Движение вод в мировом океане (стр. 3 из 6)
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].
7.1. 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.