Основные течения Мирового океана

Название	Температурная градация	Устойчивость	Средняя скорость, см/с
Тихий океан
Северное пассатное Минданао Куросио Северо-Тихоокеанское Аляска Алеутское Курило-Камчатское (Ойясио) Калифорнийское Межпассатное (экваториальное) противотечение Южное пассатное Восточно-Австралийское Южно-Тихоокеанское Перуанское Антарктическое циркумполярное	Нейтральное Нейтральное Теплое Нейтральное Теплое Нейтральное   Холодное Холодное     Нейтральное Нейтральное Теплое Холодное Холодное   Нейтральное	Устойчивое Устойчивое Весьма устойчивое Устойчивое Устойчивое Неустойчивое   Устойчивое Неустойчивое     Устойчивое Устойчивое Устойчивое Слабо устойчивое Слабо устойчивое   Устойчивое	80 30 35 35 15 15   25 12     50 – 130 95 20 5 –   25 – 75
Индийский океан
Южное пассатное Агульясское (Игольного мыса) Западно-Австралийское   Антарктическое циркумполярное	Нейтральное   Теплое Холодное     Нейтральное	Устойчивое   Весьма устойчивое Неустойчивое     Устойчивое	–   70 –     25 – 75
Северный Ледовитый океан
Норвежское Западно-Шпицбергенское Восточно-Гренландское Западно-Гренландское	Теплое Теплое Холодное Теплое	Устойчивое Устойчивое Устойчивое Устойчивое	– – 50 –
Атлантический океан
Северное пассатное Гольфстрим Северо-Атлантическое Канарское Ирмингера Лабрадорское Межпассатное противотечение Южное пассатное Бразильское Южно-Атлантическое Бенгальское Фолклендское Антарктическое циркумполярное	Нейтральное Теплое Теплое Холодное Теплое Холодное   Нейтральное Нейтральное Теплое Нейтральное Холодное Холодное   Нейтральное	Устойчивое Весьма устойчивое Весьма устойчивое Устойчивое Устойчивое Устойчивое   Устойчивое Устойчивое Устойчивое Устойчивое Устойчивое Устойчивое   Устойчивое	25 75 50 50 – 75   75 95 25 65 25 –   25

 

 

Апвеллинг

Термин происходит от английского слова upwelling, переводящегося как «всплывание», и означает вертикальное восходящее движение воды (рис.2). Это явление играет очень большую роль в процессе обмена поверхностных и глубинных вод океана. Глубинные воды, богатые биогенными веществами, выходя к поверхности в освещенную, эвфотическую зону, дают возможность увеличить продуктивность водной массы, так как при этом возрастает количество первичной продукции. Фитопланктон в процессе жизнедеятельности переводит неорганические соединения в органические – первичную продукцию, которая служит началом дальнейшего развития биоты, первым звеном пищевых цепей. Кроме того, фитопланктон производит и кислород, обеспечивающий жизнь не только в океане, но и на всей Земле. Поэтому образно океан можно назвать «легкими планеты» – океан дает кислорода в атмосферу гораздо больше, чем леса всей суши.

Рис.2.Апвеллинг

Апвеллинги возникают в результате особой динамики вод: в открытом океане – в районах дивергенции течений, а в прибрежной зоне апвеллинги – это эффект, порождаемый сгонными ветрами.

В зонах дивергенции, где потоки расходятся в стороны, в компенсацию ушедшей воды всплывают нижние воды. Процесс идет медленно, вертикальные скорости имеют порядок 10^-5 см/с и выделить воды апвеллинга здесь трудно. Поэтому апвеллинги открытого моря очень слабо изучены.

В Тихом океане довольно отчетливо выделены зоны дивергенции: субтропическая, северная тропическая, южная тропическая и субантарктическая. Но это выделение производится лишь по системе течений, по физическим же характеристикам эти области почти не отличаются от окружающих вод.

Кроме указанных постоянных апвеллингов, в открытом океане могут существовать области временных апвеллингов, возникающих в результате воздействия рельефа дна и атмосферных барических систем. Последние, как правило, непостоянны и существуют в течение нескольких суток.

Гораздо большее значение имеют апвеллинги прибрежные. Они бывают двух типов: один связан с внешним воздействием, вызван ветром, а другой создается процессами в водах самого океана.

Ветровой апвеллинг вызывается сгоном, уходом поверхностной воды от берега в открытый океан, что понижает уровень воды у берега, и в компенсацию на поверхность выходят воды из нижних слоев. Это наиболее обычный вид апвеллинга.

