Fluxos e refluxos. Fluxos e refluxos Movimento da água nas baías
Os movimentos oscilatórios de toda a massa de água em um reservatório ou lago são chamados de seiches. Ao mesmo tempo, a superfície da água adquire uma inclinação em uma direção ou outra. O eixo em torno do qual oscila a superfície do reservatório é denominado nó seiche. Seiches podem ser de nó único (Fig. 40, E), dois nós (Fig. 40, b) etc.
Arroz. 40. Seiches
Seiches ocorrem durante mudanças repentinas na pressão atmosférica, na passagem de uma tempestade ou em mudanças repentinas na força e direção do vento que podem sacudir uma massa de água. A massa de água, tentando retornar à posição de equilíbrio anterior, começa a oscilar. As vibrações sob a influência do atrito desaparecerão gradualmente. As trajetórias das partículas de água nas seiches são semelhantes às observadas nas ondas estacionárias.
Na maioria das vezes, os seiches têm uma altura de vários centímetros a um metro. Os períodos de oscilações seiche podem variar de vários minutos a 20 horas ou mais. Por exemplo, na parte próxima à barragem do reservatório de Tsimlyansk, são observados seiches de nó único com um período de 2 horas e uma altura de 5-8 cm.
Tyagun é uma onda ressonante de vibração da água em portos, baías e portos, causando movimentos horizontais cíclicos dos navios atracados nos berços. O período de oscilações da água durante a tiragem é de 0,5 a 4,0 minutos.
As correntes de ar criam ondas estacionárias de longo período, onde as partículas de água se movem nas órbitas dos nós. No entanto, sob a parte superior e inferior da onda, seu movimento é direcionado verticalmente. O período de oscilação da superfície da água e a velocidade de movimento das partículas dependem principalmente da configuração das margens e da profundidade da bacia.
O porto não é uma bacia completamente fechada; comunica com um corpo de água aberto ou com o mar através de uma passagem relativamente estreita. Qualquer vibração da água nesta passagem sob a influência de forças externas causa suas próprias vibrações na água da piscina. As forças externas podem ser:
ondulação de longo período pós-tempestade; ondas de pressão que surgem após a saída rápida de um ciclone e anticiclone do mar para a terra;
ondas internas formadas sob a influência de tempestades em mar aberto ou lago, que, aproximando-se de águas rasas, vêm à superfície e penetram nas águas portuárias. Se o período da força externa estiver próximo do período de oscilações naturais da área portuária, então essas oscilações aumentam rapidamente e atingem sua maior magnitude. Após a cessação das forças externas, as oscilações desaparecem.
Dependendo de onde o navio está no propulsor, ele experimenta movimentos horizontais ou verticais. Se as dimensões da embarcação e dos pontos de amarração forem tais que o período de suas próprias oscilações seja próximo ou coincida com o período dos seiches, ocorrem fortes movimentos ressonantes. Além disso, pode haver um navio próximo que praticamente não experimente a ação do propulsor, pois difere do primeiro em tamanho, peso, períodos de arfagem e oscilações naturais.
Durante os calados, os navios de passageiros são obrigados a partir para o ancoradouro, uma vez que o estacionamento nos berços torna-se impossível e os navios de carga são obrigados a parar de trabalhar. Mesmo com acelerações muito pequenas, surgem forças de choque no movimento da embarcação que podem danificar seu casco. Os empuxos afetam os navios de maneira diferente, por isso os navegadores devem conhecer suas características em um determinado porto, o período de oscilação da água na área de água, bem como as peculiaridades do comportamento de sua embarcação durante grandes calados.
Quando o volume da água muda (entrada e vazão), bem como quando a massa de água se move nos lagos, ocorrem flutuações nos níveis da água. Quanto maior for a mudança no volume da água, maior será a amplitude das flutuações do nível da água (pode variar de 2-3 cm a vários metros).
A magnitude das flutuações de nível depende em grande parte da área e da natureza das margens do lago. Durante o ano, em zonas climáticas individuais, os períodos de flutuações de nível são diferentes. Nas latitudes setentrionais, as maiores oscilações ocorrem no início do verão e as menores no final da primavera. No noroeste da parte europeia da URSS, durante o ano, os níveis máximos ocorrem na primavera e no outono e os níveis mínimos no inverno e no verão. Nos lagos da parte central da Sibéria (por exemplo, no Baikal), o nível mais alto ocorre no verão e o mais baixo no outono, inverno e primavera.
fluxos e refluxosflutuações periódicas no nível do mar, pressão atmosférica e deformação sólido Terra, causada pelas forças gravitacionais da Lua e do Sol. Sob a influência desses corpos celestes, surgem forças de maré que são proporcionais à massa desse corpo, à sua distância do centro da Terra e inversamente proporcionais ao cubo da distância da Terra. Devido à distância maior (apesar da massa significativamente maior), a força das marés do Sol em média. 2,16 vezes menos que a Lua. A força das marés muda continuamente em todos os pontos da Terra devido à sua rotação diária e ao movimento dos planetas em suas órbitas.
O maior aumento da água é chamado água cheia, mínimo - água baixa. Existem 3 principais. tipo de maré: semi-diário, quando durante o chamado dias lunares (24 horas e 54 minutos) são observadas 2 marés altas e 2 marés baixas; diária, quando durante o mesmo período passa 1 maré alta e 1 maré baixa; misturado- intermediário entre os dois anteriores. Máx. alto alcançar Marés de primavera, quando o Sol, a Lua e a Terra estão na mesma linha (ou na mesma fase). Mínimo marés em quadratura, quando o Sol e a Lua ocupam uma posição perpendicular entre si e as influências que exercem estão em oposição.
Um maremoto circunda a Terra ao longo do equador em 36 horas, movendo-se através dos oceanos de leste a oeste a uma velocidade de 1.100 km/h. Devido ao fato de o oceano não cobrir toda a Terra, o maremoto encontra obstáculos em forma de continentes e experimenta atrito com o fundo. Isto dá origem a correntes reversas e outros fenômenos, como resultado dos quais as amplitudes e fases das ondas de maré diferem muito dos cálculos teóricos. Longe dos continentes, a magnitude das marés é de aprox. 1 m, perto da costa a diferença de níveis entre a preia-mar e a vazante pode ser muito maior. As flutuações são especialmente grandes em estreitos gradualmente estreitados e baías estuarinas. O recorde mundial (18 m, segundo outras fontes – 19,6 m) foi registrado na costa atlântica do Canadá, na Baía de Fundy. Na Rússia máx. Marés (até 13 m) são observadas na Baía de Penzhinskaya, no Mar de Okhotsk. A maré, espalhando-se na foz do rio, pode se transformar em uma onda acentuada subindo rio acima. Esse fenômeno ocorre no Sudeste. Na Ásia é chamado de “bor”, na foz do Amazonas é chamado de “pororoka”.
Durante a passagem de maremotos elásticos, os deslocamentos verticais da crosta terrestre podem chegar a 50 cm, e os deslocamentos horizontais - 5 cm. Eles se manifestam em mudanças periódicas no nível da água nos poços, no nível da lava nos vulcões e no fluxo. de água de algumas fontes. Caixa eletrônico. As marés são relativamente fracas, mais visíveis na zona tropical e diminuem à medida que se aproximam dos pólos. Eles desempenham um papel significativo na dinâmica da alta atmosfera. As marés, que aparecem em todas as conchas da Terra, retardam sua rotação em torno de seu próprio eixo, mas o cap. As marés oceânicas desempenham um papel nisso.
Geografia. Enciclopédia ilustrada moderna. - M.: Rosman. Editado pelo prof. AP Gorkina. 2006.
As marés vazam e fluem
flutuações periódicas nos níveis da água (subidas e descidas) nas áreas de água da Terra, que são causadas pela atração gravitacional da Lua e do Sol agindo sobre a rotação da Terra. Todas as grandes áreas de água, incluindo oceanos, mares e lagos, estão sujeitas às marés em um grau ou outro, embora nos lagos elas sejam pequenas.
O nível de água mais alto observado em um dia ou meio dia durante a maré alta é chamado de maré alta, o nível mais baixo durante a maré baixa é chamado de maré baixa, e o momento de atingir essas marcas de nível máximo é chamado de posição (ou estágio) de maré alta maré ou maré baixa, respectivamente. O nível médio do mar é um valor condicional, acima do qual as marcas de nível estão localizadas durante as marés altas e abaixo das quais durante as marés baixas. Este é o resultado da média de grandes séries de observações urgentes. A maré alta (ou maré baixa) média é um valor médio calculado a partir de uma grande série de dados sobre níveis de água altos ou baixos. Ambos os níveis intermediários estão vinculados à haste local.
As flutuações verticais no nível da água durante as marés altas e baixas estão associadas aos movimentos horizontais das massas de água em relação à costa. Esses processos são complicados por ondas de vento, escoamento de rios e outros fatores. Os movimentos horizontais das massas de água na zona costeira são chamados de correntes de maré (ou marés), enquanto as flutuações verticais nos níveis de água são chamadas de vazantes e fluxos. Todos os fenômenos associados a fluxos e refluxos são caracterizados pela periodicidade. As correntes de maré invertem periodicamente a direção, enquanto as correntes oceânicas, movendo-se contínua e unidirecionalmente, são determinadas pela circulação geral da atmosfera e cobrem grandes áreas do oceano aberto (ver também OCEANO).
Durante os intervalos de transição da maré alta para a maré baixa e vice-versa, é difícil estabelecer uma tendência corrente de maré. Neste momento (que nem sempre coincide com a maré alta ou baixa), diz-se que a água “estagna”.
