Взаимодействие волн и берега является важнейшим фактором, определяющим характер и интенсивность процессов образования, перемещения и распределения твердых частиц-наносов, динамики и разрушения морских берегов.
Ведущая роль морского волнения в динамике береговой зоны несомненна. Различают ветровое волнение и зыбь. Ветровое волнение возникает при воздействии движущихся масс воздуха (ветра) на водную поверхность, при этом в поверхностном слое воды, толщина которого определяется скоростью и длительностью ветра, длиной его пути над водной поверхностью (длиной разгона), возникают колебательные движения, наблюдаемые в виде чередующихся и расположенных параллельно друг другу ложбин и валов. Благодаря небольшой вязкости воды при прекращении ветра (фактора, вызвавшего волнение) поверхность моря еще долгое время остается неспокойной. После того, как ветер стих, происходит упорядочивание волнения: волны интерферируют, малые волны поглощаются большими, они приобретают симметричный поперечный профиль, упорядочиваются их высоты, длины, период; более или менее короткие и непараллельные ранее гребни волн выстраиваются в гряды волн большой протяженности, параллельные друг другу - это волны зыби. Для характеристики морских волн используют следующие величины: высота волны h (превышение гребня волны над ложбиной); длина волны L (расстояние между двумя соседними гребнями); период Т (время, в течение которого совершается полный путь частицы по орбите). В волне различают такие элементы, как гребень, склоны, ложбина, фронт, луч волны.
Из наблюдений в природе и из экспериментов известно, что при достаточно быстром возникновении ветра на поверхности воды вначале формируются короткие гравитационные волны с фазовой скоростью, значительно меньшей средней скорости ветра. С течением времени при благоприятных условиях (постоянство скорости ветра, достаточная глубина и обширность акватории водоема, охваченной однородным ветровым потоком) фазовая скорость этих небольших волн и их энергия непрерывно возрастают, однако энергетический максимум системы волн все время имеет фазовую скорость меньше скорости ветра. Такое неравенство обеспечивает эффективную передачу энергии от ветрового потока к волнам по схеме обратной связи (волны вносят в поток возмущения, которые способствуют их росту). Рост волн прекращается, когда поступающая от ветра энергия полностью уравновешивается ее потерями в поверхностном слое воды. Такое динамическое равновесие наступает, когда средняя скорость ветра превосходит фазовую скорость волн на малую величину. Такую систему гравитационных волн называют деривационной (Ю.М.Крылов с соавт., 1976). Резонансной системой ветровых волн называют такую систему, у которой компоненты обладают максимальной энергией, распространяющейся с фазовой скоростью, равной средней скорости ветра на верхней границе турбулентного пограничного воздушного потока. В прибрежной мелководной зоне происходит трансформация волн. Распространяясь из открытой глубоководной части моря в прибрежную мелководную зону, ветровые волны претерпевают изменения под воздействием плавно уменьшающихся глубин. Зависимости между элементами волн и волноразрушающими факторами, полученные различными авторами для <идеальных условий>, не согласуются между собой, что свидетельствует о слабой изученности процесса. Статистические характеристики волн - средняя высота hср и средний период ?ср при <идеальных условиях> являются функциями следующих параметров: ускорения земного тяготения g, температур воды и воздуха, скорости ветра V, глубин моря (водоема) H, длины разгона X, длительности действия ветра t.
Из вышесказанного следует, во-первых, что по гидродинамическим условиям береговая зона весьма неоднородна, а во-вторых, что она может быть разделена на три неравных по ширине, площади и объему подзоны: 1) подводного берегового склона (или, применительно к поверхности моря, подзону взморья); 2) разрушения волн; 3) прибойного потока. Такая дифференциация береговой зоны точнее отражает ее гидродинамическую неоднородность.
