Файл: Егоров Н.И. Физическая океанография.pdf

водит к тому, что при высоте волны в месте зарождения порядка десятков сантиметров, цунами у берегов достигают десятков мет­ ров (по косвенным данным — до 80 м ).

Наступлению волн цунами на берег обычно предшествует пони­ жение уровня моря и приход сравнительно небольших волн. Затем может быть вторичное понижение уровня и после этого приходят волны цунами. За первой крупной волной, как правило, приходит еще несколько волн с интервалами от 20 мин. до 1—2 час. Наступле­ ние цунами иногда сопровождается свечением воды и дна, произ­ водимым планктоном. Свечение бывает иногда настолько сильным, что напоминает вспышку прожектора.

Цунами могут иметь характер одиночных волн или цуга волн, близких по своим свойствам к одиночным.

В настоящее время имеется большое число работ, посвященных исследованиям цунами и разработке методов их прогноза (преду­ преждения). Учитывая грозную опасность цунами, создана спе­ циальная служба прогноза (предупреждения) цунами.

Предсказание цунами зависит от того, как будет предсказано землетрясение. Землетрясения в настоящее время не предсказы­ ваются, и, таким образом, задача прогноза цунами в прямом смы­ сле этого слова также пока невозможна.

В настоящее время под прогнозом цунами подразумевают рас­ чет времени, необходимого для подхода волны от эпицентра свер­ шившегося где-то в океане землетрясения до заданного пункта по­ бережья.

Но и такой прогноз осложняется тем, что не при всех землетря­ сениях в океане возникают цунами. Поэтому первоначальной зада­ чей, после того уже как землетрясение зарегистрировано и опреде­ лен его эпицентр, является проверка, относится ли данное землетря­ сение к тем, которые формируют цунами. Пока это делается на основании эмпирических данных, которые просто устанавливают наиболее опасные районы океана, где землетрясения чаще всего вы­ зывают цунами. Так, например, утверждается, что у берегов Япо­ нии землетрясения, сопровождаемые цунами, появляются чаще то­ гда, когда их эпицентры расположены к востоку от Сангарского пролива и к югу от о. Сикоку. Но такого рода заключения не всегда надежны, и поэтому обычно падежным подтверждением цунами яв­ ляется регистрация сформировавшейся волны.

Предсказания цунами основываются на регистрации происходя­ щих в океане процессов во время землетрясения тремя способами: сейсмические наблюдения на ряде станций, наблюдения над уров­ нем с помощью мареографов и акустические наблюдения.

Заблаговременность предупреждения, необходимая при всяком прогнозе, в данном случае обеспечивается тем, что скорость распро­ странения сейсмических волн в земной коре измеряется несколь­ кими километрами в секунду, и, таким образом, сведения о земле­ трясении, происшедшем где-то на дне океана, поступают в течение считанных минут.

271

Служба прогноза цунами базируется на системе сейсмических станций и сети мареографных пунктов, расположенных на островах и многих пунктах побережья. Эти пункты регистрируют сформиро­ вавшуюся волну цунами.

Наличие удаленных от побережья океана островов дает возмож­ ность предупредить население берегов океана о приближающейся неотвратимой опасности. Немедленно по получении сведений о волне цунами, измеренной мареографами, дается предупреждение и уста­ навливается время подхода волны к различным пунктам побережья океана.

На больших расстояниях от цунамигенных районов, какими яв­ ляются Гавайские острова и тихоокеанское побережье США, пре­ дупреждение о цунами осуществляется станциями, оборудованными сейсмографами с видимой записью и механической регистрацией, предназначенными для обнаружения удаленных землетрясений (Кирнос и Рыков, 1961).

Японская служба предупреждения цунами также опирается преимущественно на сейсмические наблюдения.

Наиболее опасными для Японии являются цунами, возникающие вблизи тихоокеанского побережья. В этих районах действует до 60 сейсмических станций, объединенных в оперативные группы числом до 9 с центрами в метеорологических обсерваториях. Обсерватории связаны со станциями прямой кабельной связью. Обсерватории объявляют состояние тревоги каждая по своему району.

При землетрясении, соответствующем по шкале СССР 6—7 бал­ лам, станция передает о нем данные не позже чем через 5 мин. от его начала. Центр, получив данные со своей группы станций, при­ нимает решение о подаче сигнала тревоги. Все необходимые сведе­ ния в обслуживаемый район передаются не позднее чем через 20 мин. от начала землетрясения.

Удаленные от берегов Японии землетрясения регистрируются специальной группой из 9 станций. Станции связаны прямым прово­ дом с Токио.