As marés altas e baixas alternam-se ciclicamente de acordo com as mudanças nas condições astronômicas, hidrológicas e meteorológicas. A sequência das fases das marés é determinada por dois máximos e dois mínimos no ciclo diário.
Explicação da origem das forças das marés. Embora o Sol desempenhe um papel significativo nos processos de marés, o fator decisivo no seu desenvolvimento é a atração gravitacional da Lua. O grau de influência das forças das marés sobre cada partícula de água, independentemente de sua localização na superfície da Terra, é determinado pela lei da gravitação universal de Newton. Esta lei afirma que duas partículas materiais se atraem com uma força diretamente proporcional ao produto das massas de ambas as partículas e inversamente proporcional ao quadrado da distância entre elas. Entende-se que quanto maior a massa dos corpos, maior será a força de atração mútua que surge entre eles (com a mesma densidade, um corpo menor criará menos atração do que um corpo maior). A lei também significa que quanto maior a distância entre dois corpos, menor será a atração entre eles. Como esta força é inversamente proporcional ao quadrado da distância entre dois corpos, o fator distância desempenha um papel muito maior na determinação da magnitude da força das marés do que as massas dos corpos.
A atração gravitacional da Terra agindo sobre a Lua e mantendo-a órbita terrestre baixa, oposta à força de gravidade da Terra pela Lua, que tende a deslocar a Terra em direção à Lua e “levantar” todos os objetos localizados na Terra na direção da Lua. O ponto da superfície terrestre localizado diretamente abaixo da Lua fica a apenas 6.400 km do centro da Terra e em média a 386.063 km do centro da Lua. Além disso, a massa da Terra é 81,3 vezes a massa da Lua. Assim, neste ponto da superfície terrestre, a gravidade da Terra atuando sobre qualquer objeto é aproximadamente 300 mil vezes maior que a gravidade da Lua. É uma ideia comum que a água na Terra diretamente abaixo da Lua sobe na direção da Lua, fazendo com que a água flua para longe de outros lugares na superfície da Terra, mas como a gravidade da Lua é tão pequena comparada com a da Terra, não seria será suficiente para levantar tanto peso de água.
No entanto, os oceanos, mares e grandes lagos da Terra, sendo grandes corpos líquidos, são livres para se moverem sob a influência de forças de deslocamento lateral, e qualquer ligeira tendência para se moverem horizontalmente os coloca em movimento. Todas as águas que não estão diretamente sob a Lua estão sujeitas à ação da componente da força gravitacional da Lua direcionada tangencialmente (tangencialmente) à superfície terrestre, bem como de sua componente direcionada para fora, e estão sujeitas ao deslocamento horizontal em relação ao sólido crosta da terrra. Como resultado, a água flui de áreas adjacentes da superfície terrestre em direção a um local localizado sob a Lua. O acúmulo resultante de água em um ponto sob a Lua forma ali uma maré. O próprio maremoto em mar aberto tem uma altura de apenas 30-60 cm, mas aumenta significativamente quando se aproxima das costas de continentes ou ilhas.
Devido ao movimento da água de áreas vizinhas em direção a um ponto sob a Lua, os fluxos correspondentes de água ocorrem em dois outros pontos afastados dela, a uma distância igual a um quarto da circunferência da Terra. É interessante notar que a diminuição do nível do mar nestes dois pontos é acompanhada por uma subida do nível do mar não só no lado da Terra voltado para a Lua, mas também no lado oposto. Este fato também é explicado pela lei de Newton. Dois ou mais objetos localizados a distâncias diferentes da mesma fonte de gravidade e, portanto, sujeitos à aceleração da gravidade de diferentes magnitudes, movem-se um em relação ao outro, uma vez que o objeto mais próximo do centro de gravidade é mais fortemente atraído por ele. A água no ponto sublunar experimenta uma atração mais forte em direção à Lua do que a Terra abaixo dela, mas a Terra, por sua vez, tem uma atração mais forte em direção à Lua do que a água no lado oposto do planeta. Assim, surge um maremoto, que no lado da Terra voltado para a Lua é denominado direto, e no lado oposto - reverso. O primeiro deles é apenas 5% superior ao segundo.
Devido à rotação da Lua em sua órbita ao redor da Terra, passam aproximadamente 12 horas e 25 minutos entre duas marés altas ou duas marés baixas sucessivas em um determinado local. O intervalo entre os clímax das marés altas e baixas sucessivas é de aprox. 6 horas e 12 minutos O período de 24 horas e 50 minutos entre duas marés sucessivas é chamado de dia de maré (ou lunar).
Desigualdades de maré. Os processos de maré são muito complexos e muitos fatores devem ser levados em consideração para compreendê-los. Em qualquer caso, as principais características serão determinadas por: 1) o estágio de desenvolvimento da maré em relação à passagem da Lua; 2) a amplitude da maré e 3) o tipo de flutuações das marés, ou a forma da curva do nível da água. Numerosas variações na direção e magnitude das forças das marés dão origem a diferenças na magnitude das marés da manhã e da tarde num determinado porto, bem como entre as mesmas marés em diferentes portos. Essas diferenças são chamadas de desigualdades de maré.
Efeito semi-diurno. Normalmente dentro de um dia, devido à principal força das marés - a rotação da Terra em torno de seu eixo - dois ciclos completos de marés são formados. Quando vista do Pólo Norte da eclíptica, é óbvio que a Lua gira em torno da Terra na mesma direção em que a Terra gira em torno de seu eixo - no sentido anti-horário. A cada revolução subsequente, um determinado ponto na superfície da Terra assume novamente uma posição diretamente sob a Lua, um pouco mais tarde do que durante a revolução anterior. Por esta razão, tanto a vazante como a vazante das marés são atrasadas aproximadamente 50 minutos todos os dias. Este valor é chamado de atraso lunar.
Desigualdade de meio mês. Este principal tipo de variação é caracterizado por uma periodicidade de aproximadamente 143/4 dias, que está associada à rotação da Lua em torno da Terra e à sua passagem por fases sucessivas, nomeadamente sizígias (luas novas e luas cheias), ou seja, momentos em que o Sol, a Terra e a Lua estão localizados na mesma linha reta. Até agora tocamos apenas na influência das marés da Lua. O campo gravitacional do Sol também afeta as marés, porém, embora a massa do Sol seja muito maior que a massa da Lua, a distância da Terra ao Sol é tão maior que a distância à Lua que a força das marés do Sol é menos da metade da Lua. No entanto, quando o Sol e a Lua estão na mesma linha reta, seja no mesmo lado da Terra ou em lados opostos (durante a lua nova ou a lua cheia), as suas forças gravitacionais se somam, agindo ao longo do mesmo eixo, e o a maré solar se sobrepõe à maré lunar. Da mesma forma, a atração do Sol aumenta a vazante causada pela influência da Lua. Como resultado, as marés tornam-se mais altas e mais baixas do que se fossem causadas apenas pela gravidade da Lua. Essas marés são chamadas de marés vivas.
Quando os vetores de força gravitacional do Sol e da Lua são perpendiculares entre si (durante quadraturas, ou seja, quando a Lua está no primeiro ou no último quarto), suas forças de maré se opõem, uma vez que a maré causada pela atração do Sol se sobrepõe ao vazante causada pela Lua. Sob tais condições, as marés não são tão altas e as marés não são tão baixas como se fossem devidas apenas à força gravitacional da Lua. Esses fluxos e refluxos intermediários são chamados de quadratura. A amplitude das marcas de maré alta e baixa, neste caso, é reduzida em aproximadamente três vezes em comparação com a maré viva. No Oceano Atlântico, as marés vivas e de quadratura costumam atrasar um dia em comparação com a fase correspondente da Lua. No Oceano Pacífico, esse atraso é de apenas 5 horas. Nos portos de Nova York e São Francisco e no Golfo do México, as marés vivas são 40% maiores que as de quadratura.
Desigualdade paralática lunar. O período de flutuações nas alturas das marés, que ocorre devido à paralaxe lunar, é de 271/2 dias. A razão para esta desigualdade é a mudança na distância da Lua à Terra durante a rotação desta última. Devido à forma elíptica da órbita lunar, a força das marés da Lua no perigeu é 40% maior do que no apogeu. Este cálculo é válido para o porto de Nova York, onde o efeito da Lua no apogeu ou perigeu é geralmente atrasado em cerca de 11/2 dias em relação à fase correspondente da Lua. Para o porto de São Francisco, a diferença nas alturas das marés devido ao fato da Lua estar no perigeu ou apogeu é de apenas 32%, e elas seguem as fases correspondentes da Lua com um atraso de dois dias.
Desigualdade diária. O período dessa desigualdade é de 24 horas e 50 minutos. As razões de sua ocorrência são a rotação da Terra em torno de seu eixo e uma mudança na declinação da Lua. Quando a Lua está perto do equador celeste, as duas marés altas em um determinado dia (bem como as duas marés baixas) diferem ligeiramente, e as alturas das marés altas e baixas da manhã e da noite são muito próximas. No entanto, à medida que a declinação norte ou sul da Lua aumenta, as marés matinais e vespertinas do mesmo tipo diferem em altura, e quando a Lua atinge a sua maior declinação norte ou sul, esta diferença é maior. As marés tropicais também são conhecidas, assim chamadas porque a Lua está quase acima dos trópicos do Norte ou do Sul.
A desigualdade diurna não afecta significativamente as alturas de duas marés baixas sucessivas no Oceano Atlântico, e mesmo o seu efeito nas alturas das marés é pequeno em comparação com a amplitude global das flutuações. No entanto, no Oceano Pacífico, a variabilidade diurna é três vezes maior nos níveis de maré baixa do que nos níveis de maré alta.
