Гидродинамика донных ландшафтов шельфа Южного Приморья (по В. В. Орбову)

Тип донного ландшафта определяется каждой из гидродинамических характеристик. Наибольшее их разнообразие в прибрежной зоне обусловливает и наибольшее разнообразие донных ландшафтов здесь.

Образование и распространение ветровых волн зависит от глубины водоема, поэтому различают ветровые волны открытого моря и мелководья. У ветровой волны, пришедшей на мелководье, изменяются все характеристики, кроме периода, и происходит это при взаимодействии с дном, т. е. непосредственно в донной ландшафтной зоне. На мелководье ветровые волны подвержены рефракции, т. е. у них изменяется направление угла подхода к берегу при уменьшении глубины так, что фронт распределения волны становится параллелен изобатам и, в конечном счете,— береговой линии.

Кроме того, в ландшафтообразовании могут принимать участие внутренние волны, возникающие на границе раздела слоев морской воды с различной плотностью, а также цунами, вызванные подводными движениями литосферы, Этот вид волн может в некоторых районах оказаться весьма важным в ландшафтообразующем отношении. В ряде районов Земли первостепенную роль играют приливные волны, сейши.

Кроме колебательных движений водных масс в подводных ландшафтах важную роль играют однонаправленные движения, т. е. течения. К ним относятся ветровые или дрейфовые течения, градиентные, бароградиентные, приливно-отливные, сточные, импульсивные. В последнее время принято выделять группу течений, связанных с трансформацией волновой энергии в прибрежной зоне, волновые течения. Выделяются также вдоль-фронтальные течения, вызванные неодинаковой высотой волн вдоль линии фронта.

При нагоне воды в прибрежной зоне возникает гидростатический градиент, вызывающий отток воды в виде компенсацион­ных течений— противотечений, разрывных течений.

Каждый конкретный участок морского дна характеризуется той или иной степенью турбулентности водных, масс, т. е. хаотическими флуктуациями морской воды. Явление турбулентности в данном случае связано с силами вязкости и инерции. Если силы вязкости превосходят силы инерции, то поток считается ламинарным, в противном случае — турбулентным. Доля участия перечисленных типов движений в образовании подводных ландшафтов различна.

На формирование донных ландшафтов оказывает влияние весь объем воды, расположенной над участком дна.

Водная толща Мирового океана стратифицирована от по­верхности до дна. В слоистой водной массе особо выделяется поверхностный (деятельный) слой, характерным признаком которого является его пограничное положение в зоне взаимодействия системы океан-атмосфера. Толщин а такого слоя может достигать нескольких сотен метров. Глубже залегают слои водных масс с квазистационарными гидрологическими характеристиками.

В непосредственной близости от дна выделяется второй пограничный слой водной толщи, который расположен в зоне раздела океан-литосфера. Этот слой называется придонной контактной зоной.

Поверхностная и придонная контактные зоны при уменьшении глубины бассейна по направлению к берегу-с некоторого момента могут занять весь объем от поверхности до дна и слиться. Примером слияния двух контактных зон выступает береговая зона (рис. 9). Ее характерным гидрологическим признаком является распространение влияния ветрового волнения до дна; В этой зоне наблюдаются наиболее многочисленные и сложные типы морских ландшафтов как результат, действия •множества факторов. Поэтому ландшафты, береговой зоны выделяют в особую систему (Петров, 1971). В данной работе мы не рассматриваем систему литорали,т. е. зону за плеска волн, и ту часть.суши, которая подвергается периодическим (приливы) я непериодическим (нагоны, сгоны) затоплениям. Эта зона является перходной от морского дна к суше и обладает специфическими условиями развития всех компонентов ландшафта, поэтому ее следует выделить в особый природный комплекс.

Рис. 9. Схема взаимодействия поверхностной и Придонной контактных зон

Среди исследователей существуют разногласия по поводу термина «гидроклимат». Что считать гидроклиматом? Куда его относить?

Некоторые авторы считают что это, компонент подводного ландшафта, прямо перенося, таким образом, на подводные системы понятия, принятые для ландшафтов суши (Петров, 1973). Однако мы считаем гидроклимат компонентом водной массы относящейся к таксономической категории более высокого порядка, чем подводный ландшафт. Аналогично климату наземных ландшафтов, гидродинамические характеристики, контактной зоны можно считать компонентами подводных, так как именно на фоне этих характеристик происходит формирование донных ландшафтов, в результате прямого воздействия на дно. Однако это обстоятельство осложняется рядом соображений принципиального характера.