Внутренние же причины, порождающие апвеллинг, – это особенности движения вод, не связанные с ветром: внутренние волны и усиление прибрежных вдольбереговых течений.

По характеру устойчивости различают квазистационарные, сезонные, синоптические и периодические (или квазипериодические) апвеллинги.

В районе апвеллинга наблюдается подразделение вод на три слоя: поверхностные, толщиной 10 – 40 м, с заметной скоростью – 10 – 30 см/с, двигающиеся от берега; подповерхностный,  с меньшей скоростью – 2 – 20 см/с, двигающийся к берегу, занимающий всю толщу воды до 30 – 10 м от дна; придонный слой с течением, сходящим к нулю у дна.

Ширина зоны апвеллинга зависит от района и факторов, создающих апвеллинг. Обычно наиболее интенсивный подъем вод происходит в полосе 10 – 30 км от берега, причем скорость вертикального потока составляет 10^-2 см/с, а глубина распространения – 25 – 50 м. Внешний край зоны апвеллинга представляет собой гидрологический фронт, формируемый большими горизонтальными градиентами солености, температуры, а также течениями.

Сложность динамической картины в апвеллинге еще усиливается существованием в тонком поверхностном слое поперечных течений, которые уходят от берега в открытый океан на десятки и даже сотни километров. Природа их не выяснена, а наблюдаются они не во всех апвеллингах.

В Мировом океане существует несколько стационарных прибрежных апвеллингов, расположенных, как правило, у западных окраин материков: в Атлантическом океане это Канарский (Западно-Африканский), Гвинейский, Бенгальский, Бразильский, Южно-Африканский. Последний можно отнести и к Индийскому океану, в котором есть еще и Сомалийский апвеллинг. В Индийском океане выделение зон апвеллинга довольно трудно, потому что в северной его части динамика вод определяется циркуляцией атмосферы, характеризующейся периодичностью смены муссонов – юго-западного и северо-восточного. Это вызывает смену направления течений. В Тихом океане существует обширный стационарный Перуанский апвеллинг, менее обширный Калифорнийский и сезонный Орегонский.

Обнаружен апвеллинг и в Северном Ледовитом океане – он расположен в море Бофорта. Этот апвеллинг характерен тем, что на поверхность из глубины поднимается не холодная, а теплая вода атлантического происхождения («теплая прослойка»). Есть основания думать, что апвеллинг есть и на северных окраинах сибирских арктических морей, где существует «великая сибирская полынья». Это наиболее вероятный путь включения тепла атлантической промежуточной прослойки в процесс теплообмена в водах Северного Ледовитого океана. Именно так отдается атлантическое тепло: ведь входит в океан вода температуры 4 – 3˚С, а выходит (Восточно-Гренландское течение) вода температуры – 1,5 – 1,9˚С.

Апвеллинги наблюдаются также и в морях. Так, в Каспийском море летом существует стационарный апвеллинг у восточного берега средней части моря. Он создан преобладающими восточными ветрами, сгоняющими поверхностную теплую воду, на смену которой поднимаются глубинные воды температуры на 2 – 4 ˚С ниже.

На Черном море, на Южном берегу Крыма, нередко возникают кратковременные ветровые апвеллинги, вызывающие понижение температуры прибрежной воды на 3 – 5 ˚С за короткие промежутки времени. Бывают понижения и на 10 ˚С, и более[2].

 

 

 

 7. Волнение

Волнение – одно из разновидностей волновых движений, существующих в океане. Это волны, вызванные воздействием ветра на поверхность моря. Кроме волнения в океанах и морях существуют другие виды волн: приливные, сейшевые, внутренние и т.п. Все волновые движения представляют собой деформацию массы воды под воздействием внешних сил. Сила может быть разовой (единичной), постоянно действующей или периодически, но в любом случае эта сила, выведя массу воды из равновесия, возбуждает в ней колебательное периодическое движение, выражающееся двояко: колеблется форма поверхности воды около поверхности покоя и колеблются отдельные частицы вокруг своих точек равновесия. Так как это колебание развивается во времени, то можно определить и скорость этих движений. Для деформации поверхности это будет скорость распространения волны, или фазовая скорость, а для частицы – скорость обращения ее вокруг точки равновесия – центра орбиты, т.е. орбитальная скорость. Это характеристика волн поступательных или прогрессивных, которые перемещаются на большие расстояния. Есть еще волны стоячие, в которых деформация происходит на месте, без распространения.

