14.2. Динамический режим мирового океана

Вода океанов и морей находится в непрерывном движении. Эта циркуляция в поверхностных и глубинных зонах носит различный ха­рактер и определяется разными факторами.

Поверхностная циркуляция зависит в основном от ветров нижней атмосферы, влияющих на перемещение воды в самом верхнем слое. Характер циркуляции обусловлен перемещением атмосферы и враще­нием Земли (рис. 14.8). Поэтому в средних и низких широтах Северно­го полушария ветры образуют круговорот воды по часовой стрелке, а в Южном — против. Это главные океанские антициклонические круго­вые течения (рис. 14.9), которые не меняются от временного измене­ния направления ветра, т. к. обладают огромной инерцией. Только в северной части Индийского океана течения меняются из-за смены летне­го и зимнего муссонов. Наиболее мощное течение — это циркумполяр­ное, окружающее Антарктиду кольцом и перемещающееся с запада на восток с расходом воды 200 • 10⁶ м³/с, тогда как у других течений эта величина составляет (15-50) ■ 10⁶ м³/с, кроме Гольфстрима: 100 ■ 10⁶ м³/с (рис. 14.10). Круговые течения в океанах особенно сильны и узки по ширине в западной половине круговорота и более расплывчаты в вос­точной. Они служат переносчиком тепла. Нагреваясь около экватора в Северном полушарии, вода переносит тепло далеко на восток, пример тому — Гольфстрим.

Все круговые течения с их асимметрией обусловлены вращением Земли с запада на восток. В 1835 г. Ж. де Кориолис установил влияние вращения Земли на движущуюся жидкость, которое в его честь было названо ускорением Кориолиса (рис. 14.11).

Суть этого влияния заключается в том, что направление вращения Земли в Северном и Южном полушариях имеет различную ориента­цию, если смотреть с Северного и Южного полюсов соответственно. С Северного — против часовой стрелки, с Южного — по часовой. Непод­вижное тело на экваторе вращается со скоростью 1670 км/ч, при длине окружности 40 тыс. км. По направлению к полюсам скорость вращения уменьшается, и на полюсах она равна 0. Поэтому, чтобы выполнить закон сохранения количества движения, необходимо, чтобы частица,

Г

"л I

I

л

50 с. ш.

Западные ветры

2£^с. ш.

Северо-восточный пассат

г

Юго-восточный пассат

?5 ю. ш.

j

v.

Западные ветры

.„о

эО ю. ш.

Рис. 14.8.Схематическое изображение ветровой циркуляции в океане. Под действием

ветра поверхностные воды океана движутся в Северном полушарии по часовой стрелке, а в Южном — против часовой стрелки. Возникают два круговорота течений.

Несколько севернее экватора, в зоне встречи северо-восточных и юго-восточных пассатных ветров, между круговоротами проходит разделяющее их противотечение

Рис. 14.9.Главные поверхностные течения Мирового океана

А Б

Рис. 14.10.Образование Циркум-Антарктического холодного течения благодаря перемещению литосферных плит. Белые стрелки обозначают холодные воды, черные — более теплые. А — 60 млн лет назад; Б — в наши дни

Рис. 14.11.Эффект ускорения Кориолиса. 1 — если вода или воздух перемещаются от экватора к полюсам, то они двигаются быстрее, чем вращающаяся поверхность Земли под ними,

и отклоняются к востоку (вправо — в Северном полушарии, влево — в Южном); 2 — если вода или воздух перемещаются от полюсов к экватору, то они двигаются медленнее, чем вращающаяся поверхность Земли, и отклоняются к западу (вправо — в Северном полушарии, влево — в Южном)

Z6 1	Bsiepoi
Ч 1	■■ r.'-'l 1
	v / У
— у	\ / /
_ /

Метворопогичеекмй жаатвр

ЧЗго ttdcrtwiwt i')<::U'.'. r

пассаты

Рис. 14.12. Процессы апвеллинга (описание в тексте). Точка в кружке — ветер, дующий в сторону читателя; косой крест в кружке — ветер, дующий от читателя.

