Dannelse av havbølger. Hvorfor er det bølger på havet? Hvordan havbølger dannes

Overflaten på hav og hav er sjelden rolig: den er vanligvis dekket av bølger, og brenningene slår kontinuerlig mot kysten.

Et fantastisk syn: et massivt lasteskip, som spilles av gigantiske stormbølger i det åpne hav, ser ut til å være ikke mer enn et nøtteskall. Katastrofefilmer er fulle av lignende bilder - en bølge så høy som en ti-etasjers bygning.

Bølgesvingninger av havoverflaten oppstår under en storm, når en lang vindkast kombinert med endringer i atmosfærisk trykk danner et komplekst kaotisk bølgefelt.

Løpende bølger, kokende surfeskum

Når du beveger deg bort fra syklonen som forårsaket stormen, kan du observere hvordan bølgemønsteret forvandles, hvordan bølgene blir jevnere og ordnede rader som beveger seg etter hverandre i samme retning. Disse bølgene kalles svelle. Høyden på slike bølger (det vil si forskjellen i nivåer mellom de høyeste og laveste punktene på bølgen) og lengden deres (avstanden mellom to tilstøtende topper), samt hastigheten på deres utbredelse, er ganske konstant. To topper kan skilles med en avstand på opptil 300 m, og høyden på slike bølger kan nå 25 m. Bølgevibrasjoner fra slike bølger forplanter seg til en dybde på 150 m.

Fra formasjonsområdet beveger bølgebølger seg veldig langt, selv i fullstendig ro. For eksempel forårsaker sykloner som passerer utenfor kysten av Newfoundland bølger som på tre dager når Biscayabukta utenfor Frankrikes vestkyst – nesten 3000 km fra der de ble dannet.

Når man nærmer seg kysten, ettersom dybden minker, endrer disse bølgene utseende. Når bølgevibrasjoner når bunnen, bremses bølgenes bevegelse, de begynner å deformeres, noe som ender med sammenbruddet av toppene. Surfere ser frem til disse bølgene. De er spesielt spektakulære i områder der havbunnen synker kraftig nær kysten, for eksempel i Guineabukta i det vestlige Afrika. Dette stedet er veldig populært blant surfere over hele verden.

Tidevann: globale bølger

Tidevann er et fenomen av en helt annen karakter. Dette er periodiske svingninger i havnivået, godt synlige utenfor kysten og gjentas omtrent hver 12,5 time. De er forårsaket av gravitasjonsinteraksjonen mellom havvann hovedsakelig med månen. Tidevannsperioden bestemmes av forholdet mellom periodene for den daglige rotasjonen av jorden rundt sin akse og månens rotasjon rundt jorden. Solen deltar også i dannelsen av tidevann, men i mindre grad enn månen. Til tross for overlegenhet i masse. Solen er for langt fra jorden.

Den totale størrelsen på tidevannet avhenger dermed av de relative posisjonene til Jorden, Månen og Solen, som endres gjennom måneden. Når de er på samme linje (som skjer under fullmåne og nymåne), når tidevannet sine maksimale verdier. Det høyeste tidevannet er observert i Fundy-bukten på kysten av Canada: forskjellen mellom høyeste og laveste havnivåposisjon her er omtrent 19,6 m.

Stemte Takk!

Du kan være interessert i:

• 
  

Essay av Y. LESNY

Hvis vi kunne sykle på den walisiske "tidsmaskinen", skynde oss på den inn i fortidens tåkete avstand og derfra se på kloden vår, ville vi ikke gjenkjent den. For millioner av år siden hadde kontinentene ikke bare helt forskjellige konturer, men selve overflaten på disse kontinentene hadde et helt annet utseende: forskjellige, fremmede landskap dekket dem, forskjellige planter vokste og forskjellige dyr ble funnet. Mennesket med sine byer, pløyde jorder og veier fantes ikke da... Bare én ting forble uendret gjennom alle geologiske perioder: denne utsikten over havet. For millioner av år siden rullet de samme bølgene over den som pløyer den nå. Synet av den rislende vannoverflaten er det eldste landskapet vi kjenner på jorden. Og selv i dag er det det vanligste: tross alt er to tredjedeler av hele overflaten på planeten vår dekket med vann!

Men kan vi si at dette eldgamle og utbredte landskapet er bedre kjent for oss enn alle andre? Neppe. Vi blir ufrivillig tiltrukket av det stormfulle havets harde skjønnhet, det inspirerer diktere og kunstnere, men likevel vet vi lite om havets bølger. Selv selve typen av denne bølgelignende bevegelsen de fleste forestiller seg er helt feil.

