Внутренние волны и "мертвая вода"

ВНУТРЕННИЕ ВОЛНЫ И «МЕРТВАЯ ВОДА»

Мы направились к краю льда, чтобы пристать, но «Фрам» оказался на «мертвой воде» и почти не двигался с места, хотя машина работала на полную мощность. «Фрам» шел все медленнее по направлению к краю льда. Потребовалось более 4 часов, чтобы пройти несколько морских миль, которые мы могли бы пройти на веслах в полчаса или менее.

Ф. Нансен. Среди льдов и во мраке полярной ночи

В течение многих лет «мертвая вода» приводила в затруднение опытных капитанов, а суеверных моряков попросту пугала. Судно, идущее малым ходом, внезапно останавливается, как если бы чья-то рука схватила его снизу. Заслуживает внимания лингвистическая тонкость: «находиться в мертвой воде» на языке норвежских моряков значит то же, что «не двигаться вперед».

Суда, обладающие малым ходом, попав в «мертвую воду», внезапно теряют ход, а суда, застопорившие машины, теряют ход не постепенно, а сразу. И, наоборот, при выходе из «мертвой воды» суда быстро набирают ход. Парусные и буксируемые суда на «мертвой воде» сбиваются с курса и перестают слушаться руля.

Поверхность моря при следовании судна по «мертвой воде» в штиль приобретает необычный вид. За кормой сильно увеличиваются поперечные волны, впереди судна появляется огромная волна, которую судно вынуждено толкать. На «мертвой воде» возникают почти такие же волновые движения, как и при следовании судна по мелководью.

Исследования этого явления, начатые по инициативе Ф. Нансена, показали, что возникновение «мертвой воды» тесно связано с образованием слоя скачка плотности воды и внутренних волн.

Как следует из рис. 14, температура и соленость воды с глубиной изменяются, причем это изменение далеко не плавное. Обычно из-за сильного прогрева верхних слоев воды их температура гораздо выше температуры подстилающих. И если еще соленость воды на поверхности (в силу притока речных вод или дождей) ниже, чем в глубине, то плотность воды верхнего слоя сильно отличается от плотности глубинных вод.

Рис. 14. Вертикальное изменение температуры t, солености S и плотности а воды в Черном море

Увеличение плотности от поверхности до дна происходит неравномерно. Слой, где градиенты температуры и солености, а следовательно, и плотности бывают наибольшими, называется слоем скачка. Устойчивый слой скачка плотности толщиной в несколько метров образует как бы поверхность в океане, разделяющую менее плотную и более плотную водные массы. И если на эту поверхность станут воздействовать какие-либо внешние силы, она начинает колебаться: возникают внутренние волны (рис. 15).

Впервые исследования природы внутренних волн были проведены в специальных опытных бассейнах. Для экспериментов брали два типа жидкостей, сильно различных по плотности и цвету (для удобства наблюдений), например керосин и воду, и подвергали эту систему двух жидкостей воздействию различных внешних сил.

Рис. 15. Образование «мертвой воды»: траектория течения; 2 -- поверхность раздела

В природных условиях -- на морях и океанах -- наблюдения за внутренними волнами ведут путем непрерывной или очень частой (через 1 -- 10 минут) регистрации температуры и солености воды на различных глубинах в течение длительного времени -- более месяца. В настоящее время для исследования внутренних волн стали применять буи нейтральной плавучести с гидроакустическими сигнализаторами. Такой буй заглубляют до горизонта слоя скачка и, добившись уравнивания его плотности с плотностью окружающих масс воды, с помощью гидролокатора прослеживают его вертикальное и горизонтальное перемещение.

Размеры и скорость перемещения внутренних волн во многом определяются их природой, происхождением и развитием. Как и любое волновое движение, внутренние волны представляют собой колебания частиц около положения равновесия на различных глубинах в воде с изменяющейся плотностью. Под действием какой-либо внешней силы в океане нарушается природное равновесие слоев. В результате частицы воды погрузятся на глубину, зависящую от градиента плотности и приложенного усилия.

Достигнув глубины, где плотность окружающей воды и частиц различна, они не остановятся, а по инерции будут погружаться в более плотные слои. Погружение будет продолжаться до тех пор, пока силы инерции не уравновесятся силами плавучести. Затем частицы начнут подниматься. Поскольку частицам будет сообщено некоторое ускорение, они по инерции пройдут положение равновесия, в котором находились до погружения.

Войдя в слои с меньшей плотностью, частицы воды остановятся, а затем начнут снова погружаться. Колебания будут продолжаться до тех пор, пока действует вызвавшая их внешняя сила. После прекращения действия силы амплитуда колебаний станет уменьшаться и колебания будут затухать.

Как хорошо известные морякам поверхностные, так и внутренние волны возникают под действием одних и тех же сил. Однако сложность изучения внутренних волн в отличие от поверхностных, которые можно выделить по силам, их образовавшим (ветровые, приливные), в том, что их анализ производится по косвенным признакам: плотности, солености, температуре воды.

Дополнительную сложность вносит тот факт, что регистрация колебаний температуры, солености и других характеристик воды позволила выявить сложные волны, которые являются результатом сложения так называемых элементарных волн, порождаемых каким-либо одним возмущением.

Несмотря на эти сложности, океанологам удалось определить главные причины, вызывающие мощные волнообразные колебания частиц жидкости в поверхностях раздела слоев воды с различной плотностью. Выяснилось, что механизм образования внутренних волн может быть различным в зависимости от сил, действующих на всю толщу воды от поверхности до дна.

Внутренние волны могут возникать непосредственно под действием внешних сил: приливообразующих и метеорологических. Они также могут возникнуть вследствие резонанса между поверхностными волнами и собственными колебаниями в слое скачка плотности, между внутренними волнами на различных глубинах, а также между колебаниями атмосферного давления и собственными колебаниями поверхности раздела слоев.

Внутренние приливные волны распространяются во всей массе жидкости, и их период, как правило, равен периоду приливообразующей силы: примерно 6 часов при полусуточных приливах и 12 часов -- при суточных.