Для наших дальневосточных районов, подверженных воздейст­ виям цунами, — Камчатки и Курильских островов — наиболее опас­ ными являются цунами, возникающие в районах Курило-Камчат­ ской впадины. Эта впадина удалена от побережья на относительно небольшое расстояние. Волна цунами добегает здесь до берега всего за 20—30 мин после начала землетрясения. Для регистрации эпи­ центра землетрясения используется специальная установка — УБОЭЦ (установка быстрого определения эпицентра), разме­ щенная в Петропавловске-на-Камчатке, Ключах и Южно-Саха­ линске. ^

Установка состоит из двух комплектов приборов. Один из них показывает направление на эпицентр — азимут, другой — расстоя­ ние и силу землетрясения.

Л. М. Бреховских указывает на реальные возможности преду­ преждения цунами путем наблюдений за распространением звуко­ вых волн.

272

Если длина волн больше толщины слоев (длинные волны), их скорость определяется формулой

где Hi и pi — толщина и плотность воды верхнего слоя; Но и рг — толщина и плотность воды нижнего слоя.

Тогда получаем известную нам формулу скорости поверхностной длинной волны (7.19)

c2=gH2 = gH.

Следовательно, и длинные поверхностные волны можно рассмат­ ривать как частный случай внутренних волн.

При воздействии одинаковой силы на свободную поверхность моря и на внутреннюю поверхность раздела образуются волны, не одинаковые по высоте. Внутренние волны имеют большую высоту, чем поверхностные, так как работа, затрачиваемая на подъем слоя воды в воздухе, значительно больше работы на подъем слоя воды в воде, близкой по плотности.

От поверхности раздела вверх и вниз внутренние волны быстро

где h — высота волны на расстоянии 2 от поверхности раздела (слоя скачка плотности); А0 — высота волны на поверхности раздела.

Наблюдения показывают, что высота внутренних волн может до­ стигать 20—30 м. Отмечались случаи, когда поплавок, уравнове­ шенный в слое скачка на глубине 30—35 м, появлялся на поверхно­ сти моря. Некоторые исследователи (например, Нансен) указывают на высоты внутренних волн порядка 100 м. Соответственно высоте внутренних волн изменяется и глубина слоя скачка, в котором они образуются. С этим необходимо считаться, так как с положением слоя скачка связаны глубина залегания «жидкого грунта», условия распространения звука и прозрачность воды.

Внутренние волны, возникающие в слое скачка плотности, не единственные представители внутренних волн. Теоретические ис­ следования и наблюдения показали, что в толще воды возникают внутренние волны и при постоянном градиенте плотности воды, т. е. при плавном возрастании плотности с глубиной и отсутствии слоя скачка плотности.

Наиболее полные теоретические исследования таких внутренних волн были произведены Фиельстадтом. Его исследования основаны

274

на решении дифференциального уравнения, описывающего систему длинных внутренних волн, которое имеет вид

+ l2g(f>w = 0,

где

1 dp

w — вертикальная скорость частиц воды; z — вертикальная коорди­ ната.

Это уравнение дает бесчисленное множество решений, состав­ ляющих бесконечный спектр внутренних волн. Однако из этого спектра только сравнительно небольшое число волн имеет прак­ тическое значение. Наибольшее значение имеют волны первых порядков, которые характеризуются наибольшими значениями ам­ плитуд. С увеличением порядка волн их амплитуда уменьшается. Порядок волны определяется числом максимумов амплитуд, наблю­ даемых на различных глубинах. Волна первого порядка имеет один максимум, второго два и т. д. Приливная волна, не имеющая макси­ мума, так как ее амплитуды на всех глубинах одинаковы, относится к волне нулевого порядка.

Сложение волн различного порядка дает весьма сложную кар­ тину изменения с глубиной амплитуд и горизонтальных скоростей. Интересно отметить тот факт, что максимальные амплитуды вну­ тренних длинных волн, описываемых уравнением Фиельстадта, при равномерном увеличении плотности с глубиной отмечаются в слоях с наименьшим вертикальным градиентом плотности воды. При на­ личии слоев скачка максимум амплитуд располагается в зоне ска­ чка, однако максимальные амплитуды отмечаются не в самом слое скачка, а на его нижней границе.

Теория Фиельстадта относится, как отмечено выше, к свобод­ ным длинным волнам. Однако ее можно использовать и при изуче­ нии внутренних приливных волн, так как величина возмущающей силы мала по сравнению с величинами, входящими в уравнение Фиельстадта.

При распространении внутренних приливных волн отмечается на определенных широтах явление резонанса, т. е. увеличение ам­ плитуд внутренних приливных волн. Оно обусловлено тем, что на этих широтах собственный период колебаний толщи воды близок к периоду приливных волн, что и создает явление резонанса.

Для полусуточных приливных волн явление резонанса отмеча­ ется на широте 30°. Явление резонанса существенно изменяет ха­ рактер приливных течений на глубинах, особенно под слоем скачка, что вынуждает при обработке результатов наблюдений над прилив­ ными течениями на этих широтах и при их предвычислении учиты­ вать воздействие внутренних волн.