Faktisk tror de fleste at bølger ser ut til å gli over overflaten av havet, beveger seg langs den, som vann i en elveleie. Men dette er ikke sant: I et grovt hav er det bare bevegelsesformen som beveger seg, mens bølgene selv svinger bare opp og ned. Har du noen gang sett et trestykke, en båt eller en flytende gjenstand bli flyttet av en grov sjø? Vær oppmerksom på at de raskt bevegelige bølgene ikke bærer denne gjenstanden med seg i det hele tatt, men bare svinger den forsiktig opp og ned. Havet er opphisset på nøyaktig samme måte som "en gulnende åker er opphisset": aksene skifter ikke plass på åkeren, hvert korn blir bare litt pumpet fremover og blir så rett igjen - og imens ser du bølger løper over feltet etter hverandre. Det er bevegelsesformen som går, ikke ørene i seg selv.

Ordtaket "verdens rykter er som en havbølge" illustrerer overraskende tydelig denne særegne typen bevegelse. For at noen nyheter skal spre seg over hele byen, er det ikke nødvendig for folk å løpe fra den ene enden av byen til den andre: jungeltelegrafen overføres fra munn til munn.

På denne måten skiller havbølgene seg fra de sandbølgene som vinden pløyer ørkener og kystområder med: her beveger seg faktisk de bølgende sandbakkene av seg selv, og bare formen deres beveger seg ikke, som på havet.

Det er grunnen til at havets bølger løper med så enorm hastighet, ofte forbi våre «raske» tog: bølgehastigheter på 5...6 favner i sekundet, eller 40 verst i timen, er ikke uvanlig. Hvis det ikke var bevegelsesformen som beveget seg, men selve vannmassene, ville en slik hastighet vært umulig.

Men vi har ennå ikke sagt noe om årsaken som genererer bølgene. Denne grunnen er som kjent vinden, d.v.s. luftstrøm. Ved å slå på vannet, bøyer luftstrømmen overflaten; det dannes en fordypning, men i neste øyeblikk presses de synkende vannpartiklene kraftig oppover, slik at det dannes en stigning i stedet for forsenkningen. Denne høyden, som faller ned under påvirkning av tyngdekraften, blir igjen erstattet av en dal, etc. Hver partikkel av vann i et grovt hav beveger seg bare opp og ned, men spenningen, som starter på ett punkt, overføres til nabopartikler, sprer seg lenger og lenger og dekker et enormt område. Bevegelsen av et bølgende felt illustrerer dette fenomenet ganske godt.

Men vinden er ikke den eneste grunnen til sjøforstyrrelser. En annen, sjeldnere årsak er jordskjelv som oppstår nær kysten. Slike bølger er ikke høye, men veldig lange og reiser med ekstraordinær hastighet, noen ganger over 600 verst i timen! Men denne typen bølger observeres mye sjeldnere enn bølger som stammer fra vinden. I det følgende vil vi først og fremst referere til disse sistnevnte.

Hvor store er bølgene? Vi hører ofte om den kolossale størrelsen på havbølger, om vannfjell på høyde med en bygning i flere etasjer. Nøyaktige målinger ødela denne legenden om den utrolige høyden på bølgene, og det er merkelig at jo mer nøyaktige målingene var, jo lavere viste bølgene seg å være. I åpent hav når bølgene sjelden mer enn 6 favner i høyden; Dette er den maksimale høyden, men vanligvis er bølgene ikke høyere enn 3 favner, så en bølge på 5 favner bør betraktes som et unntak.

Men i så fall, hvor, vil leseren spørre, kom disse historiene om fjelllignende havbølger fra, historier som man noen ganger hører fra de mest samvittighetsfulle øyenvitner? Her ligger saken i en merkelig illusjon av visjon. Bølger på åpent hav må selvfølgelig observeres fra skipsdekket, som under bølger ikke forblir horisontalt, men bøyer seg i alle retninger. Når dekket, under pitching, vipper passasjeren mot sjøen, ser han enorme vannbølger foran seg - og ufrivillig overvurderer høyden deres, siden han beregner den ikke fra den horisontale overflaten, men fra det skrånende dekket. Med andre ord måler passasjeren mentalt ikke den vertikale stigningen av bølgen, men lengden på skråningen. Som et resultat av denne optiske illusjonen, som selvfølgelig ikke gjenkjennes av passasjeren, virker bølgene så enorme for ham.