Однако некоторые океанологи считают, что внутренние приливные волны образуются вследствие воздействия поверхностной приливной волны, когда она резко изменяет свои характеристики над крутыми формами рельефа дна или на мелководье. Но так или иначе все исследователи полагают, что приливные внутренние волны обладают большей амплитудой (до 30 метров и более при полусуточном приливе), причем наиболее мощные приливные внутренние волны могут возникать только в том случае, когда скорость распространения свободных внутренних волн на поверхности раздела соответствует скорости распространения приливообразующей силы, то есть при резонансе.

Внутренние метеорологические волны можно условно подразделить на ветровые и барические. Ветер и атмосферное давление, действуя на водную поверхность с неодинаковой силой и различной продолжительностью, вызывают ее колебания с периодами, соответствующими периодам их изменений.

Ветер служит причиной образования внутренних волн в случае, когда вызванное им волнение успевает распространиться до глубины расположения слоя скачка плотности. Обычно глубина распространения ветрового волнения невелика (30 -- 50 метров), но и глубина поверхности температурного раздела летом для морей средних широт не превышает 70 метров. Такие условия создают предпосылки для образования внутренних волн. Поверхностные волны как бы раскачивают нижние слои до тех пор, пока там не возникают огромные, но медленно распространяющиеся волны.

Внутренние волны ветрового происхождения вызываются также обширным перераспределением водных масс на больших акваториях. Так, в различных районах Мирового океана (в тропической Атлантике, на Балтике) обнаружены внутренние волны с периодами 69 -- 80 и 31 -- 33 часа. Оказалось, что аналогичным периодом в этих районах обладают ветры пассатной и бризовой циркуляции. Следовательно, происхождение этих внутренних волн тесно связано с региональными метеорологическими условиями.

Барические внутренние волны представляют собой свободные колебания частиц воды. Вертикальные колебания и горизонтальные движения частиц воды с периодом, равным периоду собственных колебаний бассейна или близким к нему, возникают при воздействии внешних сил (в данном случае при резком изменении атмосферного давления). По закону «обратного барометра» выход барических образований с морской акватории на сушу сопровождается резкими колебаниями уровня воды в прибрежной зоне.

Если колебания уровня моря, вызываемые изменением атмосферного давления, составляют сантиметры, то вертикальное перемещение слоя скачка, образующее внутренние волны, достигает десятков метров. Дело в том, что градиент плотности на границе вода -- воздух на несколько порядков больше градиента плотности в слое скачка, поэтому воздействие одной и той же силы на поверхность воды и на границу раздела ее слоев с различной плотностью приводит к различным последствиям.

По размерам и периоду внутренние волны можно подразделить на длинные, короткие и стоячие. Длинные волны появляются тогда, когда общая глубина моря мала по сравнению с длиной волны. Такие волны, как правило, имеют приливное или барическое происхождение. Интересно, что скорость их перемещения гораздо меньше, чем скорость перемещения длинных волн на поверхности; при одинаковом периоде они, кроме того, гораздо короче последних. Причина таких различий -- та же указанная выше большая разница градиентов плотности на границах разделов вода -- воздух и в слое скачка, которая одновременно является мерилом легкости (и трудности) происхождения волны. Априори ясно, что поверхностная волна испытывает большее сопротивление при движении, чем волна внутренняя.

Стоячие внутренние волны по своей природе аналогичны сейшам. Они возникают и проявляются так же, как сейши, их период и длина могут быть определены с помощью формулы Мериана.

Наибольшее значение для мореплавания имеют короткие внутренние волны. Эти внутренние волны возникают на фоне длиннопериодных волн, представляя собой как бы «зубья пилы». Их период равен нескольким минутам, а скорость распространения составляет 0,7 -- 2,0 метра в секунду.

Скорость (в метрах в секунду) распространения свободной внутренней волны определяется достаточно простой формулой

v волн = gh[(p -- р'):р].

где g -- ускорение свободного падения в метрах на секунду в квадрате; h -- толщина нижнего (ниже горизонта скачка плотности) слоя воды в метрах; р и р' -- значения плотности воды соответственно нижнего и верхнего слоев.

Из уравнения следует, что скорости распространения коротких внутренних волн по своему порядку очень близки к средней скорости движения судов. А если скорость судна совпадает со скоростью распространения свободных внутренних волн, то при своем движении судно создает не только обычные волны на поверхности воды, но генерирует волны на поверхности раздела двух слоев: «легкого» верхнего и «тяжелого» нижнего, как это показано на рис. 15.

Волна возникает в том случае, когда слой раздела расположен приблизительно на глубине киля судна. При этом над передним склоном первой волны водные массы верхнего слоя, толщина которого равна осадке судна, двигаются в противоположном относительно судна направлении и вызывают потерю им скорости. Как ясно из рис. 15, волновое сопротивление сильно возрастает, так как судну приходится «тащить за собой» внезапно возникшую волну. Этим явлением и объясняется «мертвая вода». Только в случае, когда скорость судна становится больше максимально возможной скорости распространи ния внутренних волн, образование внутренних волн и вместе с тем аномальное сопротивление движению судна прекращаются.

Таким образом, для появления «мертвой воды» необходимо совпадение ряда факторов: разницы плотностей воды в поверхностном и нижележащих слоях, глубины слоя скачка, осадки и скорости судна, метеорологических условий и т. п. Несмотря на такое многообразие факторов, необходимых для возникновения этого явления, оно встречается повсеместно вблизи устьев крупных рек: Амазонки, Ориноко, Миссисипи, Лены, Енисея и др. Но особенно часто оно наблюдается в норвежских фиордах и в арктических морях в штилевую весеннюю погоду при ледотаянии, когда относительно тонкий слой почти пресной воды располагается над высокосоленой и плотной морской водой.

В последние годы с явлением «мертвой воды» стали сталкиваться крупнотоннажные суда при прохождении узких проливов с двухслойным движением вод.

