Динамическая геоморфология - Ананьев Г.С.
ISBN 5-211-01618-1
Скачать (прямая ссылка):
Если скорость притока песка за счет вдольберегового перемещения равна скорости его оттока за счет этого же процесса, то данный участок берега остается стабильным, - на нем не происходит ни размыва, ни аккумуляции. Имеет место лишь транзит -постоянное замещение одних наносов другими. С другой стороны, если береговая линия и изобаты имеют неровности в плане, обусловливающие локальную конвергенцию (стягивание) или дивергенцию (растяжение) волновых лучей, скорости вдольберегового транспорта будут меняться вдоль пляжа, и будет происходить локальная аккумуляция или размыв вдоль берега. Скорость размыва или аккумуляции пропорциональна скорости изменения расхрда объемного транспорта Qi на расстоянии I вдоль берега, или градиенту расхода вдольберегового потока наносов вдоль контура берега (Inman et al., 1976):
в котором константа имеет величину 0,79 • 10"4 M3H"1, а поток волновой энергии представлен в ваттах наметр фронта волны на глубокой воде. Размыв имеет место, если производная расхода вдоль контура берега dQi/dl положительна, а аккумуляция если BQi/dl - отрицательна.
Из приведенной зависимости видно, что литодинамический и геоморфологический эффект при наличии вдольберегового перемещения наносов определяется скоростью изменения вдоль берега
Qi = h /[(/># - p)gN0),
8Qi дК
sm dtp cos otp =
dl dl(p, -p)gN0
395
величины коэффициента рефракции волн и скоростью изменения вдоль берега угла подхода волн к зоне разрушения.
Другой важный элемент геоморфологического анализа, тесно связанный с рефракцией волн, а также с изменением контура берега и верхней части подводного берегового склона, - определение угла подхода волн к зоне разрушения. Ввиду той существенной роли, которую градиент этого угла играет в рельефообразующем и литодинамическом эффекте вдольберегового транспорта наносов, определение этой величины должно производиться с большей точностью, чем та, которая обычно характеризует измерения параметров волн в сети гидрометеорологических станций. Точность в определении направления подхода волн (угла подхода) должна быть не менее 10°, как и точность данных, характеризующих режимные сведения относительно углов подхода волн.
ШИРОТНАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ВОЛНОВОЙ ЭНЕРГИИ
Южное полушарие сосредоточивает основные площади акватории Мирового океана. В связи с наличием здесь обширных акваторий, в пределах которых ветер способен длительно воздействовать на поверхность океана, приантарктическая область является главным источником штормовых волнений и волн зыби на значительных пространствах. Волны же антарктического происхождения фиксировались и в Северном полушарии (Гавайские и Алеутские острова).
На 40-60° ю.ш. постоянно существует несколько районов штормового волнения, перемещающихся в восточном и юго-вос-• точном направлениях. Волны зыби, возникающие от штормов в этих широтах, приходят в субтропические широты от юго-запада, постоянно воздействуя на западные и юго-западные берега Южной Америки, Южной Африки и Австралии.
В зоне западного воздушного переноса приантарктического района выявлено пять центров штормового волнения (Ржеплин-ский, 1972).
1. Кергеленский - в антарктическом секторе Индийского океана - самый штормовой район Мирового океана. Во все сезоны года здесь наблюдаются наибольшие высоты ветровых волн (до 35 м) и максимальные значения режимной обеспеченности средних высот волн 3 и б м - 50 и 10% соответственно.
2. Новозеландский с центром в окрестностях островов Мак-куори и Эмералд.
3. Южноамериканский, занимающий два обособленных района в прол. Дрейка и к северо-востоку от Южных Сандвичевых островов.
4. Южнотихоокеанский - в районе от 100 до 140° меридиана.
396
5. В зоне восточного переноса воздушных масс вблизи ледовой кромки Антарктиды штормы развиваются на путях субантарктических циклонов, возникающих из-за термических контрастов океана и поверхности льдов. По-видимому, именно зыбь, возникающая от штормов в зоне восточного переноса^ определяет разрушение шельфовых и материковых льдов Антарктиды, поскольку их термическое разрушение без воздействия волнения не столь эффективно.
Охарактеризованные пять штормовых центров Южного полушария находятся в зоне западного воздушного переноса и являются районами наиболее интенсивной передачи кинетической энергии атмосферы поверхности океана.
В Северном полушарии выделяются еще четыре штормовых центра:
1) Северотихоокеанский - наиболее мощный для Северного полушария; 2) Североатлантический, вблизи Америки, располагающийся несколько южнее в сравнении с положением Северотихоокеанского центра; 3) Аравийский, связанный с развитием сильного летнего муссона; 4) Бенгальский, также о бу с л ов ленный действием муссона.
Участие муссонов в формировании последних двух центров существенно отличает их от других штормовых центров, обусловленных повышенной циклонической активностью.
На основе составленных в последние годы атласов волнения были вычислены потоки энергии волн для большинства районов береговой зоны Мирового океана (Сафьянов, 1978). В результате этого были составлены графики распределения потоков энергии вдоль берегов континентов, представляющие определенный интерес для анализа широтной зональности притока волновой энергии к берегам. Эти графики, несмотря на частные различия, характеризуются следующими общими свойствами. Потоки энергии оказываются максимальными для берегов высоких широт, при этом берега Южного полушария получают существенно большую энергию сравнительно с берегами тех же широт Северного полушария. Берега низких широт характеризуются сравнительно небольшими потоками энергии. Резкая граница по величине потоков волновой энергии для тихоокеанских берегов Северной и Южной Америки, а также американских берегов Атлантики проходит около 30° северной и южной широт. Для восточных берегов Атлантического океана граница резкого изменения потока энергии в Южном полушарии смещается к 10° ю.ш.