Det er interessant å merke seg at bølgehøydene ikke er like i alle hav. Jo dypere havet er, jo mer omfattende overflaten er, jo færre øyer og stimer på det som forstyrrer den uhindrede bevegelsen av vannmasser og vind - jo større blir bølgene. I dette tilfellet spiller saltholdigheten til vannet, eller snarere dets tetthet, også en viss rolle. Saltvann er tyngre enn ferskvann og er mindre utsatt for vindstyrker enn ferskvann; Det er derfor jo saltere vannet er, desto lavere blir bølgene. Derfor er innsjøer med like arealer mer stormfulle enn havbukter, atskilt fra havet med steiner og sandbanker. Men hvis arealene til vannbassengene ikke er like, vil bølgene deres, som vi allerede har nevnt, ikke være de samme. I vårt Kaspiske hav er bølgene mye mindre enn i det store Middelhavet, og i sistnevnte er de igjen mye mindre enn i Atlanterhavet. I sin tur når Atlanterhavsbølgene aldri dimensjonene som skremmer svømmere i Antarktishavet, som fritt sprer seg over den store vidden av den sørlige halvkule.

Så langt har vi snakket om høyden på bølgene og har ennå ikke sagt noe om deres lengde, dvs. omtrent avstanden mellom toppene (eller mellom dalene) til to tilstøtende bølger. Jo høyere bølgene er, desto større er bredden, og det er et ganske enkelt forhold mellom disse to størrelsene; nemlig bredden er omtrent 30...40 ganger større enn høyden. Bølger på tre favner høyde når 100 favner i lengde, og 5...6 favner, dvs. de høyeste bølgene kan nå en lengde på opptil en halv mil.

Vi kan være interessert i et annet spørsmål her: hvor dypt under vann sprer forstyrrelsen seg? Dette er ikke et tomt spørsmål - det har viktig praktisk betydning for dykking, ved legging av sjøkabler osv. Inntil nylig var det akseptert at dybden av bølgeutbredelsen var lik 300 ganger bølgehøyden. Det følger for eksempel at når bølger på 3 favner beveger seg på havoverflaten, så merkes ekkoene av denne spenningen på en dybde på 3x300 = 900 favner, dvs. nesten to mil. Det er nå tvilt på at forstyrrelsen kan strekke seg til slike dyp. Direkte målinger har imidlertid fastslått at det fortsatt føles på 100 favnes dyp, så den rolige seilingen av Jules Vernovs Nautilus grunt under nivået til det stormfulle havet tilhører fantasiens rike.

Mange er ikke en gang klar over den enorme betydningen havbølger har i naturen. For en person som overlater skipene sine til havet, er spenning et uønsket fenomen: vi ville gi mye slik at havets grenseløse vidde alltid ville være rolig og ubevegelig. Men de mange levende vesenene som lever i dets bunnløse dyp har en helt annen holdning til dette. Uro øker kontaktflaten mellom vann og luft, og bidrar dermed til at oksygen trenger inn i tykkelsen av vannmasser, uten hvilket liv er umulig. Dette er den viktige rollen som spenning spiller for å redde naturen! Når de bryter og begraver skipene våre, bringer stormer en livgivende eliksir inn i den grenseløse undervannsverdenen.

Tiden er imidlertid ikke langt unna da mennesket også vil dra nytte av havets bølger, legge et åk på dem og tvinge dem til å sette mekanismene sine i bevegelse.

Ris. 1.

Det ville virke rart å snakke om menneskets slaveri av havbølger, men allerede nå bygges det mekanismer som ikke settes i gang av annet enn havets bølger. Som et eksempel vil vi her beskrive den nylig oppfunne maskinen til den amerikanske ingeniøren Ransom. Hensikten med maskinen er å bruke energien fra havbølgene til å kondensere luft, som som kjent kan drive alle slags mekanismer. Utformingen av Ransoms maskin er ikke komplisert. Gjennom blokken EN et tau kastes, hvorfra det henges en tom jernkasse B og last C. Bølge som løfter en flytende boks I, og roterer dermed blokken EN og et tannhjul koblet til den. Sistnevnte beveger stemplene til sylindrene D. Når bølgen legger seg, går boksen også ned med den B, og giret beveger seg i motsatt retning. Mekanismen er utformet på en slik måte at ved hver bevegelse av giret, beveger stemplene i sylindrene seg vekselvis fremover eller bakover, hele tiden pumper luft inn i sylindrene D. Trykkluft strømmer gjennom røret E inn i tanken F, hvor det samler seg. Dermed er det alltid en fri energikilde i reservoaret i form av trykkluft; Det gjenstår bare å sette det i gang.

Det finnes andre typer slike gavemotorer; for nå har de ennå ikke praktisk betydning, men i nær fremtid vil den industrielle bruken av bølgeenergi utvilsomt bli satt på en større skala. Og da vil mennesket ikke bare erobre havet, men også gjøre dets opprørske bølger til sine lydige slaver.