Характерный случай произошел с нефтерудовозом «Маршал Жуков» в проливе Дарданеллы. Огромное судно дедвейтом 102500 тонн, длиной 245 и осадкой почти 15 метров в июле 1981 года в течение почти 4 суток не могло преодолеть пролив. При входе в него со стороны Эгейского моря скорость судна через несколько миль уменьшилась до 0,7 -- 0,9 узла, оно почти перестало слушаться руля. При этом появились все признаки плавания на мелкой воде (хотя под килем была глубина 40 -- 70 метров) : значительно сократилась килевая струя, появились «усы» -- волны, расходящиеся от носовой части судна, образовались носовая и кормовая поперечные волны. Турбоход разворачивало поперек пролива, и он начинал дрейфовать к выходу из него. Лишь на четвертые сутки, когда было получено разрешение форсировать двигатель до максимальной мощности, судно прорвалось через пролив, хотя временами его скорость падала до 1 узла и менее.

Причиной появления «мертвой воды» в этом случае послужила разность плотностей воды в поверхностном и придонном слоях в проливе. В верхнем слое более легкие черноморские воды следуют через Босфор, Мраморное море и Дарданеллы на юг. В придонном слое тяжелые воды Эгейского моря текут на север. Слой черноморской воды, составляющий на северном входе в Босфор 50 -- 60, метров, на южном выклинивается до 30 метров, а в проливе Дарданеллы он еще более уменьшается -- с 30 на севере до 15 -- 20 метров на юге у выхода в Эгейское море. Именно здесь, на юге Дарданелл, глубина, на которой находится слой скачка плотности воды, приближается к осадке современных крупных судов и для них создаются условия «мертвой воды».

Суда с иной осадкой не попадают в такие сложные ситуации. Так, в то время, когда танкер «Маршал Жуков» безуспешно «штурмовал» пролив, танкер «Сплит» осадкой 10 метров беспрепятственно прошел его. С помощью эхолота на нем определили толщину слоя воды с большей плотностью: она составляла 15 метров.

Внутренние волны оказывают и другие воздействия на судовождение и гидротехническое строительство. Так, в узких проливах, например Гибралтарском, Мессинском, при значительных скоростях течений внутренние волны разрушаются и образуется так называемый внутренний прибой.

Как известно, понятие «прибой»: относится к поверхностным волнам: он возникает тогда, когда при подходе к берегу поверхностная волна выходит на глубину, приблизительно равную ее высоте. Тогда высота волны начинает резко возрастать: фронт волны становится крутым, а тыловая часть -- пологой. В результате гребень волны заостряется и опрокидывается -- возникает поверхностный прибой.

Образование внутреннего прибоя происходит в результате нарушения устойчивости слоев воды, когда разность скоростей течений на границе раздела плотности достаточно велика. Такое различие скоростей может достигаться в узких проливах (типа Гибралтарского или Мессинского). При возникновении неустойчивости между слоями, когда течения имеют разные скорости и направления, граница раздела скручивается в вихри. В узких проливах внутренний прибой бывает заметен и на поверхности.

Так, в Мессинском проливе существует ярко выраженный слой скачка плотности между тяжелой водой Ионического моря и расположенной над ней легкой водой Тирренского моря. При благоприятных условиях, например при усилении поверхностного потока, может образоваться внутренняя прибойная волна высотой до 60 метров. В северной части пролива вследствие его сильного сужения обе водные массы располагаются рядом, поэтому вихревое движение внутренней прибойной волны достигает поверхности и вызывает сильную толчею и водовороты, названные Сциллой и Харибдой. Эти водовороты известны с древних времен из «Одиссеи» Гомера.

Правда, после того как во время землетрясения 1783 года скалы вблизи местечка Сцилла погрузились в море, пролив стал шире и водоворот в этом месте значительно ослабел. Теперь Сцилла и Харибда не представляют опасности даже для небольших судов.

Внутренний прибой представляет собой серьезную разрушительную силу и вызывает размыв берегов и разрушение оснований портовых сооружений. Оценка силы удара внутренних волн, проведенная теоретическим путем, но получившая подтверждение в условиях натурного эксперимента, показала, что ее значение на некоторой глубине, равной глубине залегания слоя скачка, может быть даже больше, чем сила ветровых волн на поверхности воды при шторме 4 -- 5 баллов.

Внутренние волны представляют серьезную угрозу подводной навигации -- еще большую, чем поверхностные волны для обычного мореплавания. Это проявляется и в прямом, физическом, воздействии внутренних волн и внутреннего прибоя на подводные лодки, и в косвенном -- в усложнении условий прохождения звука в воде. Так, предполагается, что внутренние волны послужили причиной гибели атомной подводной лодки США «Трешер». Бушевавший в районе испытаний лодки продолжительный шторм вызвал появление очень крупных внутренних волн высотой до 90 метров с периодом примерно 8 минут. Подводная лодка, шедшая со скоростью 5 -- 6 узлов, на предельной глубине погружения могла оказаться на гребне необычно высокой внутренней волны, в силу инерции «пронзить» слой скачка плотности воды и «провалиться» ниже поверхности раздела. Возникшее механическое или электрическое повреждение, вероятно, стало критическим фактором, не позволившим пробить мощный слой скачка плотности воды снизу и вернуться на безопасную глубину.

Как известно, в любом волновом движении захваченные частицы движутся по орбитам в направлении движения волны (см. рис. 7). Такое перемещение частиц воды в горизонтальном направлении называется волновым течением. В длинных внутренних волнах, в которых высота волны достигает 80 метров, а длина 50 -- 70 километров, орбита движения частицы представляет собой вытянутый в горизонтальном направлении эллипс. При таком отношении высоты к длине внутренние волны вызывают значительные перемещения водных масс в горизонтальном направлении.

Это колебательное движение воды способствует ее перекатыванию через порог бухты или фиорда. Вместе с водой в бухту или фиорд попадают питательные вещества, фитопланктон даже из открытого моря. Таким образом, внутренние волны переносят питательные вещества из нижних слоев воды в верхние, обновляют воды во многих бассейнах, бухтах и фиордах, отделенных от моря неглубокими порогами.

Особый интерес с точки зрения мореплавания представляет способность внутренних волн усложнять распространение звука в морской воде и искажать показания эхолотов, что особенно заметно при подходах к банкам и отмелям с крутыми уклонами дна. Опасность этого очевидна.