Существует множество" классификаций климатов. Наиболее известными являются: классификация Кеппена, основанная на учете режима температуры и осадков; классификация Алисова, в основу которой положено деление земной поверхности на климатические зоны и области в соответствии с условиями общей циркуляции атмосферы; классификация Берга разработана для климатов суши на основе ландшафтно-географических зон; классификация Будыко и Григорьева разработана для климатов СССР,в основу ее положено деление

1) по условиям увлажнений,

2) Температурным условиям теплого периода и степени снежности зимы. Следует упомянуть также классификации Иванова, Гетнера, Панка, Торнтвейма. Почти все исследователи распространяют свое понимание климата и на водную поверхность морей и океанов. Подобно тому как гидрометеорологам для выработки обоснованных классификаций климатов приходится изучать многочисленные параметры атмосферы и процессы, происходящие в ней, так и изучение водных масс приводит их исследователей к пониманию пространственно-временной неоднородности структуры этих масс. Ряд ученых, проводя районирование вод Мирового океана для решения рыбопромысловых задач и проблем океанографии, за единицу физико-географического районирования океана принимают «водную массу», которой называют сравнительно большой объем воды, формирующийся в определенном районе Мирового океана и обладающий в течение длительного времени почти постоянным и непрерывным распределением физических, химических и биологических характеристик, составляющих единый комплекс (Добровольский. 1961). В этом понимании «водная масса» является, с одной стороны, аналогом ландшафта, в применении к толще вод Мирового океана, с другой — гидроклиматом, в применении к донным ландшафтам.

При выделении водных масс в учет принимается их вертикальное и зональное распределение. Существуют работы по «природному» районированию вод Мирового океана. За основу такого районирования авторы иногда принимают границы основных те­чений, иногда — биогеографические центры и области, температуру, соленость и т. д. Наиболее известны работы Г. Шотта, И. Хелла и Т. Левасту, Д. Дитриха. Схема районирования Дитриха наиболее полно отображает природные зоны Мирового океана. В ней границы районов совпадают с границами поверхностных течений. С биологической точки зрения они совпадают с границами распространения популяций и определенными температурными барьерами, которые возникают за счет действия течений. С точки зрения геологии границы течений служат зонами интенсивной седиментации.

Однако все схемы районирования вод Мирового океана в основном предназначены для выделения физико-географических зон пелагической части океана и не затрагивают придонной контактной зоны. На приводимой блок-схеме (рис.10) изображено взаимодействие гидродинамических характеристик, придонной контактной зоны. «Внешние гидрометеоусловия» на ней (или гидроклимат) включают в себя общую циркуляцию атмосферы, климатическую зональность Мирового океана,, характеристику поверхностных течений, физико-химические характеристики» и тип водной массы, характеристики волнения.

Для донных ландшафтов береговой зоны характеристики блока внешних гидрометеоусловий и гидродинамические характеристики придонной контактной зоны едины.

Донный ландшафт — явление многокомпонентное. «Понятие подводного ландшафта включает в себя представление о природной системе в зоне взаимодействия подводного рельефа и минерального субстрата, возникающих на базе определенной геологической истории, гидроклиматических факторов и биоты (Преображенский, 1984, С. 18).

Рассмотрим гидродинамические характеристики, и их некоторые связи с компонентами донных ландшафтов на морском шельфе по вертикали. Основные работы, по важнейшим проблемам гидродинамики шельфа у нас в стране выполнены: В.В. Лонгиновым (1969, 1973), И. Ф. Шадриным (1972, 1976) О.К. Леонтьевым с соавторами (1975).

Рис. 10.

Блок-схема взаимодействия гидродинамических характеристик придонной контактной зоны с компонентами донного Ландшафта

И. Ф. Шадрин (1972) выделяет на шельфе три области по масштабам движения водных масс: нижнюю, где циркуляция в основном связана с динамикой океанских вод: среднюю, в которой происходит распад крупномасштабных океанских движений и проявляется действие ветровых течений; прибрежную, где циркуляция определяется только ветровыми течениями

1. На нижнюю (внешнюю) часть шельфа действует движение водных масс открытой части моря, но характер распределения скоростей течений в придонном слое на шельфе не выяснен из-за необходимости задания точных условий. Эта же зона подвержена воздействию цунами. Повторяемость волн цунами даже в высокосейсмических районах невысока, но их Воздействие на поверхность шельфа значительно. Особенно большие изменения рельефа дна происходят в результате действия цунами на мелководье. Значительны также перестройки береговой линии. Приливно-отливные явления на шельфе распространяются до его нижних границ. Создавая асимметрию течения, приливно-отливные движения водных масс участвуют в формировании рельефа дна и в переносе твердого материала. Исследования (Draper, 1967; Hadley, 1964) показали, что в период сильных штормов на глубинах в пределах шельфа у открытых океанических побережий наблюдаются придонные скорости течения до 10 см/с. На всю поверхность шельфа оказывают влияние внутренние волны. Необходимым условием возникновения внутренних волн является наличие скачка плотности воды и действие внешних сил на границу изменения плотности воды. Трансформация энергии внутренних волн при подходе к мелководью не изучена, ряд авторов (Dietz, 1963; Gartwright, 11959) говорят о влиянии диссипации энергии этих волн на литодинамические процессы. Но эти вопросы требуют дальнейшего изучения.