En kilde til informasjon:

"Natur og mennesker".
Illustrert magasin for vitenskap, kunst og litteratur. 1912, nr. 2

Bølgene som vi er vant til å se på havoverflaten, dannes hovedsakelig under påvirkning av vind. Bølger kan imidlertid også oppstå av andre årsaker, da kalles de;

Tidevann, dannet under påvirkning av tidevannskreftene til Månen og Solen;

Barisk trykk, som oppstår under plutselige endringer i atmosfærisk trykk;

Seismikk (tsunami) dannet som et resultat av et jordskjelv eller vulkanutbrudd;

Skipsproblemer som oppstår når skipet er i bevegelse.

Vindbølger er dominerende på overflaten av hav og hav. Tidevanns-, seismikk-, trykk- og skipsbølger har ikke vesentlig effekt på navigasjonen av skip i det åpne hav, så vi skal ikke dvele ved beskrivelsen av dem. Vindbølger er en av de viktigste hydrometeorologiske faktorene som bestemmer sikkerheten og den økonomiske effektiviteten ved navigasjon, siden bølgen, som løper inn på skipet, treffer det, vugger det, treffer siden, oversvømmer dekk og overbygg og reduserer hastigheten. Bevegelsen skaper farlige lister, gjør det vanskelig å bestemme fartøyets posisjon og sliter sterkt ut mannskapet. I tillegg til tap av fart, fører bølger til at fartøyet girer og avviker fra den gitte kursen, og for å opprettholde den kreves det konstant skifting av roret.

Vindbølger er prosessen med dannelse, utvikling og forplantning av vindinduserte bølger på havoverflaten. Vindbølger har to hovedtrekk. Den første funksjonen er uregelmessighet: uorden i bølgenes størrelse og form. En bølge gjentar ikke en annen, en stor kan bli etterfulgt av en liten, eller kanskje en enda større; Hver enkelt bølge endrer kontinuerlig sin form. Bølgetopper beveger seg ikke bare i vindens retning, men også i andre retninger. En slik kompleks struktur av den forstyrrede havoverflaten forklares av virvelen, den turbulente naturen til vinden som danner bølger. Den andre egenskapen til bølger er den raske variasjonen av elementene i tid og rom og er også assosiert med vinden. Imidlertid avhenger størrelsen på bølgene ikke bare av vindhastigheten; varigheten av dens handling, området og konfigurasjonen av vannoverflaten er av vesentlig betydning. Fra et praktisk synspunkt er det ikke nødvendig å kjenne elementene til hver enkelt bølge eller hver bølgevibrasjon. Derfor kommer studiet av bølger til slutt ned til å identifisere statistiske mønstre som er numerisk uttrykt av avhengighetene mellom bølgeelementer og faktorene som bestemmer dem.

3.1.1. Bølgeelementer

Hver bølge er preget av visse elementer,

De vanlige elementene for bølger er (fig. 25):

Apex - det høyeste punktet på bølgetoppen;

Bunnen er det laveste punktet i bølgedalen;

Høyde (h) - overstiger toppen av bølgen;

Lengde (L) er den horisontale avstanden mellom toppene av to tilstøtende rygger på en bølgeprofil tegnet i den generelle retningen for bølgeutbredelse;

Periode (t) - tidsintervallet mellom passering av to tilstøtende bølgetopper gjennom en fast vertikal; med andre ord, det er tidsperioden som bølgen reiser en avstand som er lik dens lengde;

Helning (e) er forholdet mellom høyden til en gitt bølge og lengden. Bølgens bratthet på forskjellige punkter i bølgeprofilen er forskjellig. Den gjennomsnittlige bølgebrattheten bestemmes av forholdet:

Ris. 25. Grunnleggende elementer i bølger.

For praksis er den største helningen viktig, som er omtrent lik forholdet mellom bølgehøyden h og dens halve lengde λ/2

- bølgehastighet c - bevegelseshastigheten til bølgetoppen i retningen av dens utbredelse, bestemt over et kort tidsintervall av rekkefølgen til bølgeperioden;

Bølgefront er en linje på planen av en grov overflate, som passerer langs toppene av toppen av en gitt bølge, som bestemmes av et sett med bølgeprofiler trukket parallelt med den generelle retningen for bølgeutbredelse.

For navigasjon er bølgeelementer som høyde, periode, lengde, bratthet og generell bølgebevegelsesretning av størst betydning. Alle avhenger av parametrene for vindstrømmen (vindhastighet og retning), dens lengde (akselerasjon) over havet og varigheten av dens handling.

Avhengig av forholdene for dannelse og forplantning, kan vindbølger deles inn i fire typer.