Как известно, скорость звука в морской воде возрастает с увеличением ее плотности, температуры и солености. Поэтому на границе между теплыми и холодными или опресненными и более солеными водами звуковые лучи преломляются. Звук от излучателя эхолота, движущийся прямо вниз, при переходе через слой скачка плотности воды изменяет направление и достигает дна уже не под прямым, а под острым углом весьма неопределенного значения. Отражаясь от дна, звуковой луч вторично преломляется на слое скачка плотности воды и достигает приемника эхолота в виде запаздывающего отраженного сигнала.

Во-первых, этот сигнал затеняет основной, идущий строго по вертикали и определяющий глубину места. Во-вторых, зачастую этот запаздывающий сигнал (а он действительно приходит позже основного, так как его путь значительно более длинный, отклоняющий от перпендикуляра к поверхности моря) обладает энергией, превышающей энергию основного сигнала. На ленте эхолота появляются отметки, завышающие истинную глубину места, что наиболее опасно для судовождения. Ошибка измерения глубины при этом, может достигать 5 -- 7%.

Такое явление может происходить при наличии слоя скачка плотности воды. Перемещения этого слоя -- внутренние волны -- вызывают рефракцию звука в воде, поскольку звуковые лучи пересекают слой скачка плотности воды под разными углами. При приближении к банкам, отмелям сами внутренние волны испытывают трансформацию: создается еще более сложная, непредсказуемая картина распространения звука.

Наличие внутренних волн в том или ином районе, особенно вблизи побережий, можно определить по косвенным признакам, например по наличию на поверхности полос гладкой воды. Такие полосы представляют собой либо узкие и длинные зоны, достигающие ширины 10 -- 50 метров и собранные в группы протяженностью от нескольких сотен метров до нескольких километров, либо сравнительно большие причудливой формы пятна гладкой воды.

Полосы и пятна разделены участками ряби, которые имеют ширину до 300 метров. Отсутствие мелких волн в области гладких полос и пятен создает впечатление зеркальной поверхности по сравнению с соседней «шероховатой» водой.

Гладкие полосы и пятна встречаются преимущественно вблизи побережья и образуются при слабом ветре скоростью до 5 метров в секунду. В открытом море вдали от берегов они обнаруживаются реже. На мелководье такие полосы расположены почти параллельно изобатам, но на глубокой воде они могут быть расположены под различными углами к направлению ветра. При скорости ветра более 5 метров в секунду гладкие полосы разрушаются, возникают узкие короткие полоски, расположенные на близком расстоянии друг от друга; их длинные оси ориентированы почти по ветру.

Рис. 16. Блок-диаграмма внутренних волн

Возникновение гладких полос и пятен в безветренную погоду связано с наличием внутренних волн и присутствием на поверхности достаточного количества органических веществ. Хотя точный механизм их образования до конца не выяснен, установлено, что средняя глубина прохождения внутренних волн и ее отношение к толщине верхнего слоя влияют на локальную поверхностную циркуляцию и, таким образом, на появление гладких полос. По данным наблюдений, в 85% случаев полосы находились над опускающимся слоем скачка плотности воды, то есть над подошвой внутренней волны (рис. 16). Иногда они появляются между гребнем и подошвой волны

Роль органических веществ, которых в прибрежной зоне всегда достаточно много, заключается в создании поверхностно-активной пленки, изменяющей поверхностное натяжение воды. Эта пленка растягивается движущимися частицами воды иногда на значительные расстояния и гасит рябь. При уменьшении толщины пленки до размеров одной молекулы она разрывается на отдельные пятна. Пленка может разрываться при расхождении частиц воды и соединяться при их сближении.

Такое движение частиц воды на поверхности в отличие от ветрового волнения обусловлено прохождением внутренних волн при неглубоком расположении слоя скачка плотности воды. И действительно, при прохождении гребня такой волны частицы воды над ним, вытесненные слоем скачка плотности воды, как бы разбегаются вдоль линии перемещения волны: происходит, как говорят океанологи, дивергенция вод (см. рис. 16).

При прохождении подошвы внутренней волны частицы воды над ней, наоборот, «засасываются»: происходит конвергенция. В зонах конвергенции при сближении частиц воды поверхностно-активные органические вещества образуют пленку, которая гасит рябь, -- появляются гладкие полосы. Появление таких гладких полос служит косвенным свидетельством наличия в данном районе внутренних волн.

Внутренние волны -- интересное природное явление в океане, пока еще очень слабо изученное. Теория внутренних волн только закладывается. Однако исследование вертикальной структуры океана, внутренних волн в настоящее время привлекает к себе все большее и большее внимание не только океанологов, но и ученых других специальностей, связанных с исследованиями океанов и морей.

Такое сплочение научных сил, несомненно, позволит раскрыть еще много загадок внутренних волн.

АПBEЛЛИНГ

Ровный береговой ветер вот уже больше суток нес зной пропаленных солнцем Каракумских пустынь... Судно легло в дрейф. Штормтрап еще не вывалился за борт, а наиболее нетерпеливые прямо с палубы прыгнули в воду. Не прошло и секунды, как они с громкими воплями выскочили обратно... Оказалось, что вода резко похолодала -- 10 -- 11°. И это при температуре воздуха 28°, в районе, где средняя температура воды в это время достигает 20°.

Так наглядно участники экспедиции столкнулись с проявлением последствий апвеллинга в Каспийском море.

Человек и стихия, 1979 год

Апвеллингом в океанологии называется явление подъема глубинных морских вод на поверхность. В силу самых различных причин поверхностная вода уходит, и ее место занимает обычно более холодная глубинная вода. В море апвеллинг вызывает бурный всплеск жизни, а на побережьях управляет погодой.

В зоне апвеллинга к поверхности моря с глубины 150 -- 300 метров поступают воды, богатые соединениями азота и фосфора, без которых не могут расти мельчайшие водоросли -- фитопланктон. Последний живет у поверхности: ему нужен солнечный свет. А химических соединений в верхних слоях океана содержится немного. Бурное развитие фитопланктона в обычных условиях не может продолжаться постоянно, так как запасы питательных солей быстро иссякают.