А — апвеллинг в открытом океане, обусловленный действием силы Кориолиса; Б — апвеллинг, вызванный ветром; В — перенос вод под действием силы Кориолиса; Г — апвеллинг, вызываемый конфигурацией берега; Д — апвеллинг, обусловленный разницей в плотности вод (по В. W. Pipkin et al, 1977)

Глубинная циркуляция отличается от поверхностной тем, что ее движущей силой является разница в плотности вод, обусловленная их охлаждением в высоких широтах, опусканием в придонные глубоко­водные области, а на смену этим холодным водам из низких широт поступают более нагретые воды. Так осуществляется глубинный круго­ворот, а придонные течения со скоростями 1-5 см/с были открыты в 1960 г. Основными поставщиками холодных придонных вод являются районы Северной Атлантики, и особенно Антарктиды (рис. 14.13). Хо­лодные плотные воды, сформировавшиеся вокруг Антарктиды около 15 млн лет назад, составляют почти 60 % всех вод Мирового океана, достигая примерно 45° с. ш. в Тихом и Атлантическом океанах. А само Циркум-Антарктическое течение зародилось в раннем кайнозое при разделении Австралии и Антарктиды и возникновении пролива Дрейка между Южной Америкой и Антарктическим полуостровом. Эти воды бо­гаты кислородом и обладают температурой +2...+3 °С. В их образовании большую роль играют морские льды соленостью не более 30 %о. Следова­тельно, подледная вода становится солонее и плотнее, опускается на дно

и движется в низкие широты. Так как придонные течения следуют вдоль линий равной глубины — изобат, их называют контурными те­чениями и они обычно двигаются вдоль рельефа дна, а не перемещают­ся поперек придонных поднятий.

Рис. 14.13.Распределение течений воды в продольном разрезеАтлантического океана. Холодные арктические и антарктические воды располагаются в глубоких частях океана, 1 — теплая вода; холодные воды: 2 — антарктические, 3 — арктические

Описанные выше течения, вызванные разными причинами, места­ми движутся навстречу друг другу, и тогда возникают зоны конверген­ции. Когда же течения как бы расходятся в разные стороны, образуют­ся зоны дивергенции, которые благодаря подъему холодных плотных вод, обогащенных кислородом, в свою очередь, богаты биогенным ве­ществом, что определяет характер осадконакопления в этих зонах. Хо­рошо известен экваториальный апвеллинг, вдоль которого наблюдается высокая биопродуктивность.

Приливы и отливы. Уровень океана в течение суток не остается постоянным. Он периодически то повышается, то понижается. При­ливные силы возникают из-за действия масс Луны и Солнца на части­цы воды в океанах. Луна расположена ближе к Земле, поэтому ее вли­яние на Землю больше, чем Солнца с его неизмеримо большей массой. Двойная система Земля — Луна вращается вокруг оси, находящейся на расстоянии 0,73 радиуса Земли от ее центра. Силы притяжения раз­личных частиц Земли Луной не совсем одинаковые, т. к. частица в точке экватора, обращенной к Луне, притягивается сильнее, чем части­ца, расположенная на противоположной стороне экватора. Следователь­но, приливообразующая сила — это разность сил притяжения Луны или Солнца в любой из точек на поверхности и в ее центре.

Земля вращается вокруг своей оси значительно быстрее, чем Луна вокруг Земли. Поэтому два приливных «горба» движутся по поверхно­сти Земли в направлении, противоположном ее вращению. Это не только вызывает морские приливы, но и приводит к торможению вращения Земли. Так как суммарный момент количества движения в системе Земля — Луна остается неизменным, то Луна должна отдаляться от Земли, что и происходит.

Приливы достигают наибольшей величины в новолуние и полнолу­ние, т. е. когда Земля, Луна и Солнце находятся на одной прямой (рис. 14.14). Это положение называется сизигеем, и при нем воздействия Солнца и Луны на Землю суммируются и возрастают. В то же время, когда Луна находится в первой или последней четверти, т. е. линии Земля — Луна и Земля — Солнце образуют прямой угол, приливы минимальны. Так возникает полумесячное неравенство приливов.