Desigualdade semestral. Sua causa é a revolução da Terra em torno do Sol e a mudança correspondente na declinação do Sol. Duas vezes por ano, durante vários dias durante os equinócios, o Sol está próximo do equador celestial, ou seja, sua declinação é próxima de 0°. A Lua também está localizada perto do equador celeste por aproximadamente 24 horas a cada semestre. Assim, durante os equinócios há períodos em que as declinações do Sol e da Lua são de aproximadamente 0°. O efeito total gerador de marés da atração desses dois corpos em tais momentos se manifesta mais visivelmente em áreas localizadas próximas ao equador terrestre. Se ao mesmo tempo a Lua estiver na fase de lua nova ou lua cheia, o chamado. marés vivas equinociais.
Desigualdade de paralaxe solar. O período de manifestação desta desigualdade é de um ano. Sua causa é a mudança na distância da Terra ao Sol durante o movimento orbital da Terra. Uma vez para cada revolução ao redor da Terra, a Lua está na distância mais curta dela no perigeu. Uma vez por ano, por volta de 2 de janeiro, a Terra, movendo-se em sua órbita, também atinge o ponto de maior aproximação do Sol (periélio). Quando estes dois momentos de maior aproximação coincidem, causando a maior força líquida de maré, podem ser esperados níveis de maré mais elevados e níveis de maré mais baixos. Da mesma forma, se a passagem do afélio coincide com o apogeu, ocorrem marés mais baixas e marés mais rasas.
Métodos de observação e previsão da altura das marés. Os níveis das marés são medidos usando vários tipos de dispositivos.
A haste de pé é uma haste regular com uma escala em centímetros impressa, fixada verticalmente a um cais ou a um suporte imerso em água de modo que a marca zero fique abaixo do nível mais baixo da maré baixa. As mudanças de nível são lidas diretamente nesta escala.
Haste flutuante. Essas hastes de pé são usadas onde ondas constantes ou ondas rasas tornam difícil determinar o nível em uma escala fixa. Dentro de um poço de contenção (uma câmara oca ou tubo) montado verticalmente no fundo do mar, há uma bóia, que é conectada a um ponteiro montado em uma escala fixa ou a uma caneta registradora. A água entra no poço através de um pequeno orifício localizado bem abaixo nível mínimo mares. Suas mudanças de maré são transmitidas através do flutuador para os instrumentos de medição.
Registrador hidrostático do nível do mar. Um bloco de sacos de borracha é colocado a uma certa profundidade. À medida que muda a altura da maré (camada de água), muda a pressão hidrostática, que é registrada por instrumentos de medição. Dispositivos de registro automático (marégrafos) também podem ser usados para obter um registro contínuo das flutuações das marés em qualquer ponto.
Tábuas de marés. Existem dois métodos principais usados na compilação de tabelas de marés: harmônico e não harmônico. O método não harmônico é inteiramente baseado em resultados observacionais. Além disso, estão envolvidas as características das águas portuárias e alguns dados astronômicos básicos (ângulo horário da Lua, tempo de sua passagem pelo meridiano celeste, fases, declinação e paralaxe). Depois de fazer ajustes para os fatores listados, calcular o momento de início e o nível da maré para qualquer porto é um procedimento puramente matemático.
O método harmônico é parcialmente analítico e parcialmente baseado em observações das alturas das marés realizadas durante pelo menos um mês lunar. Para confirmar este tipo de previsão para cada porto são necessárias longas séries de observações, uma vez que surgem distorções devido a fenômenos físicos como inércia e atrito, bem como à complexa configuração das margens da área de água e às características da topografia do fundo. . Como os processos de maré são caracterizados pela periodicidade, a análise de vibrações harmônicas é aplicada a eles. A maré observada é considerada o resultado da adição de uma série de maremotos componentes simples, cada um dos quais é causado por uma das forças de maré ou por um dos fatores. Para uma solução completa, são utilizados 37 desses componentes simples, embora em alguns casos componentes adicionais além dos 20 básicos sejam insignificantes. A substituição simultânea de 37 constantes na equação e sua solução real são realizadas em um computador.
Marés e correntes dos rios. A interação das marés e das correntes dos rios é claramente visível onde grandes rios deságuam no oceano. A altura das marés em baías, estuários e estuários pode aumentar significativamente como resultado do aumento dos fluxos em riachos marginais, especialmente durante as cheias. Ao mesmo tempo, as marés oceânicas penetram nos rios na forma de correntes de maré. Por exemplo, no rio Hudson, um maremoto atinge uma distância de 210 km da foz. As correntes de maré geralmente viajam rio acima até cachoeiras ou corredeiras intratáveis. Durante as marés altas, as correntes dos rios são mais rápidas do que durante as marés baixas. As velocidades máximas das correntes de maré atingem 22 km/h.
Bor. Quando a água, posta em movimento sob a influência da maré alta, é limitada em seu movimento por um canal estreito, forma-se uma onda bastante acentuada, que se move rio acima em uma única frente. Este fenômeno é chamado de maremoto ou furo. Essas ondas são observadas em rios muito mais altos que sua foz, onde a combinação de atrito e corrente do rio mais impede a propagação da maré. O fenômeno da formação de boro na Baía de Fundy, no Canadá, é conhecido. Perto de Moncton (New Brunswick), o rio Pticodiac deságua na Baía de Fundy, formando um riacho marginal. Na maré baixa sua largura é de 150 m e atravessa a faixa de secagem. Na maré alta, uma parede de água com 750 m de comprimento e 60-90 cm de altura sobe o rio em um vórtice sibilante e agitado. A maior floresta de pinheiros conhecida, com 4,5 m de altura, é formada no rio Fuchunjiang, que deságua na Baía de Hanzhou. Veja também BOR.
A reversão da cachoeira (inversão de direção) é outro fenômeno associado às marés dos rios. Um exemplo típico é a cachoeira do rio Saint John (New Brunswick, Canadá). Aqui, através de um desfiladeiro estreito, a água durante a maré alta penetra em uma bacia localizada acima do nível da maré baixa, mas ligeiramente abaixo do nível da maré alta no mesmo desfiladeiro. Assim, surge uma barreira, através da qual a água forma uma cachoeira. Durante a maré baixa, a água flui rio abaixo por uma passagem estreita e, superando uma saliência subaquática, forma uma cachoeira comum. Durante a maré alta, uma onda íngreme que penetra no desfiladeiro cai como uma cachoeira na bacia adjacente. O fluxo reverso continua até que os níveis da água em ambos os lados da soleira sejam iguais e a maré comece a vazar. Em seguida, a cachoeira voltada para jusante é restaurada novamente. A diferença média do nível da água no desfiladeiro é de aprox. 2,7 m, porém, nas marés mais altas, a altura da cachoeira direta pode ultrapassar 4,8 m, e a reversa - 3,7 m.
Maiores amplitudes de maré. A maré mais alta do mundo é gerada por fortes correntes na Baía de Minas, na Baía de Fundy. As flutuações das marés aqui são caracterizadas por um curso normal com um período semi-diurno. O nível da água na maré alta geralmente sobe mais de 12 m em seis horas e depois cai na mesma proporção nas seis horas seguintes. Quando o efeito da maré viva, a posição da Lua no perigeu e a declinação máxima da Lua ocorrem no mesmo dia, o nível da maré pode atingir 15 m. Esta amplitude excepcionalmente grande das flutuações das marés deve-se em parte à forma de funil. formato da Baía de Fundy, onde as profundidades diminuem e as margens se aproximam em direção ao topo da baía.
Vento e clima. O vento tem uma influência significativa nos fenômenos das marés. O vento do mar empurra a água em direção à costa, a altura da maré aumenta acima do normal e na maré baixa o nível da água também ultrapassa a média. Pelo contrário, quando o vento sopra de terra, a água é afastada da costa e o nível do mar desce.
Devido ao aumento da pressão atmosférica sobre uma vasta área de água, o nível da água diminui, à medida que o peso sobreposto da atmosfera é adicionado. Quando a pressão atmosférica aumenta em 25 mmHg. Art., o nível da água cai aproximadamente 33 cm. A diminuição da pressão atmosférica provoca um aumento correspondente no nível da água. Consequentemente, uma queda acentuada na pressão atmosférica combinada com ventos com força de furacão pode causar um aumento notável nos níveis da água. Tais ondas, embora chamadas de marés, na verdade não estão associadas à influência das forças das marés e não possuem a periodicidade característica dos fenômenos de maré. A formação dessas ondas pode estar associada a ventos com força de furacão ou a terremotos subaquáticos (neste último caso são chamadas de ondas sísmicas do mar ou tsunamis).
Usando energia das marés. Quatro métodos foram desenvolvidos para aproveitar a energia das marés, mas o mais prático é criar um sistema de piscinas de marés. Ao mesmo tempo, as flutuações dos níveis da água associadas aos fenómenos de maré são utilizadas no sistema de eclusas para que seja mantida constantemente uma diferença de nível, o que permite a geração de energia. A potência das usinas de energia das marés depende diretamente da área dos reservatórios de armadilhas e da diferença de nível potencial. Este último fator, por sua vez, é função da amplitude das flutuações das marés. A diferença de nível alcançável é de longe a mais importante para a geração de energia, embora o custo das estruturas dependa da área das bacias. Atualmente, grandes usinas de energia maremotriz operam na Rússia, na Península de Kola e em Primorye, na França, no estuário do rio Rance, na China, perto de Xangai, bem como em outras áreas do globo.