Vind - et system av bølger som i observasjonsøyeblikket er under påvirkning av vinden som det er forårsaket av. Utbredelsesretningene for vindbølger og vind på dypt vann faller vanligvis sammen eller avviker ikke med mer enn fire punkter (45°).

Vindbølger er preget av det faktum at lebakken deres er brattere enn den mot vinden, så toppen av toppene faller vanligvis sammen, danner skum, eller blir til og med revet av av sterk vind. Når bølger kommer inn på grunt vann og nærmer seg land, kan retningene for bølge- og vindutbredelse variere med mer enn 45°.

Swell - vindinduserte bølger som forplanter seg i det bølgedannende området etter at vinden svekker seg og/eller endrer retning, eller vindinduserte bølger som kommer fra det bølgedannende området til et annet område hvor vinden blåser med en annen hastighet og/eller en annen retning. Et spesielt tilfelle av dønning som forplanter seg i fravær av vind kalles en død dønning.

Blandet - bølger dannet som et resultat av samspillet mellom vindbølger og dønninger.

Transformasjon av vindbølger - endringer i strukturen til vindbølger med endringer i dybden. I dette tilfellet er formen på bølgene forvrengt, de blir brattere og kortere, og på en grunn dybde, som ikke overstiger bølgehøyden, velter toppene til sistnevnte og bølgene blir ødelagt.

I deres utseende er vindbølger preget av forskjellige former.

Ripple er den første formen for vindbølgeutvikling som skjer under påvirkning av en svak vind; Bølgetoppene ligner skjell når de kruser.

Tredimensjonale bølger er et sett med bølger hvis gjennomsnittlige topplengde er flere ganger større enn den gjennomsnittlige bølgelengden.

Vanlige bølger er bølger der formen og elementene til alle bølger er de samme.

Crowd er en kaotisk forstyrrelse som oppstår som et resultat av samspillet mellom bølger som beveger seg i forskjellige retninger.

Bølger som bryter over banker, skjær eller steiner kalles brytere. Bølger som slår inn i kystområdet kalles surf. Nær bratte strender og nær havneanlegg har brenningene form av en omvendt bølge.

Bølger på havoverflaten er delt inn i fri, når kraften som forårsaket dem slutter å virke og bølgene beveger seg fritt, og tvunget, når kraften som forårsaket dannelsen av bølgene ikke stopper.

Basert på variasjonen til bølgeelementer over tid, deles de inn i jevne bølger, dvs. vindbølger, der de statistiske egenskapene til bølger ikke endres over tid, og utviklende eller dempende bølger, som endrer elementene deres over tid.

I henhold til deres form er bølger delt inn i todimensjonale - et sett med bølger hvis gjennomsnittlig topplengde er mange ganger større enn gjennomsnittlig bølgelengde, tredimensjonale - et sett med bølger hvis gjennomsnittlig topplengde er flere ganger større enn bølgelengden , og enslig, med bare en kuppelformet kam uten såle.

Avhengig av forholdet mellom bølgelengden og havets dybde, er bølger delt inn i korte, hvis lengde er betydelig mindre enn havets dybde, og lange, hvis lengde er større enn havets dybde.

I henhold til arten av bevegelsen til bølgeformen, kan de være translasjonelle, der det er synlig bevegelse av bølgeformen, og stående - uten bevegelse. Ut fra hvordan bølgene er plassert, deles de inn i overflate og indre. Interne bølger dannes på en eller annen dybde i grensesnittet mellom lag av vann med forskjellig tetthet.

3.1.2. Metoder for beregning av bølgeelementer

Når man studerer havbølger, brukes visse teoretiske prinsipper for å forklare visse aspekter ved dette fenomenet. De generelle lovene for strukturen til bølger og arten av bevegelsen til deres individuelle partikler vurderes av den trochoidale teorien om bølger. I følge denne teorien beveger individuelle vannpartikler i overflatebølger seg i lukkede ellipsoide baner, og gjør en hel omdreining på en tid lik bølgeperioden t.

Rotasjonsbevegelsen til suksessivt lokaliserte vannpartikler, forskjøvet med en fasevinkel i det første bevegelsesøyeblikket, skaper inntrykk av translasjonsbevegelse: individuelle partikler beveger seg i lukkede baner, mens bølgeprofilen beveger seg translasjonsmessig i retning av vinden. Den trochoidale bølgeteorien gjorde det mulig å matematisk underbygge strukturen til individuelle bølger og relatere deres elementer til hverandre. Det ble oppnådd formler som gjorde det mulig å beregne individuelle bølgeelementer

hvor g er tyngdeakselerasjonen, bølgelengden K, hastigheten på dens utbredelse C og perioden t er relatert til hverandre ved avhengigheten K = Cx.