2. В зоне переходной к мелководью, наблюдаются дрейфовые течения. Мощность контактной зоны здесь определяется слоем трения у дна, согласно экмановской модели структуры потока по глубине. Вертикальная эпюра скоростей в придонном слое неплохо согласуется с логарифмическим законом Прандтля (Шадрин,1976).

3. Нижняя и средняя зоны шельфа подвержены влиянию вертикальных движений водных масс, которые вызываются неустойчивостью плотностной стратификации воды, или вихревыми движениями. В области шельфа, в отличие от открытого моря, вертикальные перемещения водных масс вызываются еще рядом дополнительных причин, например турбулентностью, вызванной трансформацией движения вод открытой части моря, береговым стоком пресных вод, создающим плотностное различие водных/масс и т. д..

Подъем или опускание поверхностных вод вдоль шельфа зависит от того, направлен поток в сторону берега или в сторону моря; В первом случае происходит подъем уровня воды, который вызывает отток придонных вод от побережья; во втором — подъем глубинных вод вдоль шельфа в вышележащие слои. Вертикальные перемещения в области шельфа зависят от характера профиля шельфа, от наличия течений картины распределения ветра над водной поверхностью.

Наибольшее многообразие движений воды наблюдается в верхней самой мелководной части шельфа, непосредственно примыкающей к береговой линии. В этой зоне происходят дальнейшая трансформация дрейфовых течений открытой части моря, периодические и непериодические колебания уровня моря и возникают связанные с ними течения. Основным гидродинамическим фактором здесь является ветровое волнение. Контактная зона Занимает весь объем от поверхности до дна. Заметное изменение профиля волны при подходе к берегу происходит начиная с глубин, равных 8—10 их высотам (Лонгинов, 1963). По мере уменьшения глубины бассейна проходящая волна становится неустойчивой и разрушается.

В верхней части шельфа зависимости от характера трансформации волновой энергии И. Ф. Шадрин выделяет также три зоны:

1) внешнюю, отличающуюся сравнительна слабой деформацией волн и слабо выраженными волновыми течениями;

2) среднюю - забурунивания, характеризующуюся хорошо развитыми вдольбереговыми течениями;

3) приурезовую, соответствующую месту окончательного разрушения полны и действия прибойного потока и характеризующуюся разнонаправленными короткими градиентами и энергетическими течениями.

На скорость и картину распределения в волновых течений в верхней части шельфа наибольшее влияние оказывают такие характеристики, как уклон и рельеф дна, форма береговой линии и угол подхода волн к береговой линии.

В идеальном случае трансформация волновой энергии в энергию формирования прибрежных течений включает стадий волнового нагона, развития вдоль береговых течений, оттока воды. компенсационных течений.

В настоящее время существуют довольно надежные методы расчета скоростей различных течений в верхней части шельфа (Inman at al., 1969; Bowen, 1969; Longuef-Hifegfns, 1970; Шадрин, 1972). В расчетные уравнения входят параметры воли, угол подхода волн к берегу.

Протяженность зон действия ветровых волн зависит в основном от угла наклона дна и протяженности участков дна с постоянной глубиной. Например, зона забурунивания может быть расширена за счет вторичного забурунивания волн, вызванного углом наклона дна. На сдвиг зон волнового воздействия вдоль шельфа влияет величина колебаний уровня. Повышение или понижение уровня моря при постоянном уклоне дна влечет изменение глубин, на которых происходит взаимодействие волн с дном и граница зон смещается в сторону моря или берега, например при отливе и приливе соответственно. Наличие течений (в частности, стоковых) в зоны волнового действия сдвигает линию забурунивания и разрушения волн в сторону открытого моря при встречном течении и в сторону берега при попутном. Такое же действие на границу разрушения волн оказывает ветер, дующий с берега или на берег.

Лабораторные исследования (Табукашвили, 1974) показывают, что придонная скорость потока при увеличении скорости встречного ветра возрастает сначала медленно, а затем более интенсивно, значительно превышая средние значения скоростей при отсутствии ветра. Влияние попутного ветра на придонные скорости тем больше, чем меньше глубина и больше средняя скорость потока, а встречного тем больше, чем больше глубина и меньше средняя скорость потока.