INFORMAÇÕES SOBRE MARÉS EM ALGUNS PORTOS DO MUNDO
Porta :: Intervalo entre marés :: Altura média da maré, m :: Altura da maré viva, m
:: h :: min :: ::
m. Morris-Jessep, Groenlândia, Dinamarca:: 10:: 49:: 0,12:: 0,18
Reykjavik, Islândia:: 4:: 50:: 2,77:: 3,66
R. Koksoak, Estreito de Hudson, Canadá:: 8:: 56:: 7,65:: 10,19
John's, Terra Nova, Canadá:: 7:: 12:: 0,76:: 1,04
Barntko, Baía de Fundy, Canadá:: 0:: 09:: 12.02:: 13.51
Portland, EUA Maine, EUA:: 11:: 10:: 2,71:: 3,11
Boston, EUA Massachusetts, EUA:: 11:: 16:: 2,90:: 3,35
Nova York, NY Nova York, EUA:: 8:: 15:: 1,34:: 1,62
Baltimore, pc. Maryland, EUA:: 6:: 29:: 0,33:: 0,40
Praia de Miami Flórida, EUA:: 7:: 37:: 0,76:: 0,91
Galveston, pc. Texas, EUA:: 5:: 07:: 0,30:: 0,43*
Ó. Maracá, Brasil:: 6:: 00:: 6,98:: 9,15
Rio de Janeiro, Brasil:: 2:: 23:: 0,76:: 1,07
Callao, Peru:: 5:: 36:: 0,55:: 0,73
Balboa, Panamá:: 3:: 05:: 3,84:: 5,00
São Francisco Califórnia, EUA:: 11:: 40:: 1,19:: 1,74*
Seattle, Washington, EUA:: 4:: 29:: 2,32:: 3,45*
Nanaimo, Colúmbia Britânica, Canadá:: 5:: 00:: … :: 3,42*
Sitka, Alasca, EUA:: 0:: 07:: 2,35:: 3,02*
Nascer do sol, Cook Inlet, EUA Alasca, EUA:: 6:: 15:: 9,24:: 10,16
Honolulu, pc. Havaí, EUA:: 3:: 41:: 0,37:: 0,58*
Papete, sobre. Taiti, Polinésia Francesa:: … :: … :: 0,24:: 0,33
Darwin, Austrália:: 5:: 00:: 4,39:: 6,19
Melbourne, Austrália:: 2:: 10:: 0,52:: 0,58
Rangum, Mianmar:: 4:: 26:: 3,90:: 4,97
Zanzibar, Tanzânia:: 3:: 28:: 2,47:: 3,63
Cidade do Cabo, África do Sul:: 2:: 55:: 0,98:: 1,31
Gibraltar, Vlad. Reino Unido:: 1:: 27:: 0,70:: 0,94
Granville, França:: 5:: 45:: 8,69:: 12,26
Leath, Reino Unido::2::08::3,72::4,91
Londres, Reino Unido:: 1:: 18:: 5,67:: 6,56
Dover, Reino Unido:: 11:: 06:: 4,42:: 5,67
Avonmouth, Reino Unido:: 6:: 39:: 9,48:: 12,32
Ramsey, Pe. Maine, Reino Unido:: 10:: 55:: 5,25:: 7,17
Oslo, Noruega:: 5:: 26:: 0,30:: 0,33
Hamburgo, Alemanha:: 4:: 40:: 2,23:: 2,38
* Amplitude diária da maré.
LITERATURA
Shuleikin V.V. Física do mar. M., 1968
Harvey J. Atmosfera e Oceano. M., 1982
Drake C., Imbrie J., Knaus J., Turekian K. O oceano por si e para nós. M., 1982
Enciclopédia ao redor do mundo. 2008.
A frase no título é uma tradução literal da palavra japonesa “tsunami” e refere-se a um fenômeno natural único: várias ondas oceânicas longas e sucessivas geradas por deslocamentos bruscos de grandes áreas do fundo do oceano causados por terremotos.
Formado em grandes profundidades tsunamis são ondas transversais longas (100-300 quilômetros de comprimento) de baixa altura (não mais que 2 metros), propagando-se a uma velocidade de cerca de 0,2 quilômetros por segundo (700 quilômetros por hora), seu período é de 15 a 60 minutos. Mas quando atingem águas rasas, essas ondas aumentam acentuadamente de altura, seu comprimento diminui, as cristas começam a desabar e, em essência, formam-se enormes ondas de movimento, às quais o nome “tsunami” na verdade se refere. Em alguns casos, a altura das ondas chega a 30-40 metros.
A chegada de um tsunami à costa é geralmente precedida por uma descida do nível do mar e pela chegada de ondas relativamente pequenas. Então pode haver uma queda secundária no nível e depois disso ocorre um tsunami. Após a primeira onda, via de regra, várias outras ondas de maior magnitude ocorrem em intervalos de 15 minutos a 1-2 horas. Normalmente a terceira ou quarta onda é a máxima.
As ondas penetram profundamente na terra, dependendo da sua topografia, às vezes de 10 a 15 quilômetros e, tendo alta velocidade, causam enorme destruição. Após receber um alerta de tsunami, é necessário levar o navio para mar aberto para enfrentar a onda.
Nas zonas costeiras, são frequentes os casos de formação de outro fenómeno natural - grandes ondas estacionárias - suloya, que significa redemoinho, esmagamento. Pequenos suloi são observados no Mar Negro (no Estreito de Kerch), os mais fortes - nos estreitos da costa do Pacífico do Canadá e nos recifes da Escandinávia. Mas os suloi atingem seus maiores tamanhos em áreas de águas rasas com fortes correntes reversas - no Estreito de Kuril, Estreito de Cingapura, Portland Firth, etc. (até 4 metros). A formação de ondulações geralmente está associada à interação de dois contrafluxos de água (Fig. 4.36a.). Nesse caso, formam-se vórtices na zona frontal, emergindo à superfície na forma de ondas aleatórias, e quanto maior a velocidade do fluxo, maior será a energia dessas ondas.
Suloi também pode aparecer como resultado de um fluxo que entra em águas rasas. Neste caso, formam-se grandes gradientes de velocidade no fluxo de água, descontinuidades de fluxo, vórtices e, como consequência, ondas na superfície (Fig. 4.36b).
As ondulações atingem seu maior tamanho durante as velocidades máximas das correntes de maré. Esta dependência dos suloi da natureza da maré permite que sejam previstos de forma muito confiável.
Suloi é muito perigoso para a navegação. Os navios que passam pelas ondas experimentam um rolamento desagradável e desordenado, saem do curso e uma onda alta pode arrancar mecanismos e equipamentos salva-vidas de suas fixações. Atravessar essas áreas por pequenas embarcações ameaça-os de morte.
Quando a água do mar tem um salto de densidade em qualquer profundidade, ondas chamadas ondas internas podem surgir na fronteira entre a camada superior menos densa e a camada inferior com uma densidade acentuadamente aumentada.
As ondas internas podem ter altura várias vezes maior que as ondas superficiais (até 90 m, período de até 8 minutos).
Quando as ondas internas são excitadas, observa-se um fenômeno conhecido como “água morta”.
Um navio em águas mortas perde velocidade e pode permanecer quase no lugar quando o maquinário está totalmente operacional.
Ao seguir “águas mortas” em estado calmo, a superfície do mar adquire um aspecto inusitado. As ondas transversais aumentam muito atrás da popa, e uma onda enorme aparece na frente do navio, que o navio é forçado a empurrar. Em “águas mortas”, ocorrem quase os mesmos movimentos das ondas que quando um navio se move em águas rasas. Se a velocidade do navio coincide com a velocidade de propagação das ondas internas livres, então durante seu movimento o navio cria não apenas ondas comuns de navio na superfície da água, mas também gera ondas na interface de duas camadas - a “luz ”superiores e inferiores “pesados”. A onda ocorre quando a camada de interface está localizada aproximadamente na profundidade da quilha. Nesse caso, as massas de água da camada superior, com espessura igual ao calado da embarcação, movem-se na direção oposta e provocam uma perda de velocidade do navio, a resistência das ondas aumenta muito, pois o navio tem que “arrastar-se”; a onda que surgiu de repente. Este fenômeno explica a “água morta”.
O fenômeno da “água morta” ocorre em todos os lugares próximos aos estuários grandes rios- Amazonas, Orinoco, Mississippi, Lena, Yenisei, etc. Mas é especialmente observado nos fiordes noruegueses e nos mares árticos em clima calmo de primavera durante o derretimento do gelo, quando uma camada relativamente fina de água quase doce está localizada acima de altamente salino e água do mar densa.
As ondas internas representam uma séria ameaça à navegação subaquática. Isso também se manifesta no impacto físico direto das ondas internas, das ondas internas submarinos, e indiretamente - complicando as condições de passagem do som na água.
Um estudo aprofundado da estrutura das grandes correntes oceânicas revelou que estes fluxos estão longe de ser um “rio com margens líquidas”, como se pensava anteriormente. Descobriu-se que as correntes consistem em vários jatos alternados movendo-se em velocidades diferentes. Além disso, na Corrente do Golfo foi medida uma velocidade de 2,7 m/s (5,2 nós). Além disso, descobriu-se que existem contracorrentes estreitas em ambos os lados do fluxo principal (podem atingir 2 nós).
Outro veio à tona recurso interessante correntes: os riachos se curvam no espaço, formando curvas - como meandros de rios. Os meandros, aumentando de tamanho, movem-se com a corrente e, às vezes, separam-se dela e movem-se de forma independente. Os meandros separados formam vórtices de vários tamanhos. À esquerda do fluxo geral, os vórtices giram no sentido horário, à direita - no sentido anti-horário. A velocidade atual nesses redemoinhos é de até 2,0 nós.