Но в районах апвеллинга в поверхностные слои снизу, из глубинных слоев, непрерывно подаются необходимые для развития фитопланктона соли. Они образуются в результате отмирания и опускания вниз многочисленных морских организмов -- от рыб и животных до водорослей. В условиях низких температур, повышенной солености и громадного давления органические вещества претерпевают химические и биологические трансформации, в результате чего в глубинных слоях воды образуется большое количество растворенных азотных и фосфорных

От английского «upwelling», что означает «движение вверх» солей. Соли путешествуют в глубинах океана на сотни и тысячи миль, не принимая никакого участия в развитии биологической жизни.

Но в некоторых районах в результате воздействия многих физических факторов богатые биогенными солями воды попадают к поверхности. И под действием мощного спускового механизма -- солнечного света-в обильно удобренных морских водах начинает бурно развиваться жизнь: в первую очередь начальное звено морской жизни -- мельчайшие растительные клетки фитопланктона.

Урожаи фитопланктона в таких водах в тысячи и десятки тысяч раз больше средних. Водоросли служат пищей мелких рачков, рачками кормится мелкая рыба, за ней охотится крупная -- жизнь кипит, возникают настоящие оазисы в океане. В этих районах идет интенсивный промысел рыбы. Общеизвестно рыбохозяйствен-ное значение обширных зон апвеллинга у берегов Перу, Марокко, полуострова Калифорния, Юго-Западной Африки. Например, в районе Перуанского апвеллинга рыбопродуктивность в 100 раз больше, чем в соседних районах океана. Здесь добывается примерно 20% мирового улова рыбы.

Зоны апвеллингов имеют существенно важное значение для транспортного флота. Более холодные и плотные по сравнению с окружающими водными массами воды в зоне апвеллинга оказывают влияние на гидрометеорологические условия в данном районе. В теплые сезоны здесь создаются значительные горизонтальные градиенты, которые способствуют образованию сильных поверхностных течений. При этом увеличивается вероятность сноса судов с курса. Такой дрейф судов, сам по себе затрудняющий условия плавания, усугубляется тем, что его очень трудно предсказать.

Над районами апвеллинга часто возникают туманы, резко ухудшающие видимость. При этом возрастает опасность столкновения судов. Дело в том, что обширные зоны апвеллинга в большинстве своем являются районами интенсивного промысла рыбы, и здесь всегда много рыболовных судов.

Апвеллинг оказывает крупномасштабное воздействие на погоду и определяет климат, а следовательно, и экономическую жизнь прибрежных государств, таких, как Чили, Перу. В обычных условиях, когда подстилающая поверхность прогрета, с увеличением высоты температура воздуха падает, и так всегда, если поблизости нет апвеллинга. В районе апвеллинга, где вода значительно холоднее воздуха, температура воздуха быстро возрастает с высотой и только через несколько сотен метров начинается ее нормальное падение.

Явление возрастания температуры воздуха с высотой в метеорологии называется инверсией. Влажный морской воздух, лежащий ниже слоя инверсии, оказывается запертым в нижнем слое атмосферы, поэтому здесь часты туманы и редки осадки. Инверсия «не пускает» влажный воздух с моря на сушу, поэтому на континенте в районе зон апвеллинга обычно возникают засушливые территории: запертая влага не проникает на континент. При этом вблизи берега воздух влажный, часты туманы, а чем дальше в глубь континента, тем суше воздух. Так, апвеллинг породил пустыню Атакама в Южной Америке, где за год выпадает едва ли сантиметровый слой осадков.

Ученые еще в начале прошлого века обратили внимание на феномен уменьшения температуры воды в некоторых районах вблизи западных берегов Африки и Америки. Известный германский океанограф Александр фон Гумбольдт объяснял эффект понижения температуры вблизи берегов Перу влиянием антарктических течений. Однако ветвь холодного перуанского течения, идущего к северу вдоль берегов Южной Америки, уже за тысячу километров до исследуемого района имеет температуру выше, чем в этой зоне.

В 1844 году английский ученый У. Тессан доказал, что прибрежные отрицательные аномалии температуры создаются вследствие подъема глубинных вод. Однако термин «апвеллинг» появился и прочно вошел в лексикон океанологов только в середине двадцатого столетия. Каково же происхождение этого природного явления? В океанологии различают 2 типа апвеллинга: прибрежный и в открытом океане.

Прибрежный апвеллинг возникает вследствие сгона поверхностных вод ветром и подъема на их место глубинных вод (рис. 17). Ветер, дующий под определенным углом со стороны суши, отгоняет массу вод с поверхности от берега. Если море мелкое, то в этом районе понизится уровень воды, изменится глубина. Но если уклон дна вблизи берега достаточно крутой, то на смену ушедшим водам из глубин поднимается холодная придонная вода.

Основной сгон или нагон воды у приглубого берега создается ветром, дующим почти вдоль береговой черты. Происходит это в результате отклоняющего действия вращения Земли. Поэтому и при сгонном ветре вблизи приглубого берега наблюдается подъем глубинных вод -- прибрежный апвеллинг. Этот тип апвеллинга может возникать эпизодически вследствие сгонных ветров при прохождении циклонов. Такое явление часто наблюдается в Черном море вблизи крымских и кавказских берегов.

В Мировом океане есть много районов, где существуют сезонные ветры. Именно вследствие муссонных ветров наблюдается в начале лета интенсивный подъем вод у берегов полуострова Калифорния. В периоды наибольшей интенсивности явления скорость апвеллинга вблизи калифорнийского берега достигает 2,2 метра в день, или 80 метров в месяц, при среднем подъеме вод, составляющем примерно 20 метров в месяц.

Эти периоды максимального подъема воды фиксируются тогда, когда ветры, достигающие наибольшей силы, дуют не строго вдоль берега, а под углом примерно 20° к береговой черте. Именно тогда совпадают все факторы, определяющие вертикальную динамику вод (силы тангенциального напряжения ветра, трения воды о дно, кориолисова ускорения), и апвеллинг достигает наибольших значений.