Открытие синоптических вихрей в закрытых морях и океанах считается крупнейшим событием в пред- и послевоенной океанологии (В.М.Каменкович с соавт., 1987). Именно вихри в значительно большей степени, чем любое другое океанское явление, определяют наблюдаемые в океане мгновенные распределения скоростей течений, температуры, солености и др. океанографических характеристик - именно то, что можно назвать океанской погодой. Вихри играют существенную роль в формировании климата океана. Временные масштабы синоптических вихрей имеют порядок от недель до месяцев, горизонтальные масштабы - от десятков до первых сотен км, вертикальные масштабы - порядка 1км. Скорости поступательного перемещения синоптических вихрей имеют порядок нескольких км в сутки, в то время как скорости вращения воды в самих вихрях, как правило, существенно превышают средние скорости течений.
На основе натурных и лабораторных данных Ю.М.Крылов с соавт. (1976) предложили элементы теории генерации основных систем поля ветровых волн и эмпирические связи и сделали следующие общие выводы.
1) Несмотря на большой объём теоретических проработок, натурных и лабораторных исследований, выполненных в течение длительного времени, проблема в целом еще не решена - не создана единая физическая теория развития и затухания волн и их воздействия на сооружения.
2) Получены зависимости между безразмерными разгоном (Xб) и глубиной (Hб)
и скоростью ветра V (на горизонте-отметке = 10 м):
0,3 <= gХ/(V*V) <= 3*10000 (1) (2-4)
0,01 <= gH/(V*V) <= 3 (2) (2-5)
Безразмерный разгон Хб определяется из выражения:
Хб = gХ/(Vд*Vд) (3) (2-6)
Безразмерная диинамиеская скорость ветра Vдб влияет на безразмерные энергетические и частотные характеристики ветровых волн и определяется из выражения:
Vдб = Vд/(g*Wk) в степени (1/3), (4)
где Wk - кинематическая вязкость возлуха.
При Хб > 10000000 характеристики дорезонансных систем перестают зависеть от величины Хб.
3) Из разработанной линейной теории вытекают следующие практические методы расчета максимальной суммарной волновой нагрузки и момента этой нагрузки на узкую полосу стенки от поверхности до дна: вначале используют частотный спектр набегающих волн по формулам (3.100) и (3.101) (Ю.М.Крылов с соавт., 1976) определяют дисперсию суммарной волновой нагрузки и ее момента, после чего с помощью соотношений (3.102) и (3.103) находят их максимальные значения. Можно поступить и по-другому: вначале вычислить искомые значения суммарной волновой нагрузки и ее момента по линейной теории регулярных волн, а затем умножить эти значения на поправочные множители, учитывающие нерегулярность процесса и зависящие от частотного спектра набегающих волн.
В теории морских волн доказано, что при увеличении глубины в арифметической прогрессии размах волновых колебаний в толще воды изменяется в геометрической прогрессии. Считается, что глубина, на которой еще следует учитывать воздействие волн на морское дно, составляет не более 1/2 длины волны. Различают волны глубокого моря и волны мелководья. Все сказанное ранее относилось к волнам глубокого моря. Волны мелководья - это те волны, которые проходят над глубинами, меньшими, чем 1/2 длины волны; это такие волны, которые испытывают воздействие морского дна. Это воздействие, в частности, проявляется в том, что орбиты колеблющихся частиц воды деформируются и приобретают вид неправильных, сплющенных снизу эллипсов. В результате возникает неравенство орбитальных скоростей, которое получило название асимметрии скоростей: скорости движения частиц воды по орбите в сторону берега становятся больше, чем скорости движения, направленного от берега. Неравенство прямой и обратной волновых скоростей при такой деформированной орбите можно объяснить неравенством угловых скоростей в ее верхней и нижней частях, тогда как при круговой орбите угловые скорости в любых ее точках одинаковы. Асимметрия скоростей волновых движений имеет очень важное значение для динамики наносов в береговой зоне. Она определяет разный характер движения частиц наносов в береговой зоне, имеющих разную крупность. Более крупные частицы могут прийти в движение лишь при больших скоростях, но эти большие скорости направлены в сторону берега. Следовательно, крупные частицы наносов на дне в береговой зоне в общем случае имеют тенденцию к движению вверх по склону, в сторону береговой линии. Мелкие частицы, напротив, способны прийти в движение при очень малых скоростях, а при больших могут оторваться от дна, перейти во взвешенное состояние и затем оказаться во власти течений, направленных от берега. Деформация орбиты в волне сопровождается деформацией профиля волны. Передний склон волны по мере уменьшения глубины, т. е. по мере приближения к берегу, становится все круче. наконец, крутизна склона достигает критической величины и гребень волны, нависая над ложбиной, обрушивается. Такое разрушение волны происходит обычно на глубине, близкой по своему значению к 0,5-1 h. В силу неоднородности поля ветра волны даже при одном и том же волнении неодинаковы. Поэтому разрушение волн происходит в пределах хотя и вполне определенной, но все же довольно широкой зоны. В этой зоне волновое движение воды переходит в турбулентное, т. е. гидродинамика ее одновременно характеризуется остаточным волновым и накладывающимся на него турбулентным движением воды (И.Ф.Шадрин, 1981).
