Тропический океан - [8]
С поверхностными течениями связаны подповерхностные и частично глубинные течения, а также вертикальные движения вод. С точки зрения условий развития жизни, особый интерес представляют вертикальные движения, особенно подъем вод. Поэтому в последние два десятилетия делается очень много для изучения вертикальной циркуляции вод. Вертикальные движения исследованы еще недостаточно, в значительной мере из–за трудностей наблюдения этого явления. Имеющиеся оценки скорости движений получены теоретическим путем.
В последнее время в мировую научную литературу вошел термин «апвелинг» (upwelling). Этим термином называют устойчивый подъем глубинных и подповерхностных вод в океане со скоростью не менее нескольких десятков сантиметров в сутки. Кратковременный подъем вод под влиянием сгонных ветров наблюдается во многих местах, например у Южного берега Крыма, западного берега Каспийского моря, у северных берегов Средиземного. Он проявляется как резкое понижение температуры воды, иногда летом до 10–12°. Ветер отгоняет теплую поверхностную воду в открытое море, а с глубины поднимается холодная вода.
В океане апвелинг наблюдается либо постоянно, круглый год, либо в определенные сезоны. Одна из причин его — действие сгонных ветров. Другая причина — поперечная циркуляция в потоке, о которой говорилось выше. Поперечная циркуляция иногда оказывается более мощным фактором подъема вод, нежели непосредственное воздействие сгонного ветра.
Самый мощный постоянный апвелинг наблюдается у восточных окраин Тихого и Атлантического океанов — у берегов Калифорнии и Перу, Северо — Западной и Юго — Западной Африки. Там всюду холодные течения идут к экватору. В каждом из них пассаты и поперечная циркуляция вызывают подъем вод с глубин 100–300 м к поверхности. Скорость подъема обычно превышает 1 м в сутки. Апвелинг в низких широтах наблюдается также у западных окраин океанов, где берег находится слева от течения в северном полушарии или справа от потока — в южном. Например, вдоль северного берега Южной Америки (в северном полушарии) проходит Гвианское течение. Там в результате поперечной циркуляции (и действия пассата) поверхностные воды увлекаются в открытое море, а вдоль дна склона и шельфа развивается компенсационный подъем вод к поверхности, особенно сильный у берегов Венесуэлы и Тринидада. Еще более сильный подъем — у южного берега Мексиканского залива.
Подъем вод происходит также в циклонических круговоротах, т. е. в северном полушарии при круговом движении вод против часовой стрелки, в южном — по часовой стрелке. В этом случае поперечная циркуляция относит поверхностную воду к периферии водоворота, а в его средней части возникает компенсационный подъем вод. Наоборот, в системах с обратным направлением вращения, т. е. в антициклонических, происходит накопление и погружение вод в их средних частях и подъем на периферии.
Известно, что обширные антициклонические круговороты располагаются близ тропиков. Средние части их являются областями конвергенции. Классический пример этого — уже упоминавшееся Саргассово море.
На океанографических разрезах, изображающих распределение температуры и других характеристик от поверхности до больших глубин или до дна, области погружения и подъема вод легко выявляются по ходу изотерм (часто и других изолиний). Отклонение изотерм к большим глубинам соответствует областям погружения вод. Наоборот, подъем изолиний к поверхности связан с подъемом вод. На рис. 3 в качестве примера приведен меридиональный разрез Мексиканского залива, на котором хорошо видны области подъема и погружения вод.
Следует различать разные формы подъема вод. В одном случае это куполообразное поднятие в открытом океане, при котором поднимающаяся с глубины вода наподобие купола внедряется в подповерхностные слои, но не доходит до поверхности и поэтому не влияет непосредственно на температуру поверхностного слоя. Примеры такого куполообразного подъема известны в Тихом океане к юго–западу от берегов Коста — Рики. В окружающих районах граница между поверхностными теплыми и подповерхностными холодными водами лежит на глубине 75–125 м, а в вершинной части купола — всего лишь на 10–50 м.
Рис. 3. Океанографический разрез Мексиканского залива (цифры — летняя температура)
Куполообразное поднятие может достигнуть поверхности, как, например, против берегов Перу и Эквадора. В этом случае на поверхности появляются пятна холодной воды, а на карте поверхностных изотерм — замкнутые области низкой температуры, например пятно с температурой 17–18°, окруженное водами 22–23°.
Иногда вода с глубины поднимается по континентальному склону и входит на внешний, обращенный к океану (мористый) край шельфа, существенно влияя на условия в придонных слоях. Такого рода подъемы широко распространены у западных берегов Африки, в Мексиканском заливе, у берегов Индии и Аравии. При этом прибрежное мелководье и поверхностный слой не подвергаются непосредственному воздействию поднявшихся вод.
В других случаях поднимающаяся по шельфу вода достигает поверхности либо в прибрежном мелководье, либо над глубокой частью шельфа. При этом резко понижается температура на поверхности, достигая совершенно не свойственных тропической зоне значений. Пример такого подъема воды и падения температуры — южная часть банки Кампече, где летом на поверхности бывает лишь 24–23°, а за пределами зоны подъема 29°. Еще более резкое понижение наблюдается летом северного полушария при юго–западном муссоне у берегов Сомали, под самым экватором, — до 18°, а иногда до 13–14°. В этом случае слой скачка температуры выходит па поверхность.