As observações mostraram que, por exemplo, no campo da Corrente do Golfo, 5 a 8 pares de ciclones e anticiclones são formados por ano. Os ciclones mais desenvolvidos da Corrente do Golfo têm um diâmetro de até 200 km e capturam uma camada de massas de água quase até o fundo do oceano (2.500-3.000 m). Os ciclones da Corrente do Golfo derivam geralmente para sudoeste a velocidades de até 3 milhas por dia.
A abertura de vórtices tem grande importância para navegação em mar aberto. O sistema de circulação de vórtices é o verdadeiro campo de correntes que afeta um navio localizado no oceano. Ao passar por áreas com correntes constantes marcadas em mapas e atlas hidrometeorológicos, os navegadores devem estar cientes de que a variabilidade real das direções e velocidades das correntes e, portanto, a deriva real da embarcação, pode diferir muito da direção direcional da corrente.
Muitos navegadores notaram que muitas vezes, especialmente em latitudes tropicais, à noite, o brilho da água fluindo na proa do navio é claramente visível; A água fervente nas laterais brilha, fluindo ao redor do casco, uma faixa de luz rodopiante, gradualmente estreitando-se e desaparecendo, forma-se atrás da popa. O brilho da água destaca a costa, as rochas, os recifes, os baixios, as bóias, os navios e os molhes contra o fundo geral do mar.
Como descobriram os hidrobiólogos, o brilho do mar é causado principalmente pela bioluminescência organismos marinhos. O mais comum é o brilho cintilante ou bruxuleante de várias criaturas planctônicas unicelulares e multicelulares, variando em tamanho de dezenas de mícrons a vários milímetros. Quando existem muitos desses seres luminosos, pontos individuais de luz se fundem em um brilho irregular. Esse brilho ocorre quando os organismos ficam irritados mecanicamente, por exemplo, quando animais e peixes se movem, quando um remo atinge a água ou quando expostos a produtos químicos.
Durante muito tempo, os marinheiros que voltavam dos mares tropicais do Sudeste Asiático falaram que encontraram gigantescas rodas luminosas, com vários quilômetros de diâmetro, girando em alta velocidade na superfície do mar. Os marinheiros da Europa Ocidental apelidaram-nos de “carrossel do diabo”; no Oriente são chamados de “rodas de Buda”.
A formação de vórtices de pequena escala pode ser considerada uma explicação para estes fenômenos. Tais vórtices e redemoinhos surgem nas bordas das correntes, na junção de fluxos de direções diferentes de qualquer origem, onde a profundidade é rasa, as correntes de maré são fortes e surgem ondas internas.
Ventos caindo
O nome geral “ventos decrescentes” inclui ventos costeiros observados no sopé de alguns mares; esses ventos em vários locais têm nomes diferentes: secador de cabelo, bora, mistral, sarma. Eles estão unidos por qualidades como surpresa, grande força e natureza do impacto nos navios. Muitos navios sofreram acidentes durante o bora perto da costa de Novaya Zemlya, na costa da Groenlândia, e nos ancoradouros de grandes portos como Trieste, Marselha e Novorossiysk.
A velocidade dos ventos que caem atinge 40 metros por segundo na superfície do mar e com rajadas de 50-60. Naturalmente, representam um grande perigo para a navegação costeira, para a atracação dos navios nos ancoradouros e nos cais e para a operação dos portos.
Ao estudar esse fenômeno, os pesquisadores notaram que a bora geralmente ocorre no inverno, e nas áreas onde as montanhas costeiras margeiam uma planície bastante alta, que fica muito fria no inverno. Uma área geralmente se forma acima da planície alta pressão, enquanto a região ciclônica permanece sobre o mar. Isto cria grandes gradientes horizontais que movem enormes massas de ar frio. Devido à ação da gravidade, a velocidade do movimento do ar aumenta acentuadamente à medida que passa pela crista.
A rápida queda do ar frio na superfície das baías cria ondas fortes na zona costeira em temperaturas abaixo de zero, respingos de água causam congelamento de navios e instalações portuárias; A armadura de gelo atinge até 4 metros, o que muitas vezes causa consequências catastróficas. Verticalmente, o bora se estende por 200-300 metros e horizontalmente - a apenas alguns quilômetros da costa.
O mecanismo de formação do secador de cabelo é ligeiramente diferente. Próprio nome o vento "fen" (quente) dá a chave para a compreensão da natureza do fenômeno. Foi estabelecido que o foehn é formado devido a uma diferença significativa entre a pressão atmosférica no interior e no mar. Quando um ciclone passa sobre o mar perto da costa, quando um núcleo de alta pressão permanece no interior, o campo de pressão forma fluxos de massas de ar direcionadas da terra para o mar. E se houver montanhas no caminho dessas correntes, então as massas de ar, acumuladas atrás da cordilheira, começam a subir lentamente. À medida que o ar sobe, a temperatura do ar cai e a umidade aumenta gradativamente e atinge o máximo em determinado ponto.
No topo da serra, onde o ar está supersaturado com vapor d'água, ele começa a se condensar, formando um banco de nuvens que cobre toda a cordilheira - surge uma característica “parede foehn”. Dessa altura, o ar corre para o mar, esquentando, então chega ao litoral com mais Temperatura alta e baixa umidade.
Às vezes, sob condições climáticas apropriadas, formam-se vórtices atmosféricos de pequena escala - tornados (ou como às vezes são chamados - tornados, coágulos sanguíneos, tufões).
Um tornado comum é formado da seguinte forma: como resultado de intensas correntes de ar ascendentes, a borda de uma nuvem formidável começa a subir, girando horizontalmente em torno de um eixo paralelo ao limite da nuvem - um pequeno rotor é formado. O rotor, girando rapidamente, abaixa uma extremidade (geralmente a esquerda ao longo do movimento da nuvem) até o solo em forma de funil. Este funil - o principal componente de um tornado - é um vórtice espiral que consiste em ar em rotação extremamente rápida.
A cavidade interna do funil, com diâmetro que varia de vários metros a várias centenas de metros, é um espaço limitado por paredes; está quase claro, sem nuvens, às vezes pequenos relâmpagos de parede a parede; o movimento do ar nele enfraquece. A pressão aqui cai drasticamente - às vezes em 180-200 MB. Uma queda de pressão catastroficamente rápida causa um efeito peculiar; Objetos ocos, em particular casas, outros edifícios, pneus de automóveis, explodem quando entram em contato com um funil de tornado.
Não há medições diretas da velocidade do vento em tornados: nem um único dispositivo pode suportar enormes acelerações. No entanto, os especialistas na resistência dos materiais calcularam estas velocidades com base na natureza da destruição e dos acidentes: até 170-200 m/s, e por vezes até 350-360 m/s – mais do que a velocidade do som.
A vida útil de um tornado varia de vários minutos a várias horas.
A velocidade com que os tornados se movem também é diferente. Às vezes a nuvem se move muito lentamente, quase fica parada, às vezes corre em alta velocidade. Meteorologistas determinam velocidade média O movimento dos tornados é de 40-60 km/h, mas às vezes essa velocidade chega a 200 km/h. Durante seu movimento, um tornado percorre uma distância média de 20 a 30 km. No entanto, casos de tornados que passam de 100 a 120 km não são incomuns.
As trombas d'água marinhas geralmente se originam em grupos de uma única nuvem-mãe. Eles geralmente se formam e atingem sua maior força perto de nuvens cumulonimbus de tempestade. Às vezes eles acompanham ciclones tropicais.
Os tornados são visíveis a uma distância bastante grande e são facilmente detectados na tela do radar e, portanto, ao perceberem a aproximação dessa formação natural, os navegadores devem tomar medidas para evitá-la.
Há muito que se observam fenómenos raros mas muito perigosos no mar: - perda de flutuabilidade durante a erupção de vulcões subaquáticos, dos quais existem muitos nos oceanos (isto cria uma mistura água-ar) ou devido à fuga de gás do fundo do mar.
CONCLUSÃO
Concluindo, devemos relembrar a regra básica de um marinheiro - não há nada secundário no mar . Num determinado momento específico, num determinado local, o efeito de qualquer fator natural pode se manifestar mais fortemente, resultando em consequências - até mesmo em uma catástrofe.
Portanto, o capitão deve sempre "considere seu lugar mais próximo do perigo" não apenas no sentido literal de navegação, mas também levando em consideração todas as outras condições de navegação. Mesmo o simples conhecimento do próprio factor de influência destes fenómenos na navegação, e mais ainda uma avaliação qualitativa do efeito, permite-nos minimizar possíveis consequências negativas.
As correntes decorrentes do vento sudoeste causam um aumento significativo de água na Baía de Taganrog. Após a cessação do vento, fortes correntes de compensação com velocidades de até 1,5 nós ou mais se estabelecem na baía por algum tempo. (Localização do Mar de Azov)
Em todos os mapas de marés, atlas e tabelas de correntes de maré, as correntes de maré periódicas são especialmente marcadas ou mostradas diretamente. Na prática, as correntes de maré são o único tipo de movimento periódico da água cuja natureza é conhecida e o seu cálculo e previsão não causam dificuldades.
Mas, via de regra, apesar da indicação exata da velocidade e direção da corrente das marés em um mapa ou tabela, os valores dessas grandezas nem sempre coincidem com os reais. O fato é que as correntes de maré são calculadas filtrando e excluindo a componente não periódica, mas esta pode ser dezenas de vezes maior que a velocidade da corrente periódica e mudar sua direção até para o oposto. É excluído do cálculo apenas porque o valor deste componente é difícil de calcular antecipadamente.