При разрушении волны ее гребень преобразуется в плоский поток воды, взбегающий на берег - так называемый прибойный поток или накат. Движение его происходит по инерции, которой обладает масса воды, образовавшей этот поток в результате обрушения гребня. Здесь уже колебательное движение воды практически полностью прекращается и сменяется турбулентным. Если берег имеет вид обрыва или уступа, прибойный поток ударяется об этот обрыв и гидравлически воздействует на него, в результате чего может происходить разрушение уступа прибоем - абразия берега. Если берег имеет вид аккумулятивной наклонной поверхности (пляжа), то прибойный поток, взбегая вверх по этой поверхности, теряет скорость и затем, когда она достигает нулевого значения, происходит сток воды под действием силы тяжести, т. е. в направлении наибольшего уклона этой поверхности (откат). Прибойный поток и является тем фактором, который обусловливает взвешивание и перемещение наносов и их аккумуляцию на берегу, то есть в пределах зоны, лежащей выше положения среднего уровня моря при спокойных условиях. Прибойный поток представляет собой заплеск воды вверх по пляжу (накат) и сменяющий его обратный отток (откат). Прямой поток получает энергию при окончательном разрушении волны, а обратный - за счет силы тяжести. Максимум скорости прямого потока приходится на начало потока, вверх по пути его следования она уменьшается. Градиент скорости заплеска определяется одним параметром - уклоном поверхности, по которой взбегает заплеск. По данным эксперимента, при волнении, характеризующемся высотой волны на подходе к береговой зоне 1м, максимальная скорость прибойного потока в нижнем двухметровом (по протяжению) его отрезке составляла 4м/с. Далее на последующих двухметровых отрезках скорость составляла соответственно 2,5; 2,2; 0,8; 0,6; 0,4 м/с (П.А.Каплин с соавт., 1991). Обратный поток наращивает свою кинетическую энергию при движении вниз, тем самым максимум его скорости также приходится на нижнюю часть зоны прибойного потока. Средние скорости обратного потока всегда меньше средних скоростей прямого. По гидродинамическим условиям вся зона прибойного потока четко разделяется на три части: 1) ту, которая в течение всего времени действия волнения находится под водой, 2) на попеременно то осыхающую, то затопляемую; 3) затопляемую только при экстремальных заплесках.
Волновые процессы обусловливают образование в береговой зоне различных течений, определяющих литодинамические процессы измельчения и перемещения осадочного материала (энергетические вдольбереговые, градиентные, разрывные течения и компенсационные противотечения). Энергетическое (вдольбереговое) течение представляет собой перенос воды вдоль берега при косом подходе волн. Оно обусловлено вдольбереговой составляющей соответствующего волнового потока энергии и может быть выражено в любой части береговой зоны, но наиболее эффективно в подзоне разрушения волн. Примерно 15% общей энергии волны переходит в волновое энергетическое течение. Компенсационные противотечения занимают особое место в обмене веществом между прибойной зоной и зоной разрушения волн, с одной стороны, и зоной подводного берегового склона (взморья) - с другой (П.А.Каплин с соавт., 1991).