Высота приливов в открытом океане крайне мала, около 1 м, но эти движения охватывают всю водную толщу. Вблизи побережий, в зоне мел­ководного шельфа или в узких заливах, эстуарий рек высота приливов увеличивается, достигая 18 м на северо-восток Канады или в Пенжинской губе (эстуарии) северной части Охотского моря (-13 м), а в Черном море приливно-отливные колебания захватывают всего лишь 10 см.

Движение волн. Океанские и морские волны характеризуются кру­говыми движениями частиц воды, причем верхняя часть круга движет­ся по направлению движения волны, а нижняя — в противоположную (рис. 14.15).

Но каждая частица воды, хотя и движется по орбитам с равными радиусами, но имеет некоторый сдвиг по фазе с небольшим запаздыва­нием по отношению к предыдущей фазе. Поэтому волновой профиль смещается в направлении действия ветра, и скорость этого смещения носит название фазовой скорости волны.

К элементам волны относятся: скорость — С, период — х, длина — L, высота — Н.

Т = L/C или L = С х, а Н определяется величиной энергии, переда­ваемой от ветра воде. Периодом волны называется время, за которое волна проходит расстояние, равное длине волны, ее фронтом — линия, проходящая вдоль гребня волны. В открытом океане при нормальном ветре высота волн бывает от 0,3 до 5 м, а при сильном шторме в 9 баллов — до 15 м. В северной части Тихого океана в 1933 г. наблюда­лась волна высотой в 34 м. Во время иунами — образования волн вслед­ствие землетрясения — высота волны у берега может достигать 30-40 м, а в 1971 г. у островов Рюкю в Японии высота волны цунами достигла фантастической величины 85 м! Большинство океанских волн имеет длину 50-450 м при скорости от 25 до 90 км/ч на глубокой воде.

Рис. 14.14. Образование приливов в океанах на Земле. Положение приливных выступов при отсутствии (вверху) и наличии (внизу) трения

€

1-я четВерть

3-я vem Sep ть

С

.i.

Полнолуние €

Лунный прилиВ

"Солнце

\ Солнечный прилиб

НоВолуние «)

Круговые движения частиц воды в волне быстро уменьшаются с глубиной и постепенно сходят на нет на уровне, соответствующем по­ловине длины волны. Таким образом, волновыми движениями затраги­вается только самая поверхностная часть водного слоя, хотя существу­ют плохо изученные внутренние волны в термоклине.

[

Рис. 14.15. Элементы волны (I) и ветровая морская волна (II)

Поведение волн в прибрежных районах резко отличается от тако­вого в открытом океане. Как только глубина воды становится меньше четверти длины волны, последняя касается дна и круговые движения частиц воды становятся эллипсоидальными, уплощаясь ко дну, а на самом дне движения осуществляются только назад-вперед и скорость волны у дна резко замедляется. Скорость гребня волны опережает скорость в ее подошве, длина волны уменьшается, но сразу увели­чиваются ее высота и крутизна склона, обращенного к берегу (рис. 14.16). Верхняя часть волны забурунивается и опрокидывается на ее передний склон, который всегда используют любители виндсерфинга, скользя с него, как с горы.

В

Рис. 14.16.Различные типы обрушения гребня волны: А — ныряющий, Б — стекающий, В — выступающий. Забурунивание показано черным цветом

Наконец волна всей тяжестью гребня обрушивается на отмелый берег, таща за собой песок и гальку и формируя широкую полосу пля­жа. Если волна подходит к приглубому берегу, то она всей своей мас­сой ударяет в береговую кромку или обрыв, разрушая его.

Нельзя не упомянуть о таком явлении, как нагон воды при сильных и длительно дующих в сторону суши ветрах в районах низменных побе­режий. При таких процессах вода как бы сдувается с поверхностного слоя и перемещается, создавая подъем уровня. Так, с нагонами связаны наводнения в Санкт-Петербурге, когда ветер дует с запада на восток вдоль Финского залива. В Мексиканском заливе высота нагонных волн достигает 5 м, в Бенгальском — 6, в Северном Каспии — 2-3 м.

Такие колебания уровня воды, охватывающие все море целиком, на­зываются сейшами. Они особенно типичны для внутриматериковых мо­рей, таких как Балтийское, Азовское, Черное. Высота сейш в последнем достигает 60 см.