A principal razão para a ocorrência de correntes não periódicas é o vento. Todas as mudanças na velocidade e direção do vento em cada ponto do mar, a heterogeneidade espacial e temporal do campo de vento sobre a área de água são refletidas instantaneamente no campo de correntes de toda a bacia. Portanto, as correntes de vento são as mais difíceis de calcular.
No capítulo "Flutuações não periódicas do nível do mar", nos detivemos um pouco na teoria das correntes de deriva de Ekman. Em 1905, ao resolver o problema das correntes de vento em mar aberto, Ekman fez uma série de suposições importantes. Ele aceitou que: a) a água é incompressível, sua densidade é constante; b) ondas e ondas, não ocorre água e a superfície do mar é horizontal; c) a profundidade do mar é infinitamente grande. Tendo resolvido as equações iniciais do movimento da água, Ekman chegou às conclusões que já discutimos sobre as correntes de vento, que em geral concordam bem com os dados de numerosas observações em mar aberto.
Contudo, perto da costa, ou seja, onde a navegação é mais difícil, os pressupostos básicos da teoria de Ekman não são cumpridos, ou seja, esta teoria não é aplicável a fenómenos que ocorrem na zona costeira do mar. O quadro ideal pintado pelo matemático começa a mudar.
Como resultado da transferência de água para a costa, o nível do mar sobe (ou desce quando a água escoa). Isso cria uma inclinação da superfície nivelada, o que causa um fluxo chamado gradiente. Da teoria das correntes de deriva, segue-se que a direção do fluxo da água em relação à direção do vento depende fortemente da profundidade da água naquele local. A uma profundidade suficientemente grande perto da costa, uma onda ou onda e, portanto, uma corrente gradiente, ocorre apenas se o vento sopra num determinado ângulo em relação à costa, uma vez que no fundo do mar o fluxo total numa corrente de deriva é dirigido para o direita em relação ao vento (ver Fig. 1). Obviamente, em condições de grande profundidade, ondas ou derivas não ocorrem perto da costa se o vento soprar perpendicularmente à costa. Por outro lado, a onda atinge seu valor máximo quando o vento sopra ao longo da costa localizada à direita (quando se olha na direção do vento).
De acordo com isso, a velocidade do fluxo gradiente também muda. Esta corrente na zona costeira cobre toda a espessura da água desde a superfície até ao fundo, sobreposta à corrente de deriva. Como resultado, surge a chamada corrente costeira total, cuja velocidade é determinada como a soma geométrica das velocidades do gradiente e das correntes de vento.
Perto da margem profunda e íngreme há um padrão de corrente mostrado na Fig. 3. Numa camada de água de espessura D, desenvolve-se uma corrente de superfície, que é a soma das correntes: uma corrente de vento que varia com a profundidade e uma de gradiente constante. Abaixo da profundidade D, a velocidade da corrente de deriva é praticamente zero, e até a profundidade D, os fluxos da corrente profunda são determinados apenas pelo gradiente de nível: aqui é observada uma corrente puramente gradiente direcionada ao longo da costa.
Na camada inferior da profundidade D" até o fundo, a velocidade da corrente começa a diminuir e o fluxo se desvia para a esquerda da direção da transferência geral da água. Nesse caso, a topografia do fundo tem um efeito significativo na velocidade da água . Devido ao atrito entre o fundo e a água, seu fluxo é retardado.
Em condições naturais, via de regra, não existe costa em forma de parede, principalmente aquela com grande profundidade nas proximidades. Portanto, o quadro real das correntes de vento próximas à costa, segundo observações dos oceanologistas, é diferente.
Arroz. 3.
1 – corrente superficial; 2 – corrente profunda; 3 – corrente inferior
Em primeiro lugar, o ângulo de desvio da corrente do vento em relação à direção do vento não permanece constante, mas depende da profundidade do mar e da força do vento. Com a diminuição da profundidade (com uma força de vento constante), o ângulo a de desvio da direção da corrente em relação à direção do vento diminui, a direção da corrente se aproxima da direção do vento. A uma profundidade constante do mar, o ângulo a diminui com o aumento da força do vento.
Arroz. 4.
Arroz. 5. Mudança no ângulo a do desvio da direção das correntes superficiais (a) e do coeficiente de vento K (b) dependendo da direção do vento em relação à costa e da distância dela (zona profunda)
Em segundo lugar, a velocidade da corrente com a mesma força do vento aumenta com a diminuição da profundidade da água num determinado local. Para conveniência dos cálculos práticos, os oceanologistas introduziram o conceito de coeficiente de vento K, que é a razão entre a velocidade v t da corrente de superfície e a velocidade v vento do vento que a causou. As observações acima mostraram que os valores de K e a também dependem fortemente do azimute do vento, ou seja, da direção que o vento tem em relação à costa, se contado no sentido horário a partir da normal à costa (quando visto do mar) , e se a costa é profunda ou rasa na área. Em profundidades de 35 a 40 m o mar já pode ser considerado profundo;
Na Fig. 4 e 5 fornecem os valores do ângulo a do desvio da direção das correntes superficiais da direção do vento e do coeficiente de vento K em vários azimutes do vento, respectivamente, para a zona de águas rasas e a costa profunda. É interessante que com ventos soprando ao longo da costa ou em direção próxima a ela, o coeficiente do vento atinge seus valores máximos. O quadro oposto é observado com ventos soprando normalmente para a costa ou vindos da costa. Neste caso, o coeficiente do vento apresenta valores mínimos. Estudos mostraram que a largura da zona de influência da costa nas correntes eólicas, em casos raros, ultrapassa 35 milhas. Deve-se notar que ao calcular os valores do coeficiente de vento mostrado na Fig. 4, 5, a velocidade do vento é expressa em metros por segundo e a velocidade atual em centímetros por segundo.
Os resultados apresentados foram obtidos principalmente para ventos de força média (4 - 7 pontos), porém, constatou-se que os valores do coeficiente do vento são praticamente independentes da força do vento, e o ângulo a diminui apenas ligeiramente com o aumento do vento. Conseqüentemente, esses gráficos podem ser usados em qualquer velocidade do vento - até mesmo em velocidades de tempestade. Somente com ventos muito fracos (1 - 2 pontos) pode-se esperar algum erro na determinação dos valores de K e a nos gráficos, mas com tais ventos as correntes não têm interesse prático devido às suas baixas velocidades.
As alterações nos valores do coeficiente de vento K e do ângulo a para diferentes durações de ação do vento merecem maior atenção. Numerosas observações do desenvolvimento das correntes na zona costeira do mar levaram à conclusão de que nas zonas de águas rasas o tempo para estabelecer a velocidade é muito mais longo do que nas zonas de águas profundas: o intervalo de tempo necessário para o pleno desenvolvimento da velocidade da corrente na zona de águas profundas é de 3 a 4 horas, enquanto em águas rasas chega a 16 a 18 horas. Na Fig. 6 coeficiente T caracteriza a relação entre a velocidade do fluxo instantâneo e a velocidade do fluxo constante. Surpreendentemente, o tempo que leva para a velocidade atual atingir o seu valor máximo não depende da velocidade do vento.
Arroz. 6.
Arroz. 7.
e onda „ - a velocidade de propagação das ondas; v – velocidade do movimento portátil
Dados na Fig. 4 -- 6 os valores de K, a, T foram obtidos para o Mar Báltico, portanto, em relação a outras bacias marítimas, devem ser utilizados com certa cautela, mas padrões gerais fenômenos são característicos de todos os mares rasos. Esses padrões podem ser formulados da seguinte forma: na superfície, os fluxos de água são direcionados ao longo do vento e são determinados pela própria corrente do vento, e na camada inferior - contra o vento e são determinados pela corrente gradiente. Para a costa profunda, a onda principal ou onda é criada pelo vento que sopra ao longo da costa. Para uma costa rasa, o vento que sopra paralelo à costa não cria uma inclinação nivelada e correntes gradientes. A onda máxima e as correntes gradientes por ela causadas são observadas quando o vento sopra perpendicularmente à costa.
Uma certa porção da corrente costeira total também é contribuída pelo fluxo das ondas - o movimento portátil da massa de água na camada superficial causado pelas ondas do vento. O fluxo das ondas é direcionado ao longo da direção de propagação das ondas de vento. A razão de sua ocorrência é a natureza circular das trajetórias das partículas de água em uma onda de vento real (Fig. 7). A velocidade de transporte da água é a mesma para todas as partículas situadas na mesma profundidade; depende da altura e do período das ondas e decai muito rapidamente com o aumento da profundidade. Portanto, as correntes nas camadas superficiais da água próximas à costa são uma composição complexa de muitos fatores.
O relevo da zona costeira, a presença de ilhas e depressões não são de pouca importância. Assim, os marinheiros mais de uma vez tiveram que lidar com um fator, à primeira vista, surpreendente. Quando o vento sopra do mar perto das ilhas, o nível da água desce não só a sotavento, mas também a barlavento. Este fenómeno aparentemente paradoxal explica-se de forma bastante simples: o vento conduz toda a água da zona do mar onde se situam estas ilhas para outras costas de barlavento, ou seja, a água é redistribuída não só perto das ilhas em questão, mas por todo o lado. todo o reservatório.
É claro que ao navegar perto de ilhas é muito importante conhecer as direções e velocidades das correntes. Em áreas rasas, com o transporte geral da água pelo vento, as ilhas fluem por todos os lados, como um obstáculo normal. As velocidades e direções dos fluxos de água perto da costa da ilha dependem da profundidade do mar, do tamanho e configuração da ilha e da sua localização em relação ao fluxo. As mudanças nas correntes ocorrem diretamente perto da ilha.