Постоянные океанические течения рассеивают на мелководьях около 3% общей (и ~6% волновой) мощности потока энергии к берегам Мирового океана. Минимальная величина мощности потока волновой энергии к берегам составляет около 3,1*109 кВт приливной энергии у берегов - 2,7*109 кВт, что свидетельствует об огромных энергетических ресурсах береговой зоны, которые используются в природных процессах и явлениях. Из этих цифр видна несомненна ведущая роль морского волнения в динамике береговой зоны.
Морская волна обладает потенциальной и кинетической энергией.
Полная мощность волны (Е) описывается формулой (П.А.Каплин с соавт., 1991):
Е=0,125*g*П*L*h*h, (5)
где: П - плотность воды;
g - ускорение силы тяжести;
L - длина волны;
h - высота волны.
Из этой формулы (5) видно, что важнейшее значение для характеристики мощности волны имеет ее высота. Высота большинства океанских волн не превышает 3,5м; волны выше 8м бывают редко, а волны выше 15м образуются только при очень сильных штормах. В струе Агульяского течения (в районе Дурбана), вследствие обмена теплом между атмосферой и океаном, скорости ветра и высоты волн увеличиваются (высоты волн - до 4 раз) (J.Hunter, 1993). Осенью 1969г. у Гавайских островов возникла ветровая волна высотой 30м; скорость движения таких сверхволн достигает 160км/час (Короткий Р., Нейд?нг М., 1983). При скорости ветра 30-34м/с и разгоне в несколько тыс.км в Тихом океане измерена волна высотой 34м (Г.Дубах, Р.Табер, 1972). Кинетическая мощность разбивающихся о берег волн высотой 1,2м с периодом 10с составляет 16тыс.кВт на 1км длины побережья (Г.Дубах, Р.Табер, 1972).
Средне-квадратичная величина высоты волн (hСК) (при условии, что разрушающая мощность прибойной волны пропорциональна квадрату ее высоты) может быть определена по формуле:
hСК = 1/СУМi(hj*hj*pj) в степени (0,5), м (6)
где: СУМi - знак суммации по i-тым интервалам высот волн (от h=0 до максимумальных высот волн);
hi - среднее значение высот волн i-го интервала;
pj - суммарная обеспеченность (в долях единицы) высот всех волн i-го интервала.
По данным <Геоэкологии> (2001) и <Морской энциклопедич. словаря> (1991) (по средним многолетним значении спектра высот волн в северо-восточном секторе Черного моря) была построена интегральная кривая обеспеченности высот волн, по ней приняты значения hj и pj и вычислена hСК =~0,8м.
Как известно, отдельные элементы биосферы (и абиоты тоже) могут выдержать не очень активные, не очень сильные и не очень длительные отрицательные воздействия различных факторов. В противном случае происходит ухудшение качества (вплоть до повреждения и разрушения) как отдельных элементов, так и системы в целом. Это касается берегов моря и сооружений на них. Поэтому суммарная разрушительная мощность волн (?Еi) не совсем соответствует величине ?i(Кi*рi*hi2), получаемой, исходя из квадратичной зависимости мощности волнения от высоты волн (здесь ?i - знак суммации по продолжительности действия рi i-х волн высотой hi; Кi - коэффициент, учитывающий плотность воды, ускорение силы тяжести и др. факторы). Если учесть, что длина i-й волны Li пропорциональна высоте волны hi, (то есть, Li* ~= кi*hi)), то разрушительная мощность волн соответствует величине ?Е?i = ?i(Кi*рi*Li*hi2) или ?i(Кi1*рi*hi3), то есть, зависимость E = f(h) является кубической, а средневзвешенную величина высоты волн (hСКуб) следует определять по формуле (2-3):
hСКуб = СУМi(hj*hj*hj*pj) в степени (1/3) (7)
Данные по обеспеченности (pj, в долях единицы) волн j -го интервала высот для северо-восточной зоны Черного моря приведены в таблице 2.1 и на рис. 2.5.