Det skal bemerkes at trochoidal bølgeteorien bare er gyldig for vanlige todimensjonale bølger, som observeres i tilfelle av frie vindbølger - svell. I tredimensjonale vindbølger er banebanene til partikler ikke lukkede sirkulære baner, siden under påvirkning av vind skjer horisontal overføring av vann på havoverflaten i retning av bølgeutbredelse.

Den trochoidale teorien om havbølger avslører ikke prosessen med deres utvikling og demping, så vel som mekanismen for energioverføring fra vind til bølge. I mellomtiden er det nødvendig å løse nettopp disse problemene for å oppnå pålitelige avhengigheter for å beregne elementene i vindbølger.

Derfor tok utviklingen av teorien om havbølger veien til å utvikle teoretiske og empiriske forbindelser mellom vind og bølger, under hensyntagen til mangfoldet av ekte havvindbølger og fenomenets ikke-stasjonære natur, dvs. utvikling og demping.

Generelt kan formler for beregning av vindbølgeelementer uttrykkes som en funksjon av flere variabler

H, t, L, C=f(W , D t, H),

Hvor W er vindhastighet; D - akselerasjon, t - varighet av vindvirkning; H - havets dybde.

For grunne havområder kan avhengighetene brukes til å beregne bølgehøyde og lengde

Koeffisientene a og z er variable og avhenger av havets dybde

A = 0,0151 H 0,342; z = 0,104H 0,573.

For åpne havområder beregnes elementene i bølger, hvis sannsynlighet for høyder er 5%, og gjennomsnittlige bølgelengder i henhold til avhengighetene:

H = 0,45 W 0,56 D 0,54 A,

L = 0,3 lW 0,66 D 0,64 A.

Koeffisient A beregnes ved hjelp av formelen

For åpne havområder beregnes bølgeelementer ved å bruke følgende formler:

der e er bølgens bratthet ved lave akselerasjoner, D PR er maksimal akselerasjon, km. Maksimal høyde på stormbølger kan beregnes ved hjelp av formelen

hvor hmax er maksimal bølgehøyde, m, D er akselerasjonslengden, miles.

Ved State Oceanographic Institute, basert på den spektrale statistiske teorien om bølger, ble det oppnådd grafiske forbindelser mellom bølgeelementer og vindhastighet, varighet av dens virkning og akselerasjonslengde. Disse avhengighetene bør betraktes som de mest pålitelige, og gir akseptable resultater, på grunnlag av hvilke nomogrammer for beregning av bølgehøyder ble konstruert ved Hydrometeorological Center of the USSR (V.S. Krasyuk). Nomogrammet (fig. 26) er delt inn i fire kvadranter (I-IV) og består av en serie grafer ordnet i en bestemt rekkefølge.

I kvadrant I (teller fra nedre høyre hjørne) av nomogrammet er det gitt et gradrutenett, hvor hver inndeling (horisontalt) tilsvarer 1° av meridianen ved en gitt breddegrad (fra 70 til 20° N) for kart ved en skala på 1:15 000000 polare stereografiske projeksjoner. Gradnettet er nødvendig for å konvertere avstanden mellom isobarene n og krumningsradiusen til isobarene R, målt på kart i en annen skala, til en skala på 1:15 000000. I dette tilfellet bestemmer vi avstanden mellom isobarene n og krumningsradiusen til isobarene R i meridiangrader ved en gitt breddegrad. Krumningsradiusen til isobarene R er radiusen til sirkelen som delen av isobaren som går gjennom eller nær punktet som beregningen utføres for har størst kontakt med. Den bestemmes ved hjelp av en meter ved å velge den på en slik måte at en bue trukket fra det funnet sentrum faller sammen med en gitt del av isobaren. Deretter, på et gradrutenett, plotter vi de målte verdiene ved en gitt breddegrad, uttrykt i grader av meridianen, og ved hjelp av et kompass bestemmer vi krumningsradiusen til isobarene og avstanden mellom isobarene, tilsvarende en skala på 1:15 000 000.

Kvadrant II i nomogrammet viser kurver som uttrykker vindhastighetens avhengighet av trykkgradienten og geografisk breddegrad på stedet (hver kurve tilsvarer en viss breddegrad - fra 70 til 20° N). For å gå over fra den beregnede gradientvinden til vinden som blåser nær havoverflaten (i en høyde av 10 m), ble det utledet en korreksjon som tar hensyn til lagdelingen av overflatelaget i atmosfæren. Ved beregning for den kalde delen av året (stabil lagdeling t w 2°C), er koeffisienten 0,6.