Em tempo tempestuoso, os comandantes dos barcos não se arriscam a navegar perto de ilhas em águas rasas. Navegar no oceano, onde grandes ilhas podem servir de abrigo natural contra ondas de tempestade, é uma questão diferente. Na verdade, no lado de sotavento da ilha você pode se proteger com segurança de uma forte tempestade.
Mas há que ter em conta que as observações oceanográficas efectuadas indicam a existência de uma circulação anómala fechada em torno das ilhas oceânicas. Por exemplo, a direção das correntes em torno das ilhas de Taiwan, Islândia e Ilhas Curilas é oposta à direção da circulação geral da água na área adjacente do oceano. Uma das razões que levam à ocorrência de tal circulação anômala é a vorticidade do campo de vento sobre uma grande área oceânica. Na maioria dos casos, a circulação anômala das correntes em torno de uma ilha no hemisfério norte é direcionada no sentido horário, ou seja, é de natureza anticiclônica, enquanto a circulação geral na área oceânica que inclui a ilha é direcionada no sentido anti-horário.
A vorticidade e heterogeneidade do campo de vento no espaço e as mudanças na intensidade e direção do vento de acordo com as estações do ano levam ao aparecimento em certas áreas do mar de formações de circulação local que diferem em direção das correntes ao longo o mar. São as correntes formadas pela influência das brisas e dos ventos das monções. O tempo de sua ação e a direção dos fluxos são determinados pelo período e velocidade do vento. Esses mesmos ventos periódicos podem causar fenômenos mais interessantes.
Um exemplo é a circulação anómala na parte sudeste do Mar Negro. As correntes de superfície no Mar Negro, como em todos os mares do hemisfério norte, são mais frequentemente direcionadas no sentido anti-horário e, pressionando a costa, cobrem uma zona costeira com aproximadamente 20 milhas de largura. A principal razão para a ocorrência de tais correntes é o sistema de ventos sobre o mar e o intenso fluxo das águas dos rios.
Na parte sudeste do Mar Negro, em 1937, foi descoberta uma corrente circular na direção oposta, ou seja, no sentido horário. Seu centro está localizado a aproximadamente 40-50 milhas de Batumi e está em contato próximo com a corrente costeira. Um estudo detalhado mostrou que o fluxo possui propriedades interessantes. Em primeiro lugar, trata-se de um sistema de correntes em que no verão a temperatura da camada superficial da água é muito mais elevada e a camada intermédia é mais baixa do que a temperatura média da água ao longo do troço de Batumi a Yalta. A salinidade da água aqui está abaixo da média.
A intensificação da actividade tempestuosa sobre o Mar Negro contribui para o fortalecimento da corrente costeira, por um lado, e provoca um enfraquecimento das correntes na região anticiclónica, por outro. No inverno, período de máxima intensidade da atividade atmosférica, os ventos de nordeste provocam uma intensificação da corrente ciclônica costeira.
Se águas com baixas temperaturas e salinidade subirem à superfície, a circulação anticiclônica pode desaparecer, surgindo neste local uma circulação ciclônica. Assim, a direção do fluxo aqui torna-se oposta. No entanto, a região anticiclônica no verão é expressa nesta área de forma muito mais acentuada (a velocidade da corrente atinge 1,5 nós) do que a região ciclônica no inverno (a velocidade da corrente não excede 0,4 nós).
As correntes de deriva que surgem no mar sob a influência da circulação atmosférica são um fenômeno extremamente difícil de estudar. Uma mudança no padrão das correntes mesmo em um corpo d'água muito pequeno ocorre sob a influência da heterogeneidade do campo de vento, diferentes profundidades, configuração das margens, presença de ilhas e margens, etc., portanto, para pesquisa é é necessário realizar simultaneamente um grande número de observações em diferentes pontos da bacia. Essa pesquisa requer um grande número de embarcações, instrumentos e pessoas.
Dadas estas dificuldades na realização de observações científicas, os oceanólogos optaram por utilizar modelos matemáticos para calcular as correntes de vento. Os fluxos de água no mar são descritos por um sistema de equações hidrodinâmicas, que são resolvidas para um grande número de nós de uma grade regular, “inscritos” no contorno geográfico do mar. Este sistema permite definir e levar em consideração a velocidade do vento em cada ponto do mar, a profundidade, os fluxos nos limites líquidos (nos estreitos) e o nível nos limites sólidos (perto da costa).
Os cálculos são realizados em computadores modernos com intervalos de tempo de 5 a 10 minutos. A distância entre os nós da rede adjacentes é de vários quilômetros, ou seja, cobre densamente toda a área marítima. Isto torna possível capturar com precisão as mudanças nas correntes marítimas e nos níveis da água perto da costa.
No entanto, a complexidade das equações e o grande número de parâmetros iniciais e de contorno especificados levam ao fato de que o tempo de cálculo é longo, mesmo em computadores modernos de alta velocidade com grandes quantidades de memória. São 5-6 horas para uma situação de vento, por exemplo, numa bacia como o Mar de Azov. É claro que tais esquemas de cálculo não são utilizados para efeitos de previsão atual. Além disso, o cálculo deve ser baseado em uma previsão de vento, que possui erro próprio. Portanto, esquemas de cálculo são amplamente utilizados na determinação das características do regime das correntes: para isso, são utilizadas características médias mais razoáveis do fluxo de vento como campos de vento. Os padrões atuais calculados são publicados em atlas, livros de referência e mapas hidrometeorológicos.
Mas voltemos à circulação costeira. Como já estabelecemos, como resultado da ação do vento e do transporte das ondas, as correntes resultantes podem provocar um aumento do nível das águas perto da costa. À medida que o nível da água aumenta, começam a desenvolver-se as chamadas correntes de compensação, dirigidas a partir da costa, cuja velocidade aumenta com o aumento do nível da água. Essas correntes compensatórias são como um elo que fecha o ciclo de movimentação das massas de água. Em última análise, ocorre um estado estacionário em que a quantidade de água que flui para a costa é igual à quantidade de água que sai do mar.
A compensação por surtos na natureza pode ocorrer de duas maneiras: na forma de contracorrentes e correntes de retorno. Hipoteticamente, uma contracorrente pode ser pensada assim: uma corrente de superfície formada pelo vento que sopra em direção à costa cria um aumento na água perto da costa. A diferença de pressão resultante desta subida do nível da água força a água no horizonte inferior a mover-se da costa em direção ao mar aberto.
Arroz. 8.
a - próximo a obstáculos naturais; b - com fluxos multidirecionais
Em condições reais de mar raso, as contracorrentes são entendidas não como fluxo reverso em sua forma pura, mas como a tendência de transferência reversa de partículas de água que é criada pela inclinação do nível, ou seja, a diferença de pressão cria um obstáculo ao movimento da água para frente durante a onda: ela diminui a velocidade e pode parar completamente. Se considerarmos a zona costeira como um todo, então esta ideia é bastante aceitável, mas na zona costeira é violada pelo efeito das correntes de retorno.
As correntes de retorno, ao contrário das contracorrentes compensatórias, são fluxos pronunciados e estreitamente localizados que podem cobrir toda a coluna de água da superfície ao fundo. Na natureza, são observados na forma de jatos estreitos, desaparecendo à medida que se afastam da costa.
A principal razão para a ocorrência de correntes de retorno é a tortuosidade da costa e o desnível da onda de água ao longo da costa. Neste caso, durante o processo de onda, cria-se um forte fluxo ao longo da costa: a água acumula-se na topografia irregular do fundo, perto de cabos e espetos, que são obstáculos naturais ao seu movimento. Nestas zonas forma-se um troço de nível elevado, e no momento em que a força provocada pela diferença de níveis perto da costa e no mar ultrapassa a força do fluxo, ocorre uma corrente de retorno (Fig. 8, a) . Na verdade, na natureza, as correntes de retorno são, na maioria dos casos, observadas em pontos salientes da costa. Ao mesmo tempo, perto de costas rasas, o padrão de ocorrência de contracorrentes pode ser diferente: a complexidade da topografia da encosta costeira submarina, mesmo perto de uma costa com costa regularmente recortada, leva ao facto de a direcção das correntes ao longo da costa ser não é o mesmo em secções adjacentes da costa. Surgem fluxos multidirecionais que, quando se encontram, criam correntes de retorno (Fig. 8.6).
As correntes de retorno são detectadas com relativa facilidade pela turbulência nos limites de seus poderosos jatos, quebras na linha de ondas costeiras e turbidez nitidamente visível da parte principal. Em profundidades rasas, as correntes de retorno capturam toda a espessura da água, da superfície ao fundo. Em grandes profundidades, como todas as correntes residuais, elas passam para as camadas superficiais. As velocidades máximas das correntes de retorno na superfície são de aproximadamente 1 metro por segundo.
A intensidade da corrente de retorno é fortemente influenciada pelo indicador de concavidade da baía ou baía (a relação entre o seu comprimento e a largura da seção de entrada). Quanto maior este indicador, maior será a onda de vento, o que significa que o jato da corrente de retorno é mais potente e, portanto, penetra mais profundamente no mar.
Devido à sua localização e altas velocidades, estas correntes representam um sério perigo para os navegantes da zona costeira. Um navio que se encontra na zona de correntes de retorno pode ser desviado do curso e, ao se mover ao longo da costa ao longo de um canal de navegação, pode ser jogado na borda. Esses fatores devem ser levados em consideração ao navegar em áreas perigosas do ponto de vista das condições de formação de correntes de retorno.