Обеспеченность (pj, в долях единицы) волн j -го интервала высот
в северо-восточной зоны Черного моря:
Высота Повторяемость
волн ((pj) волн
hj м высотой менее hj м
((pj) hj м pj
0,0 0,0 3 0,999
0,1 0,2 4 0,9999
0,5 0,6 6 0,99999
1 0,85 8 0,999999
2 0,97 10 1
Вычисленное по этим данным значение hСрКуб составляет ~1м, тогда как среднее квадратичное значение hСрКв = ~0,8м.
В нашем районе (между Новороссийском, Геленджиком - до Туапсе) длина волн в направлении с запада на восток может достигать 100-130м и высота - 7-8м, то есть, экстремальные значения высоты волн могут превышать их среднеквадратичные значения в ~10 раз, в связи с чем их мощность может превышать среднегодовую на три порядка. При этом разрушительная способность экстремально высоких волн может возрастать еще больше, поскольку под их ударами за считаные часы одного щторма могут обрушиваться береговые блоки, на разрушение которых при обычной абразии потребовались бы многие годы. Мощность волн наглядно представлена разрушениями, которые они производят. На побережье Шотландии волнами был разбит и передвинут сцементированный каменный блок массой 1350т. Через 5лет был снесен восстановленный на этом месте пирс массой 2600т; давление от ударов прибоя здесь достигало 29т на 1м2. На побережье Орегона крыша маяка на высоте 28м над уровнем моря была разрушена обломком камня массой 60кг, который забросило сюда прибоем.
Волны большой высоты (5-6м в Ялте и до 8м в Кацивели при длине до 175м) наблюдались в Крыму во время шторма зимой 1931г. Шторм причинил много разрушений, в море были сброшены бетонные массивы массой 30-40т, разбита на куски скала Монах. Во время шторма зимой 1969г. в Пицунде волнами были выбиты огромные гранитные массивы парапета и настила набережной.
2. Абразионные процессы в береговой зоне МОРя
Абразия или работа волн в береговой зоне заключается в разрушении берега и подводного берегового склона, в переносе осадочного материала и в создании различных аккумулятивных форм рельефа берега. Разрушение пород, слагающих берег, механическим способом происходит под действием гидравлического удара прибойного потока, мгновенной компрессии и декомпрессии воздуха в трещинах пород в результате воздействия прибоя, а также путем бомбардировки и истирания горной породы обломками этой же или другой породы. Механическая абразия берега возникает, если только часть энергии волн расходуется на перенос осадочного материала; тогда свободная от этой работы энергия волн превращается в работу по разрушению берега и подводного берегового склона. Волны, приходящие с открытого моря, не успевают расходовать над достаточно крутым подводным береговым склоном всей своей энергии; доносимая ими до берега неизрасходованная энергия превращается здесь в работу по разрушению берега. При концентрации энергии у мысов в результате рефракции у извилистого берега, ход абразии в большой мере зависит и от степени податливости (или устойчивости) породы размыву. О.К.Леонтьев (1961) предложил разделить все породы по степени их сопротивляемости абразии на пять классов (см. табл. 2.2).
Ниже приведена классификация горных пород по степени сопротивляемости
абразии и скорость абразии по данным Ю.Д.Шуйскому и Г.А.Симеоновой
(1976 (П.А.Каплин с соавт., 1991)):
Класс Литологическая Скорость абразии, Удельный абразивный
пород характеристика м/год смыв, м3/год
горных пород клиф бенч клиф бенч
I Прочные скальные
кристаллические,
прочные метаморфические
и осадочные породы
(известняки, граниты
и некоторые гнейсы) - - - -
II Изверженные метаморфизо-
ванные, метаморфические,
сцементированные осадочные
и эффузивные породы
(гнейсы, серпентиниты,
сланцы, андезиты,
туфо-базальты и др.) до 0,01 до 0,001 до 1-2 ?