Рис. 17. Схема образования прибрежного апвеллинга (Л -- зона апвеллинга)

Прибрежный тип апвеллинга, вызываемый сезонными муссонами, наблюдается у берегов Юго-Восточной Азии (Бенгальский залив). В этом районе ветры, имеющие летом юго-западное направление, зимой изменяются на северо-восточные. Постоянство муссона, особенно юго-западного, и ориентация побережья вызывают апвеллинг на большом протяжении вдоль восточных берегов полуострова Индостан и западных берегов полуострова Индокитай.

Рис. 18. Основные районы апвеллинга в открытом океане (заштрихованы)

Сезонный апвеллинг большой интенсивности наблюдается у полуострова Сомали и вблизи восточного берега острова Мадагаскар. Восходящие потоки прибрежного типа отмечены в отдельные сезоны также у берегов Антарктиды, Юго-Восточной Африки, в некоторых районах Атлантического побережья Северной Америки.

В Мировом океане есть много районов, где дуют постоянные ветры. Так, пассаты в приэкваториальных широтах вызывают сток поверхностей воды от западных берегов материков. Именно по этой причине существуют зоны мощного апвеллинга у берегов Перу, Австралии, Северо-Западной Африки, около островов Галапагос. Сильный и устойчивый апвеллинг наблюдается вблизи берегов Юго-Западной Африки: около мыса Кап-Блан, в районе порта Уолфиш-Бей, между устьем реки Оранжевой и бухтой Сент-Хелина, к юго-западу от Кейптауна. Такое же явление происходит и в районе Фил-липпинских островов, и у Алеутской гряды, и в Охотском море у острова Ионы, у Шантарских островов, и около острова Хоккайдо (рис. 18). Апвеллинг существует здесь постоянно, однако интенсивность его меняется: скорость подъема вод возрастает зимой и летом и уменьшается в переходные сезоны.

Существование зон постоянного апвеллинга имеет большое значение для рыбного промысла. Так, в зоне Перуанского апвеллинга практически постоянно работают рыболовные флотилии десятков стран. Большое экономическое значение имеют птичьи базары, поставляющие ценное органическое удобрение -- гуано. Поэтому для экономики Перу, Эквадора и других стран, расположенных на Тихоокеанском побережье Южной Америки, катастрофические последствия приносит явление Эль-Ниньо [«Эль-Ниньо» в переводе с испанского означает «младенец»]. Этим ласковым испанским словом называется внезапное смещение зоны Перуанского апвеллинга.

Вследствие изменения условий глобальной атмосферной циркуляции интенсивность пассатных ветров в этом районе ослабевает, направление их потоков смещается. Из-за этого усиливается струя холодного вдольберего-вого антарктического течения, и зона апвеллинга уходит на север и северо-запад, скорость подъема вод падает. Резко уменьшаются уловы рыбы, многие рыболовные суда становятся на прикол -- жизнь в портах замирает. Прибрежные государства теряют такой важный источник поступления валюты, как продажа лицензий на лов рыбы в 200-мильной зоне: апвеллинг сместился за пределы этой зоны. Но проходит год-полтора, пассаты возвращаются «на свое место», и возвращается зона апвеллинга. Эль-Ниньо миновало.

Для изучения этого интересного с научной и важного с экономической точки зрения явления под руководством Международной океанографической комиссии разработана большая научная программа, в решении которой объединили свои усилия океанологи многих стран.

В открытом океане апвеллинг образуется при расхождении поверхностных течений как компенсационный подъем глубинных вод к поверхности. Расхождение, или дивергенция, может происходить по-разному.

Во-первых, апвеллинг возникает из-за дивергенции поверхностных течений в районе экватора. Здесь в результате взаимодействия поверхностных дрейфовых течений образуются обширные зоны дивергенции. Схема образования дрейфовых течений на экваторе весьма своеобразна. Дело в том, что горизонтальная составляющая угловой скорости Земли -- кориолисово ускорение -- заставляет движущиеся потоки отклоняться в северном полушарии вправо, а в южном -- влево. Поэтому при движении вод океана под действием ветра вдоль экватора с востока на запад поверхностные воды начинают расходиться. На их место поднимаются воды с глубины примерно 200 метров. Возникает апвеллинг, но его интенсивность значительно слабее, чем интенсивность прибрежного апвеллинга.

Во-вторых, дивергенция вод может происходить вследствие воздействия больших циклонических вихрей. При этом центробежные силы сгоняют воду с поверхности от центра к периферии, а ее место в центре занимают поднимающиеся из глубины холодные воды. Такие локальные зоны апвеллинга появляются после прохождения глубоких циклонов и сопутствующих им сильных штормов. Кроме того, подобные апвеллинги появляются в вихрях больших океанических течений.

Некоторую роль в формировании апвеллингов играет рельеф дна. Учеными установлено, что локальные апвеллинги развиваются у подветренной стороны островов и мысов, выступающих навстречу течению, над банками и подводными горами, на границах водных масс и над подводными возвышениями или хребтами в открытом море.

Наиболее известной зоной апвеллинга, вызванного сочетанием рельефа дна и динамики вод, является зона антарктической дивергенции в атлантическом секторе. В этом районе подъем глубинных вод способствует изобилию питательных веществ, которые поддерживают на высоком уровне развитие диатомовых водорослей и фла-геллят, являющихся пищей креветок. А «креветочные луга» в этом районе Мирового океана служат базой роста и развития антарктических китов.

Заканчивая краткое описание явления апвеллинга, можно немного остановиться на противоположной картине -- опускании вод. Термин «даунвеллинг» не прижился в океанологической литературе. Произошло это, по-видимому, потому, что зоны опускания вод изучены значительно менее, чем зоны их подъема, и не представляют такого большого рыбохозяйственного значения, как зоны апвеллинга.