E outro perigo é representado pelas correntes de retorno: em algumas áreas essas correntes são observadas na forma de fortes jatos de correntes de fundo, sua velocidade chega a 10 metros por segundo. Ao mesmo tempo, o fluxo de fundo suaviza o terreno irregular, mesmo em rochas fortes, e com o tempo produz trincheiras que se estendem da costa por vários quilômetros, causa rupturas no corpo subaquático ao longo dos diques costeiros e destrói as paredes dos canais de navegação. . Essas mudanças abruptas pós-tempestade na morfologia das áreas costeiras interferem no padrão estabelecido de movimento de sedimentos e levam à formação de baixios e bancos nos locais mais inesperados.
Por fim, nos mares e oceanos, além das correntes eólicas, podem existir correntes causadas pelos processos de penetração da água através da interface água-ar. Essas correntes, chamadas correntes de superfície, são determinadas principalmente por precipitação, evaporação e condensação. A própria velocidade dessas correntes, via de regra, não ultrapassa 1 a 2 centímetros por segundo, ou seja, não é um obstáculo à natação, mas tais correntes servem como uma espécie de gatilho para outros fenômenos.
Em particular, em tempo calmo, estas correntes contribuem para a intensa mistura das águas e a formação de massas de água com diferentes densidades. Depois disso, a força mais poderosa do movimento da água no oceano – a força do gradiente de densidade – entra em ação e surge a circulação em grande escala, que envolve grandes e pequenas massas de água.
Quando a massa de água aumenta ou diminui em um corpo d'água conectado a outro estreito, surgem fortes correntes nessa estreiteza. Por exemplo, em condições reais de precipitação e evaporação no Mar de Azov, devido a mudanças na diferença nos níveis de água entre os mares de Azov e Negro no Estreito de Kerch, as correntes podem surgir a velocidades de 20 a 30 centímetros por segundo , o que representa um perigo para a navegação. No passado recente, até 5 bilhões de metros cúbicos evaporavam anualmente na baía de Kara-Bogaz-Gol, e o fluxo compensatório de água no estreito de mesmo nome atingia uma velocidade de 2,5 metros por segundo.
Consequentemente, tais processos não podem ser ignorados quando se segue ao longo da costa perto dos braços estreitos de grandes baías e estuários.
As flutuações das marés no nível do oceano são acompanhadas pelo movimento horizontal das massas de água, que é chamado de corrente de maré. Portanto, o navegador deve levar em consideração não apenas as mudanças nas profundidades, mas também a corrente das marés, que pode atingir velocidades significativas. Em áreas onde há marés altas, o comandante do barco deve estar sempre atento à altura da maré e aos elementos da corrente de maré.
As marés permitem que navios de grande calado entrem em alguns portos localizados em baías rasas e estuários.
Em alguns locais, as marés são intensificadas por fenômenos de maré, o que leva a um aumento ou diminuição significativa do nível, o que por sua vez pode levar a acidentes de navios em operação de carga nos berços ou no ancoradouro.
A natureza e a magnitude das marés no Oceano Mundial são muito diversas e complexas. A magnitude da maré no oceano não ultrapassa 1 m Nas zonas costeiras, devido à diminuição da profundidade e à complexidade da topografia do fundo, a natureza das marés muda significativamente em comparação com as marés em mar aberto. Ao longo de margens retas e cabos que se projetam para o oceano, a maré flutua entre 2-3 m; na parte costeira das baías e com litoral fortemente recortado, atinge 16 m ou mais.
Por exemplo, na Baía de Penzhinskaya (Mar de Okhotsk) a maré atinge 13 m. Nas costas soviéticas do Mar do Japão, sua altura não excede 2,5 m.
Nos mares, a altura da maré depende do tipo de ligação que um determinado mar tem com o oceano. Se o mar se estende profundamente na terra e tem um estreito e raso com o oceano, então as marés são geralmente pequenas.
No Mar Báltico, as marés são tão pequenas que são medidas em centímetros. A altura da maré em Calais é de 7 cm, no Golfo da Finlândia e em Bótnia cerca de 14 cm e em Leningrado cerca de 5 cm.
Nos mares Negro e Cáspio, as marés são quase imperceptíveis.
No Mar de Barents, as marés são semidiurnas.
Na Baía de Kola atingem 4 m, e perto das Ilhas Iokan - até 6 m.
No Mar Branco as marés são semidiurnas. A altura da maré mais alta é observada na costa de Tersky, na garganta do mar, onde no farol de Oryol chega a 8,5 m, e na Baía de Mezen - até 12 m. ; Assim, em Arkhangelsk é cerca de 1 m, em Kemi - 1,5 m, e em Kandalaksha - 2,3 m.
Um maremoto, ao penetrar na foz dos rios, contribui para as oscilações dos seus níveis e também afeta significativamente a velocidade do fluxo da água na foz. Assim, muitas vezes a velocidade da corrente da maré, dominando a velocidade do rio, muda o fluxo do rio para a direção oposta.
Os ventos têm uma influência significativa nos fenómenos de maré.
Um estudo abrangente e contabilização dos fenômenos das marés é de grande importância para a segurança da navegação.
A corrente que é direcionada na direção do movimento do maremoto é chamada de maré, o oposto é chamado de vazante.
A velocidade das correntes de maré é diretamente proporcional à magnitude da maré. Consequentemente, até certo ponto, a velocidade das correntes de maré em sizígia será significativamente maior do que a velocidade em quadratura.
Com o aumento da declinação da Lua, assim como a Lua se move do apogeu para o perigeu, a velocidade das correntes de maré aumenta.
As correntes de maré diferem de todas as outras correntes porque capturam toda a espessura das massas de água da superfície ao fundo, reduzindo apenas ligeiramente a sua velocidade nas camadas próximas do fundo.
Em estreitos, baías estreitas e próximas à costa, as correntes de maré têm caráter oposto (reversível), ou seja, a corrente de maré é constantemente direcionada em uma direção, e a corrente de vazante tem direção diretamente oposta à da maré.
Em mar aberto, longe da costa, e nas partes centrais de baías bastante largas, não há mudança brusca na direção da corrente das marés para a direção oposta, ou seja, a chamada mudança de correntes.
Nestes locais, é mais frequentemente observada uma mudança contínua nas direções das correntes, e uma mudança de 360° na corrente ocorre com uma maré semi-diurna em 12 horas e 25 minutos e com uma maré diurna em 24 horas e 50 minutos. Esses fluxos são chamados de fluxos rotativos. As mudanças nas direções das correntes rotativas no hemisfério norte, via de regra, ocorrem no sentido horário, e no hemisfério sul, no sentido anti-horário.
A mudança da corrente de maré para a vazante e vice-versa ocorre tanto no momento da preia-mar como no momento da maré baixa, e no momento do nível médio. Freqüentemente, uma mudança nas correntes ocorre no período entre a maré alta e a maré baixa. Quando a corrente da maré muda para vazante e fluxo, a velocidade da corrente é zero.
O padrão geral das correntes de maré é frequentemente perturbado pelas condições locais. Ter em conta a corrente das marés, conforme mencionado acima, é de grande importância para a segurança da navegação.
Os dados sobre os elementos das correntes de maré são selecionados no Atlas de Correntes de Maré e, para algumas áreas dos mares, em tabelas localizadas em cartas de navegação. Instruções gerais sobre correntes também são fornecidas nas direções marítimas.
Correntes relativamente constantes são mostradas em mapas com setas. A direção de cada seta corresponde à direção da corrente operando em um determinado local, e os números acima da seta indicam a velocidade da corrente em nós.
A direção e a velocidade das correntes de maré são quantidades variáveis e, para refleti-las no mapa com integridade suficiente, não é necessária uma seta, mas um sistema de setas - um diagrama vetorial.
Apesar da clareza dos diagramas vetoriais, eles sobrecarregam o mapa e dificultam a leitura. Para evitar isso, os elementos das correntes de maré são geralmente mostrados no mapa na forma de tabelas colocadas em espaços livres do mapa. Uma tabela completa é uma tabela que contém os seguintes dados:
Observe a maré alta relativa no ponto de maré mais próximo; a inscrição “Água Cheia”, correspondente a zero horas, é colocada no
No meio da coluna, a partir dela, em ordem crescente, estão os dígitos das horas até a cheia, e para baixo, também em ordem crescente, estão os dígitos das horas após a cheia;
Coordenadas geográficas dos pontos, geralmente designadas pelas letras A; B; EM; G, etc ; as mesmas letras são colocadas nos locais correspondentes do mapa;
Elementos das correntes: direção em graus e velocidade em sizígia e quadratura em nós (com precisão de 0,1 nós).
A determinação da velocidade e direção da corrente em um determinado momento em um determinado local de acordo com o Atlas é a seguinte.
Primeiro, o porto principal de um determinado local é determinado através do Atlas, após o que, através da Tabela de Marés (Parte I), é encontrado o horário de preia-mar mais próximo daquele determinado, e o intervalo de tempo (em horas) antes ou após o cálculo do momento de preia-mar no porto principal em relação ao momento determinado. Então, para o período de tempo calculado antes ou depois do momento da preia-mar, a direção da corrente (em graus) e a velocidade (em nós) são encontradas no Atlas.
Ao navegar, os elementos das correntes de maré devem ser determinados antecipadamente; Recomenda-se compilar uma tabela de correntes para momentos pré-calculados (após 1 hora) correspondentes às posições contáveis do navio.
Abaixo está um exemplo de tabela de correntes de maré (Tabela 7).