III Выветрелые, слабо-
прочные осадочные
и эффузивные породы
(сильно выветрелые
кристаллические породы,
мергели, глинистые и
мергелистые известняки,
аргиллиты, песчаники
и туфы) до 0,2 до 0,01 до 15-20 ?
IV Полускальные и
глинистые, некоторые
слабо сцементированные
осадочные породы
(песчаники, конгломераты,
глины, суглинки) до 5-8 до 0,05 до 50-120 до 150-200
V Рыхлые несцементированные
отложения (пески, супеси,
слабоуплотненные суглинки,
лесс, галечники, несцементи-
рованные гравелиты) до 15-20 до 0,1 до 200 до 250-300
МЫ дополнили Эту кдассификацию П.А.Каплин с соавт. (1991):
1) классом VI - осадочные несцементированные породы, представляющие собой смесь относительно мелких фракций и очень грубых обломков (например, моренный суглинок, материал конусов выноса в горных странах);
2) классом VII - хорошо растворяющиееся породы или породы, сильно обогащенные хорошо растворимыми компонентами; наиболее типичны здесь химически чистые известняки, галит (каменная соль), гипсы, сильно загипсованные или сильно засоленные глинистые и суглинистые породы;
3) классом VIII - это многолетнемерзлые осадочные породы и лед.
Механизм абразионного воздействия волн и прибоя на слагающие берег породы весьма разнообразен. Заметную роль играет гидравлический удар прибоя, но для пород I-IV классов она невелика, так как пределы прочности этих пород значительно выше тех давлений, которые достигаются при ударе штормового прибоя (до 6,9 кг/см2или 0,7МПа, тогда как предел прочности известняков и гранитов в 10-15 раз больше). Значительно эффективнее действует бомбардировка клифа твердыми частицами - обломками горных пород, а на бенче важную роль играет также истирание его поверхности обломками. Г.А.Сафьяновым (1973) была определена толщина слоя породы (от 0,3 до 0,14мм), отделяемого от поверхности породы при ударе с критической скоростью движения бомбардирующего обломка, и объем удаляемого при этом материала для различных пород - от 0,1 до 0,02 мм3. Для абразивного воздействия важна величина обломков, которыми бомбардируются или истираются стенки клифа или поверхности бенча. Гигантские глыбы или валуны не могут эффективно перемещаться, и их абразивное воздействие практически равно нулю. Очень мелкие частицы также не только не производят разрушения, но и сами не окатываются. По этому признаку предельные размеры частиц, которые практически не создают абразивного эффекта, составляют до 0,26-0,56мм.
Н.В.Есиным с соавт. (1980) было показано, что в абразионном процессе существенную роль также играет кавитация - явление разрыва жидкости в некоторых областях потока, где скорости движения воды достигают максимальных критических значений. При разрыве в жидкости образуются кавитационные полости в виде пузырей или пузырьков, заполненных парами воды, воздухом или растворенными в воде газами. При разрыве кавитационных полостей возникает мощное ударное давление, которое прямо зависит от величины радиуса кавитационной полости. В области опрокидывания волны и ее разрушения кавитационные явления развиваются наиболее бурно.
Разрушение породы, слагающей клиф, в очень большой мере определяется также мгновенной компрессией и декомпрессией воздуха в микротрещинах в породе. Мощное сжатие воздуха происходит при ударе прибоя о клиф, а декомпрессия - после отката прибойной волны. В момент удара прибойного потока в стенку клифа возникает мгновенный (длительностью несколько миллисекунд) пик давления, в несколько раз превышающий среднюю силу гидравлического давления при этом ударе. Этот пик и создает огромную компрессию в трещинах, в результате чего происходит расширение трещин, образование новых и разрушение породы.