Но для океанологии изучение зон важно, потому что они цредставляют собой истоки формирования водных масс. Известно, что воды океана неоднородны по вертикали и по горизонтали. В одной и той же точке можно наблюдать теплые слабосоленые воды, теплые осолонен-ные, холодные осолоненные и т. п. Установлено, что водные массы различаются по температуре, солености, содержанию кислорода. Они существуют длительное время (до нескольких тысяч лет), и этими отличиями обязаны своему происхождению. Тот район, где формируются водные массы, накладывает отпечаток на их свойства.

При встрече водных масс разной плотности воды с большей плотностью опускаются и путешествуют на глубинах десятки и сотни лет, сохраняя свои свойства. При встрече течений образуются зоны конвергенции -- схождения и опускания вод, в результате чего образуется совершенно новая водная масса. Так, в районе антарктической конвергенции в море Уэдделла образуется антарктическая водная масса, которая прослеживается в придонных слоях вплоть до самых северных районов Атлантики и Тихого океана.

Сложная картина вертикального перемещения вод пока еще слабо изучена, поэтому исследования многих ученых-мореведов направлены на решение этой важной научной и практической задачи.

ИЗМЕНЕНИЯ РЕЛЬЕФА ДНА

В 1937 году у южного мола Потий-ского порта на Черном море сотрудниками института Черноморпроект велись промеры глубин. Неожиданно обнаружилось, что там, где месяц назад такой промер был сделан, глубина за это время увеличилась на 20 м, а это существенно влияет на условия судоходства, устойчивость мола и весь ход изыскательских и строительных работ.

О.К Леонтьев. Дно океана

По данным Ливерпульской организации страховщиков, ежемесячно 4 -- 5 судов терпят аварии вследствие посадки на мель. Причин посадки на мель статистика не приводит, однако их можно «спрогнозировать»: невнимательность или низкая квалификация судоводителей, неправильно определивших местонахождение своего судна; плохая видимость; штормовые условия...

Но бывает и так: судно идет точно по каналу или рекомендованным курсом, судоводители знают место судна и глубину по карте, шторма нет и в помине. Однако... неожиданный удар в днище, леденящий душу моряка скрежет, толчок, срывающий шлюпки и механизмы, -- и судно застывает неподвижным памятником нашему незнанию природных процессов в море.

Судоводитель предусмотрел все, но природа внесла свои поправки в расчеты штурманов и промеры гидрографов: за считанные дни, а иногда и часы глубина места, обозначенная на карте, резко изменилась (и не всегда это бывает в сторону увеличения).

Природа таких деформаций рельефа дна разнообразна. Первое место среди рельефообразующих факторов (не по конечным результатам, а по длительности воздействия) занимают динамические явления в море: волнение и течения, причем волнение является основным фактором, воздействующим на берег и дно моря. На одних участках из-за тех или иных причин берег размывается волнами и отступает в сторону суши: наблюдается так называемая морская абразия. На других участках, наоборот, в результате воздействия волн берег намывается и выдвигается в сторону моря: происходит аккумуляция материала. Но волны воздействуют не только на берега, но и на часть дна моря, простирающуюся от береговой линии в сторону увеличивающихся глубин. Эта полоса дна, находящаяся под воздействием волн, называется подводным береговым склоном. На подводном склоне наблюдаются характерные формы рельефа в виде подводных валов, расположенных параллельно урезу воды или под некоторым уклоном к нему в зависимости от направления волнения и других местных условий. Особенно развиты подводные валы у отмелых песчаных берегов, где они располагаются в несколько рядов и тянутся на многие мили. А именно в районе берегового склона осуществляется многосторонняя деятельность морского флота: строятся причальные стенки и молы, прокладываются каналы и размечаются фарватеры.

Морское дно здесь обычно образовано скоплением обломочного материала -- продукта разрушения коренных пород берега. Под воздействием волн и течений весь обломочный материал приходит в движение, при этом он сортируется в соответствии с крупностью, массой и формой отдельных частиц. Одновременно происходит дробление, окатывание и истирание частиц. Часть обломочного материала, которая перемещается в пределах прибрежной зоны моря, образует наносы. Их можно условно разделить на два класса: донные, или влекомые, состоящие из наиболее крупных частиц (гальки, гравия, крупного песка), которые за все время перемещения не отрываются от дна, и взвешенные. Последние образуются мелкими частицами ила, песка, оторвавшимися от дна и находящимися во взвешенном состоянии.

Наибольшая концентрация взвешенных наносов наблюдается в придонном слое толщиной 0,2 Н (где Н -- глубина места), причем основная масса (до 90%) наносов двигается мористее зоны разрушения волн. Именно этот участок берегового склона наиболее динамичен, здесь чаще всего происходят изменения глубин.

Как же перемещаются наносы?

Рис. 19. Схема одновременного поперечного и продольного перемещения наносов

При подходе волны к мелководью одновременно с нарушением ее профиля -- увеличением высоты, возрастанием крутизны, опрокидыванием -- происходит ее торможение. Как правило, волны подходят к берегу под углом, отличным от прямого, и в этих условиях направление движения волн не совпадает с направлением движения воды, происходящего под действием силы тяжести, то есть перпендикулярно берегу. Если при фронтальном подходе волн к берегу взвешенные и влекомые наносы совершают периодические движения вверх-вниз относительно среднего положения без перемещения вдоль берега, то при косом подходе волн путь частицы наносов в жидкости оказывается незамкнутым: одновременно с перемещением вверх и вниз по береговому склону она перемещается вдоль него (рис. 19).

Исследования показали, что наибольшую скорость частицы наносов имеют в самой верхней прибойной зоне -- зоне контакта с берегом. В ней происходят интенсивное разрушение береговой черты и перемещение обломочного материала на глубину. Процессы разрушения берега, его размыва длятся до тех пор, пока отток обломочного материала в глубинную часть берегового склона не будет полностью компенсирован его поступлением из зоны аккумуляции (рис. 20). Так вырабатывается профиль равновесия.

