн в настоящее время входит как составная часть в программы по строительству на море и морском берегу и сосредоточено главным образом на укреплении таких сооружений, как пирсы, и защите берегов от эрозии, а также на перемещении осадков под действием-волн.