Ris. 26. Nomogram for beregning av bølgeelementer og vindhastighet fra overflatetrykkfeltkart, hvor isobarer er tegnet med intervaller på 5 mbar (a) og 8 mbar (b). 1 - vinter, 2 - sommer.

I kvadrant III er det tatt hensyn til påvirkningen av isobar krumning på den geostrofiske vindhastigheten. Kurver som tilsvarer forskjellige verdier av krumningsradius (1, 2, 5, etc.) er gitt av solide (vinter) og stiplede (sommer) linjer. Tegnet oo betyr at isobarene er rette. Vanligvis, når krumningsradius overstiger 15°, er det ikke nødvendig å ta hensyn til krumning i beregninger. Langs abscisseaksen som skiller nøklene III og IV, bestemmes vindhastigheten W for et gitt punkt.

I kvadrant IV er det kurver som gjør det mulig å bestemme høyden på de såkalte signifikante bølgene (h 3H), som har en sannsynlighet på 12,5 %, basert på vindhastighet, akselerasjon eller varighet av vindpåvirkning.

Hvis det er mulig, når du bestemmer bølgehøyden, å bruke ikke bare data om vindhastighet, men også om vindens akselerasjon og varighet, utføres beregningen ved å bruke vindens akselerasjon og varighet (i timer). For å gjøre dette, fra kvadrant III av nomogrammet senker vi perpendikulæren ikke til akselerasjonskurven, men til vindvarighetskurven (6 eller 12 timer). Fra de oppnådde resultatene (når det gjelder akselerasjon og varighet), tas den mindre verdien av bølgehøyden.

Beregning ved hjelp av det foreslåtte nomogrammet kan bare gjøres for områder av "dyphavet", det vil si for områder der havdybden ikke er mindre enn halvparten av bølgelengden. Når akselerasjonen overstiger 500 km eller vindvarigheten overstiger 12 timer, brukes avhengigheten av bølgehøyder av vind tilsvarende havforholdene (fortykket kurve i kvadrant IV).

For å bestemme høyden på bølgene på et gitt punkt, er det derfor nødvendig å utføre følgende operasjoner:

A) finn krumningsradiusen til isobaren R som går gjennom et gitt punkt eller nær det (ved å bruke et kompass ved å velge). Krumningsradiusen til isobarer bestemmes bare ved syklonisk krumning (i sykloner og bunner) og uttrykkes i meridiangrader;

B) bestemme trykkforskjellen n ved å måle avstanden mellom tilstøtende isobarer i området til det valgte punktet;

C) ved å bruke de funnet verdiene til R og n, avhengig av årstiden, finner vi vindhastigheten W;

D) når vi kjenner vindhastigheten W og akselerasjonen D eller vindens varighet (6 eller 12 timer), finner vi høyden på signifikante bølger (h 3H).

Akselerasjon er funnet som følger. Fra hvert punkt som bølgehøyden beregnes for, trekkes en strømlinje i retning mot vinden inntil retningen endres i forhold til den opprinnelige med en vinkel på 45° eller når kysten eller iskanten. Omtrent dette vil være akselerasjonen eller banen til vinden, langs hvilken bølger skal dannes, som ankommer et gitt punkt.

Varigheten av vindpåvirkning er definert som tiden hvor vindretningen forblir uendret eller avviker fra originalen med ikke mer enn ±22,5°.

I følge nomogrammet i fig. 26a kan du bestemme bølgehøyden fra et kart over overflatetrykkfeltet, hvor isobarer er tegnet gjennom 5 mbar. Hvis isobarene er trukket gjennom 8 mbar, vil nomogrammet vist i fig. 26 b.

Bølgeperioden og lengden kan beregnes fra data for vindhastighet og bølgehøyde. En omtrentlig beregning av bølgeperioden kan gjøres ved hjelp av grafen (fig. 27), som viser sammenhengen mellom periodene og høyden på vindbølger ved ulike vindhastigheter (W). Bølgelengden bestemmes av dens periode og havdybde i et gitt punkt i henhold til grafen (fig. 28).

Selve vinden kan sees på værvarslingskart: dette er lavtrykkssoner. Jo større konsentrasjon de har, desto sterkere vil vinden være. Små (kapillære) bølger beveger seg i utgangspunktet i den retningen vinden blåser.

Jo sterkere og lengre vinden blåser, jo større innvirkning har den på vannoverflaten. Over tid begynner bølgene å øke i størrelse.

Vind har større effekt på små bølger enn på rolige vannflater.