Рис. 20. Выработка профиля равновесия при различных начальных уклонах дна: а -- большой уклон; б -- г -- промежуточные уклоны; д -- малый уклон

Естественно, что профиль равновесия устанавливается тогда, когда количество материала, смытого в одной части профиля, равно количеству материала, намытого в других его частях. Из-за этого профиль равновесия сильно зависит от начального уклона. При более крутом начальном уклоне верхняя зона размыва укорочена, и количество выброшенного на берег материала уменьшается. Соответственно нижняя зона размыва увеличивается, и для ее заполнения может не хватить накопленного у берега материала:-восполнение дефицита осуществляется посредством размыва первоначального откоса, и линия берега сдвигается в сторону суши. Берег в этом случае отступает (рис. 20,а).

Если же уклон берегового склона настолько мал, что энергия волн рассеивается, не доходя до береговой линии, наносы откладываются на некотором расстоянии от берега: образуется аккумулятивный береговой вал, который со временем поднимается выше уровня воды (рис. 20,д).

Каждому начальному уклону соответствует свой профиль равновесия. Выработка такого профиля осложняется при косом подходе волн к берегу. В этом случае на формирование профиля равновесия образующимся вдоль береговым потоком наносов влияет не только начальный профиль дна в данном месте, но и извилистость берегов, интенсивность шторма, направление волн относительно береговой черты. Поэтому практически после каждого шторма происходит изменение рельефа дна берегового склона.

Например, средний шторм силой 4 -- 5 баллов и продолжительностью около суток вызывает на Черноморском побережье Кавказа перемещение гальки на расстояние 150 -- 200 метров. При штормах большой силы общее количество перемещенного материала резко возрастает. В этом же районе объем перемещенного через поперечное сечение берегового склона за сутки материала составляет до 1700 кубических метров.

В естественных условиях за тысячелетия штормового взаимодействия моря и берега природа выработала установившийся режим движения наносов и рельеф дна. Этим с успехом пользуются гидрографы и судоводители.

Нередко рекомендованные судоходные трассы вблизи берегов прокладываются между линиями подводных валов -- как бы в канале, ограниченном естественными бровками.

В зависимости от подводного рельефа высота прибоя на разных участках берега может сильно изменяться. Во многих местах волны, подходя к берегу над подводными ложбинами, вообще не создают прибоя или образуют его только при очень сильном шторме: такие участки очень Удобны для высадки на берег.

Но нарушения естественного режима наносов ведут к тяжелым последствиям. Достаточно часто морские порты строятся на открытых морских побережьях. При этом для защиты подходных каналов и портов от волнения возводят оградительные молы или волноломы. Эти сооружения вторгаются в естественный процесс движения наносов, что нередко приводит к размыву одних и нарастанию других участков берега, отложению наносов на дне портов и в подходных каналах.

Рис. 21. Изменение берега после возведения мола при крупных наносах:

1 -- направление потока наносов; 2 -- направление господствующего ветра; 3 -- зона аккумуляции наносов; 4 -- мол; 5 -- линия берега до возведения мола; 6 -- зона размыва

При явно выраженном потоке крупнозернистых наносов, которые перемещаются вблизи уреза, строительство мола, ориентированного примерно перпендикулярно берегу, вызовет аккумуляцию наносов у мола со стороны их движения и размыв берега -- с противоположной стороны (рис. 21). Зачастую наносы быстро заполняют «карман» между молом и берегом и начинают засыпать подходной канал, на котором после этого приходится систематически проводить ремонтное дночерпание. Еще хуже обстоит дело, когда наносы не только заполняют угол между молом и берегом, но и способствуют быстрому выдвижению линии берега к голове мола. При этом порт оказывается полностью занесенным.

Такое произошло с небольшим рыбачьим портом Кро-де-Кань на побережье Средиземного моря, который, имея в 1935 году в голове мола глубину 5 метров, к 1949 году был полностью засыпан галькой.

Процессы у берегов, сложенных мелкими песками, протекают еще более интенсивно и захватывают большую зону. На отмелых побережьях перемещение песчаных наносов происходит под действием волнения и течений на широком участке; оно прослеживается до глубин, превышающих трехкратную глубину забурунивания. Поэтому в таких районах ограждающие молы обычно выводят далеко в море, что, однако, не предохраняет берег от размыва и намыва.

Например, в Порт-Саиде строительство мола привело к выдвижению берега с западной наветренной стороны со скоростью 15 метров в год. Предусмотренные в нижней части западного мола отверстия для пропуска наносов были сразу же забиты песком, наносы стали обтекать голову мола, и его решено было удлинить. Такие удлинения осуществлялись неоднократно, и сейчас длина мола более 8 километров против первоначальной длины 2,5 километра, когда мол был выведен на глубину 9 метров. В то же время происходил размыв восточного берега со скоростью 17 метров в год. Пришлось даже принимать меры, чтобы предотвратить отчленение восточного мола от берега. Подобное положение наблюдается и в других портах: Вентспилсе, Синьгане, Цеаре (Бразилия). Интенсивная заносимость подходных каналов и портов наблюдается при движении илистых наносов, которые перемещаются с течениями во взвешенном состоянии в придонных слоях воды. Скорость отложения илистых наносов достигает 1 метр и более в году.

Так, во французском порту Онфлер (устье реки Сены) слой илистых отложений за 1939 -- 1945 годы составил 5 метров.

В порту Нампхо (Корейская Народно-Демократическая Республика) на западном берегу полуострова Корея за три года отложился слой ила толщиной примерно 3 метра.

Не меньшее влияние на формирование рельефа дна берегового склона оказывает вторжение человека в процесс движения наносов и в их баланс. А это бывает тогда, когда без учета динамики береговой зоны моря используются прибрежные наносы: песок, галька для строительных целей. Этот прекрасный строительный материал добывается с пляжей и подводного берегового склона (до глубины 10 -- 20 метров).

Однако искусственно образовавшийся таким образом дефицит наносов приводит к разрушительным последствиям: море размывает берега, основания гидротехнических сооружений, пляжей.

Примером такого «хозяйствования» может служить берег в районе Адлера на Черном море, где разработка гальки привела к тому, что в 50-х годах начался интенсивный размыв берега, создалось угрожающее положение для железной дороги и многих строений. Только ценой больших усилий и многомиллионных затрат удалось стабилизировать положение и восстановить былую славу Адлерского пляжа.