Турбулентность потока в придонном слое становится интенсивнее при действии встречного ветра, а максимальные пульсационные скорости возрастают при этом в 2,5—4 раза. Рост тур­булентности придонного слоя при попутном ветре сравнительно невелик.

Приливно-отливные движения воды на мелководье могут вызывать значительные скорости придонных течений. Наиболее высокие значения скоростей приливно-отливных течений наблюдаются в проливах и местах о резким изменением глубин.

Изменение уровня моря на мелководье происходит при сгонно-нагонных явлениях. Ветер при длительном воздействии на морскую поверхность создает перемещение водных масс. При действии ветра в сторону суши происходит повышение воды — нагон, при действии с суши на море происходит сгон воды и понижение уровня. При совпадении ветрового сгона и нагона с волновым происходит взаимоусиление этих процессов.

По имеющимся представлениям (Зубов, 1947; Шулейкин, 1972), скорость нагонного течения прямо пропорциональна скорости нагонного ветра и достигает наибольшей величины в случае, если направление ветра образует прямой угол с направлением берега.

Особые зоны на мелководье возникают в местах впадения рек в море Важнейшие особенности этих зон — наличие стоковых градиентных течений, а также эффектов, вызванных действием плотностной стратификации.

Для придонного слоя в этих зонах сток рек является определяющей характеристикой, а сильное.волнение или ветер могут усиливать его влияние.

Реки несут основную часть твердого вещества, поступающего с суши, поэтому участки впадения рек в море обладают специфическими формами рельефа дна, характерной чертой которых является наличие большого разнообразия аккумулятивных форм (Сафьянов, 1978).

Учитывая основные положения вышеуказанных работ, можно заключить, что в области шельфа следует ожидать развития вертикальной зональности в распределении ландшафтов с присущими этим зонам гидродинамическими характеристиками (рис. 11).

Рис. 11.

Блок-диаграмма гидродинамической зональности шельфа открытого моря. Траектория частиц воды в волне: 1 - у поверхности, 2 - у дна; 3 - придонные дрейфовые течения; 4 - придонные постоянные течения открытого моря. Характеристика зон приведена в тексте

Нижней ландшафтной зоной шельфа является область с гидродинамическими характеристиками, образующимися в результате трансформации крупномасштабной циркуляции открытой части океана и действия длинноволновых колебательных движений. Гидродинамические процессы в ней происходят с невысокой активностью.

Граница следующей зоны должна совпадать с глубиной влияния дрейфовых течений на донные ландшафты шельфа. В этой зоне иногда ощущается влияние жестоких штормов.

Нижняя, усредненная граница действия ветрового Волнения, наблюдаемого за год, является границей третьей зоны донных ландшафтов. В ней наблюдается заметное изменение - профиля ветровых волн и диссипация волновой энергии на трение о дно.

Зоне забурунивания волн (четвертой зоне) с характерной для нее гидродинамикой водных масс соответствуют присущие только ей донные ландшафты.

Самая верхняя часть мелководья (пятая зона) находится под действием прибойного потока. Гидродинамические характеристики и сдвиг по глубине в этой зоне, как в никакой другой, зависят от многих экзогенных факторов. Зона заплеска, как указано выше, не рассматривается как морской ландшафт.

В верхней части шельфа существуют приустьевые участки со специфическими гидродинамическими характеристиками, которые создают впадающие реки. Характерные признаки этих участков (распреснение, большая величина твердого стока, высокие скорости придонных - течений, своеобразная биота) обусловливают соответствующие зонам речных эстуариев типы донных ландшафтов.

Особые типы донных ландшафтов по всей протяженности шельфа, несомненно, должны формироваться в зоне выхода субмаринных источников, геотермальных вод, зон действия подводных вулканов. Эти типы донных ландшафтов создаются за счет резкого отличия физико-химического состава придонной воды по отношению к окружающей водной массе, т. е. за счет плотностной неоднородности.

В зависимости от уклона дна, форм рельефа, степени открытости побережий океанскому воздействию зоны однотипных гидродинамических характеристик имеют различную протяженность на шельфе по нормали к берегу, а в некоторых случаях могут и отсутствовать. Подобное соответствие должно наблюдаться и в отношении донных ландшафтов. Например, для обрывистой прибрежной зоны характерны зоны забурунивания волн, во внутренних морях можно ожидать уменьшение или отсутствие влияния океанической циркуляции. Неравнозначными по площади будут донные ландшафты эстуариев крупных и малых рек, что зависит от расхода рек и рельефа дна прилегающего шельфа.

По всей видимости, следует ожидать большой протяженности донных ландшафтов и более плавного перехода одних типов в другие при малых уклонах дна, при значительных - более выраженных границ и меньшей протяженности ландшафтов по нормали к изобатам (при прочих равных условиях).