Эффективность абразии в очень большой мере зависит от прочности горных пород, слагающих берег. В одних местах на побережьях, сложенных легко размываемыми породами, профиль берега близок к абразионному профилю равновесия, в других - находится в той или иной степени приближения к нему, а в третьих, там, где берег сложен очень прочными породами, сохраняется тот профиль склона, который существовал до того, как установился современный уровень моря.
Абразии благоприятствуют конвергенция ортогоналей плана рефракции, достаточно крутой исходный уклон подводного берегового склона, неполная загрузка береговой зоны осадочным материалом, который волны должны перерабатывать и перемещать. Ортогонали при рефракции концентрируются у мысов, мысы же чаще бывают приглубыми. Следовательно, в ходе абразионного процесса в первую очередь должны срезаться выступы берега, т. е. происходить выравнивание берега, но здесь очень важно, какими породами сложен берег. Например, на участках, сложенных легко размываемыми породами IV и V классов, скорость абразии велика и преобразование их контура волновыми абразионными процессами может быть весьма значительным. В то же время берега, сложенные горными породами I класса, могут в течение тысячелетий сохранять свои первоначальные очертания.
Если берег сложен горными породами VI класса, волны и прибойный поток, разрушая клиф, вымывают из этих пород мелкие фракции - песок, алеврит, пелит, а валунно-глыбовый материал остается на месте или испытывает лишь очень ограниченные перемещения. В результате на поверхности разрушающейся породы на бенче или у подножия клифа накапливается грубообломочный материал (валунно-глыбовая отмостка), защищающий бенч и подножия клифа от дальнейшего размыва.
3. Волновые течения в береговой зоне
Волновые процессы, создавая неоднородность гидродинамического поля, обусловливают образование в береговой зоне различных течений, имеющих важнейшее значение прежде всего для литодинамических процессов, т. е. процессов измельчения и перемещения осадочного материала. И.Ф.Шадрин (1981) различает энергетические (вдольбереговые), градиентные, разрывные течения и компенсационные противотечения. Кроме того, важную роль в динамике береговой зоны играют ветровые течения. При косом подходе волн к берегу возникает поток энергии, который состоит из вдольбереговой и нормальной к берегу составляющих. Энергетическое (вдольбереговое) течение представляет собой перенос воды вдоль берега при косом подходе волн. Оно обусловлено вдольбереговой составляющей соответствующего волнового потока энергии и может быть выражено в любой части береговой зоны, но наиболее эффективно в подзоне разрушения волн. Считают, что примерно 0,15 общей энергии волны переходит в волновое энергетическое течение (И.Ф.Шадрин, 1981). Градиентное течение возникает в случае наклона уровня моря вдоль берега, т. е. неоднородности положения уровенной поверхности. Такой наклон образуется вследствие неравномерности волнового нагона, неоднородности поля рефракции волн или рельефа подводного берегового склона. Такое течение прослеживается от участков с превышением уровня к участкам с пониженным уровнем. Схема разрывного течения показана на рис. 2.6.
Компенсационные противотечения занимают особое место в обмене веществом между прибойной зоной и зоной разрушения волн, с одной стороны, и зоной подводного берегового склона (взморья) - с другой. Причиной их возникновения является волновой нагон масс воды, возникающий за счет нормальной к берегу составляющей волнового переноса. У прямолинейного берега с параллельными изобатами возникают компенсационные потоки как отток излишков воды, направленные в море по нормали к изобатам. У изрезанных берегов картина может быть более сложной, но и здесь для каждого малого отрезка берега, который можно уподобить прямой линии, этот принцип выдерживается. В ряде случаев компенсационный отток осуществляется разрывными течениями, которые представляют собой также один из механизмов оттока вод от берега в море; их образованию способствует неоднородность рельефа или очертаний берега, а также неоднородность поля рефракции волн. Скорость разрывного течения может превосходить 1м/с, оно захватывает большой объем воды и способно привести во взвешенное состояние крупные массы наносов. В <головной части> разрывного течения происходит расширение и распластывание струи потока, скорости на некотором расстоянии затухают, и массы воды вновь вовлекаются в движение, направленное к берегу.