Волны разделяются на длинные и короткие. К длинным относятся волны, у которых длина значительно больше глубины места, например приливные, имеющие длину в сотни и даже тысячи километров, к коротким – ветровые размерами в десятки и сотни метров при средней глубине океана около 4 км. Существуют волны вынужденные, находящиеся непрерывно под воздействием силы, и свободные, распространяющиеся по инерции после окончания действия силы, вызвавшей их. Именно к такому виду относятся волны зыби, волны оставшиеся после прекращения ветра, вызвавшего ветровое волнение[3].

Ветровые волны

Воздействуя на поверхность воды, ветер, благодаря трению о воду, создает касательные напряжения и влекущие усилия, а также вызывает местные колебания давления воздуха. В результате на поверхности воды даже при ветре со скоростью 1 м/с образуются маленькие волны, имеющие высоту, измеряемую в миллиметрах, и длину – в сантиметрах. Эти едва зародившиеся волны имеют вид ряби. Так как существование таких волн связано с поверхностным натяжением, их называют капиллярными. Если ветер прошел над водой кратковременным порывом, то образованные им пятна ряби исчезают с прекращением ветра – поверхностное натяжение стремится сократить площадь поверхности воды. Если ветер устойчивый, то капиллярные волны, интерферируя, увеличиваются в размерах, прежде всего по длине. Рост волн приводит к их объединению в группы и удлинению до нескольких метров. Волны становятся гравитационными.

Процессы передачи энергии от воздуха к воде и начальные стадии развития волн очень сложны и недостаточно изучены.

Существенное отличие ветрового волнения от зыби состоит в том, что оно развивается под действием не двух (сила тяжести и центробежная сила), а многих сил. Добавляется влияние ветра (трение и давление). Это приводит к нарушению симметрии формы волны – передний склон становится круче заднего, следовательно, и короче его. Частицы воды приобретают поступательную скорость и, закончив один оборот, возвращаются не в точку начала движения, а оказываются чуть впереди в сторону распространения волны – орбита не замыкается. Эта асимметрия профиля, увеличение крутизны переднего склона может дойти до срыва гребня, до образования переднего барашка, беляка. Наконец, из-за того, что скорость ветра часто неравномерна вдоль фронта (гребня) волны, становится неравномерной и высота волны вдоль гребня, иначе говоря, волна оказывается не двумерной, а трехмерной. Вот такие волны и бывают в море чаще всего.

Размеры трехмерных волн тем больше, чем ветер сильнее, продолжительнее и чем больше его разгон, т.е. расстояние, которое он пробегает над водой, а это зависит от его направления. Наибольшие волнения наблюдаются в районах с частыми и продолжительными штормами. Обширные площади сильного волнения расположены в умеренных широтах, которые даже получили название «ревущие сороковые» (roaring forties). Большие волнения часты в океаническом кольце южного полушария, в районах квазистационарных атмосферных фронтов и т.д. Самые большие высоты волн – 34 м в середине северной части Тихого океана, самые большие длины – около 800 м у южных берегов Британских островов и в экваториальной части Атлантического океана. Отмечались также гигантские волны у южных берегов Африки, ставшие причиной катастроф нескольких судов, «волны-убийцы», единичные волны высотой больше 20 м. Однако в огромном большинстве случаев высоты волн не достигают и 4 м, а волны выше 7,5 м встречаются далеко не часто. Обычная длина больших волн тоже значительно меньше максимальных значений: 130 – 170 м.

Измерение элементов волн связано с очень большими техническими трудностями, к тому же измерения в одной точке мало характеризуют все трехмерное волновое поле. Лучший способ его изучения – стереофотография, которая дает полную картину топографии, рельефа волновой поверхности моря, но только на один момент, на момент съемки. Чтобы изучить движение, развития явления во времени, можно использовать стереокиносъемку, дающую избыток материала, который требуется не очень часто. Поэтому в массовых наблюдениях пользуются приближенными приемами для качественной оценки размеров волнения в баллах (таблица 2).

Таблица 2

Шкала степени волнения (по Л. А. Жукову, 1976)

Высота волны, м	Балл степени волнения	Характеристика волнения
0 До 0,25 0,25 – 0,75 0,75 – 1,25 1,25 – 2,0 2,0 – 3,5 3,5 – 6,0 6,0 – 8,5 8,5 – 11,0 11,0 и более	0 1 2 3 4 5 6 7 8 9	Волнение отсутствует, штиль Слабое Умеренное   Значительное   Сильное   Очень сильное Исключительное