Størrelsen på bølgen avhenger av hastigheten til vinden som danner den. En vind som blåser med en viss konstant hastighet vil kunne generere en bølge av sammenlignbar størrelse. Og når bølgen når den størrelsen vinden kan presse inn i den, blir den "fullformet."

De genererte bølgene har forskjellige hastigheter og bølgeperioder. (Flere detaljer i artikkelen) Langtidsbølger reiser raskere og reiser lengre avstander enn deres langsommere motstykker. Når de beveger seg bort fra vindkilden (utbredelse), danner bølgene svellelinjer som uunngåelig ruller inn på kysten. Mest sannsynlig er du kjent med konseptet faste bølger!

Kalles bølger som ikke lenger påvirkes av vinden bakkedønninger? Dette er akkurat hva surfere er ute etter!

Hva påvirker størrelsen på en dønning?

Det er tre hovedfaktorer som påvirker størrelsen på bølgene på åpent hav.
Vindfart– Jo større den er, jo større blir bølgen.
Vindens varighet– lik den forrige.
Hent(vinddekningsområde) – igjen, jo større dekningsområde, jo større blir bølgen dannet.

Så snart vinden slutter å påvirke dem, begynner bølgene å miste energien. De vil bevege seg til fremspringene på havbunnen eller andre hindringer i deres vei (for eksempel en stor øy) absorberer all energien.

Det er flere faktorer som påvirker størrelsen på en bølge på et bestemt sted. Blant dem:

Dønningsretning– vil det tillate dønningen å komme til stedet vi trenger?
havbunn– En dønning som beveger seg fra havets dyp og inn på en undervannsrygg av bergarter danner store bølger med tønner inni. En grunne avsats overfor vil bremse bølgene og føre til at de mister energi.
Tidevannssyklus– Noen idretter er helt avhengige av det.

Finn ut hvordan de beste bølgene lages.

Til å begynne med dukker det opp en bølge på grunn av vinden. En storm dannet i det åpne hav, langt fra kysten, vil skape vinder som vil begynne å påvirke vannoverflaten og derfor vil en dønning begynne å dukke opp. Vinden, dens retning, samt hastighet, alle disse dataene kan sees på værmeldingskart. Vinden begynner å blåse opp vannet, og "Små" (kapillære) bølger vil begynne å dukke opp, først begynner de å bevege seg i den retningen vinden blåser.

Vinden blåser på en flat vannflate, jo lengre og sterkere vinden begynner å blåse, desto større blir innvirkningen på vannoverflaten. Over tid kobles bølgene sammen og størrelsen på bølgen begynner å øke. Den konstante vinden begynner å danne en stor dønning. Vinden har mye større innvirkning på allerede opprettede bølger, men ikke store, mye mer enn på den rolige overflaten av vannet.

Størrelsen på bølgene avhenger direkte av hastigheten til den blåsende vinden som danner dem. Vind som blåser med konstant hastighet kan generere en bølge av sammenlignbar størrelse. Og så snart bølgen får den størrelsen som vinden la inn i den, blir den en fullformet bølge som går mot land.

Bølger har forskjellige hastigheter og perioder. Bølger med lang periode beveger seg ganske raskt og dekker større avstander enn sine motparter med lavere hastighet. Når de beveger seg bort fra vindens kilde, kombineres bølgene og danner en dønning, som går mot kysten. Bølger som ikke lenger påvirkes av vinden kalles "bunnbølger". Dette er bølgene som alle surfere jakter på.

Hva påvirker størrelsen på en dønning? Det er tre faktorer som påvirker størrelsen på bølgene i det åpne hav:
Vindhastighet – Jo høyere hastighet, desto større blir den resulterende bølgen.
Varigheten av vinden - jo lenger vinden blåser, i likhet med den forrige faktoren - vil bølgen være større.
Fetch (vinddekningsområde) – Jo større dekningsområde, desto større bølge produseres.
Når vinden slutter å påvirke bølgene, begynner de å miste energien. De vil fortsette å bevege seg til de treffer fremspringene på bunnen nær en stor oseanisk øy, og surferen vil fange en av disse bølgene i tilfelle vellykkede tilfeldigheter.

Det er faktorer som påvirker størrelsen på bølger på et bestemt sted. Blant dem:
Dønningens retning er det som gjør at bølgene kan komme til stedet vi trenger.
Havbunn - En dønning som beveger seg fra det åpne havet møter en undervannsrygg av steiner, eller et rev - danner store bølger som kan krølle seg inn i et rør. Eller et grunt fremspring av bunnen vil tvert imot bremse bølgene og de vil kaste bort noe av energien sin.
Tidevannssyklus - mange surfeplasser er direkte påvirket av dette fenomenet.