4. Воздействия ветровых течений и ветрового нагона
И.Ф.Шадрин (1981) рассматривал ветровые течения как течения открытого моря, созданные полем ветра, заходящие в пределы прибрежного мелководья. Поскольку ветер действует обычно на большей площади, чем площадь береговой зоны, здесь могут действовать только периферийные области ветровых течений. Как и в открытом море, источником энергии ветрового течения в береговой зоне является энергия ветра, а основным механизмом, передающим энергию воде - касательное напряжение. По абсолютной величине скоростей ветровые течения уступают волновым в 3-5 раз. Если ветровое течение непараллельно берегу, то оно неизбежно вызывает изменение уровня моря в береговой зоне. Длительные и сильные ветры, направленные с моря на сушу, обусловливают общее перемещение масс воды в сторону берега, причем при малых глубинах этим движением может быть охвачена вся толща воды.
Согласно расчетам скоростей нагонного ветрового течения, ураганный ветер со скоростью 40 м/с создает градиентное течение со скоростью 4см/с, способное вызвать повышение уровня около 6см/км (П.А.Каплин с соавт., 1991). Чем больше длина пути ветра над водной поверхностью, тем больше подъем уровня и, если, например, ураган проходит над морем до берега 100км, подъем уровня у наветренного берега составит 6м. При этом обычно у отмелых берегов размах колебаний уровня, связанный со сгонами и нагонами, больше, чем у приглубых. Средние величины ветрового нагона для внутренних морей - в пределах 0,3-0,7м, но в году бывает немало штормов, вызывающих нагоны гораздо более высокие, создающие большие проблемы во многих пунктах побережий. Приглубые берега способствуют развитию компенсационного оттока нагоняемых во время шторма вод, поэтому сгонно-нагонные колебания уровня (+20-30см). а также сезонные колебания уровня здесь незначительны (Н.В.Есин с соавт, 1980).
При распространении волн в открытом море под некоторым углом к береговой линии фронт волны неодновременно вступает в пределы мелководья, т. е. одни, ближние к берегу его участки начинают испытывать воздействие дна раньше, чем другие, которые еще находятся над большими глубинами моря. В результате происходит замедление скорости распространения фронта волны на участке над мелководьем, тогда как часть фронта, находящаяся над глубоким морем, продолжает постепенный разворот фронта волны, тем больший, чем ближе в целом фронт волны располагается по отношению к береговой линии. Этот процесс разворота фронта волны называют рефракцией волн. Если рефракция осуществляется полностью, то фронт волны устанавливается параллельно береговой линии, и волны подходят к берегу уже под прямым углом. Если береговая линия извилиста, состоит из чередующихся бухт и мысов, то фронт волны стремится стать параллельным каждому элементарному отрезку береговой линии, что вызывает изгиб фронта волны - его контуры в смягченной форме повторяют контуры береговой линии. Это вызывает концентрацию волновой энергии у мысов и рассеивание ее в бухтах. Асимметрия скоростей волновых движений имеет очень важное значение для динамики наносов в береговой зоне. Она определяет разный характер движения частиц наносов в береговой зоне, имеющих разную крупность. Более крупные частицы могут прийти в движение лишь при больших скоростях, но эти большие скорости направлены в сторону берега.
Деформация орбиты в волне сопровождается деформацией профиля волны. Передний склон волны по мере уменьшения глубины, т. е. по мере приближения к берегу, становится все круче. Наконец, крутизна склона достигает критической величины, и гребень волны, нависая над ложбиной, обрушивается. Такое разрушение волны происходит обычно на глубине, близкой по своему значению к 0, 5-1 h. Схема прибойного потока и распределения скоростей в нем показана на рис. 2.7.
ДЗАГАНия ЕЛЕНа
Владимир Крыленко 17 МАРТа 2014