В южных и  северных частях океанов существуют гигантские антициклонические круговращения вокруг центров действия субтропических атмосферных антициклонов (Каменкович В. М., Кошляков М. Н., Монин А. С. 1982). Период обращения в этих циркуляциях порядка нескольких лет (5 лет).

                         

 

 

Рис. 5.1. Крупномасштабные антициклонические циркуляции (толстые линии) и циклонические (тонкие линии) циркуляции в Атлантическом океане.

 

            В настоящее время многочисленные инструментальные наблюдения подтверждают, что в северной и в южной частях каждого океана (Атлантический, Тихий, Индийский) существуют  отдельные крупномасштабные антициклонические циркуляции в виде волновых течений (Рис. 5.1, 5.2., 5.3.). Рассмотрим результаты таких наблюдений

 

                     

 

Рис. 5.2. Крупномасштабные антициклонические циркуляции (толстые линии) и циклонические (тонкие линии) циркуляции в Тихом океане.

            

Рис. 5.3. Крупномасштабные антициклонические циркуляции (толстые линии) и циклонические (тонкие линии) циркуляции в Индийском океане.

 

5.1.1. Наблюдения волновых течений в океане

 

            Начиная с 60 х годов прошлого века среди океанографов появился интерес к модам движений которые могут быть описаны как вихревое волновое движение, связанное с топографией дна моря. Robinson A. R., (1964) первый обратил внимание на волны этого типа как полезную, понятную модель в объяснениях наблюдаемого феномена, замеченной в аномалии уровня моря на Австралийском побережье. Robinson A. R. называет эти волны «шельфовые волны» и утверждает, что они могут быть возбуждаемы движениями возмущения атмосферного давления.

            Longuet-Higgins (1968) указывает на сходный класс этих волн с другими вихревыми волнами называемыми волнами Россби и волнами Кельвина. Longuet-Higgins (1968) and Rhines (1969) так же демонстрируют, что сходные топографические волны могут появиться в других местах чем континентальный шельф. Они считали правильным называть все такие волны волнами Россби, Кельвина, топографическими волнами.

            Adams and Buchwald (1969) показывали, что важным возбуждающим механизмом в генерации топографических волн вдоль берегов континентов есть действие ветрового стресса на поверхность моря (не градиент атмосферного давления).

            Mysak, L. A. (1967, 1968) дал теорию континентальных шельфовых волн и краевых волн на континентальном шельфе конечной ширины.

            Bernstein R. L., Whit W. B. (1974) показали перемещение на запад наблюденных во время TWE (Trade Wind Expeditions) возмущений температуры носило преимущественно волновой характер. Длина волны была равна 460 км.

            Необходимо отметить, что возможность образования длиннопериодных волн в океане сначала была показана теоретическими расчетами: волн Кельвина (1880 г), медленных крупномасштабных колебаний (low-frequency current fluctuations) называемых планетарными волнами или волнами Россби (1938), топографических, шельфовых (long shelf waves, continental shelf waves), захваченных берегом (coastal-trapped waves), захваченных экватором волн. Регистрировать волны в океане и в Великих североамериканских озерах начали в 60х годах прошлого века.

            Естественно, что наблюдаемые в океане высокую, большую изменчивость скорости и направления течений пытались отожествить с имеющимися моделями, полученными теоретически: с волнами Россби, Кельвина, с топографическими волнами и т.д.

            Основное отличие наблюдаемых волн от теоретически рассчитанных в том, что наблюдаемые волны имеют большой перенос масс воды, тогда как теория показывает, что перенос масс воды в волне мал. Поэтому целесообразно называть наблюдаемую в действительности изменчивость скорости и направления течений длиннопериодными волновыми течениями (ДПВТ), течениями волновой природы. Необходимыми признаками таких течений являются: а) высокая периодическая изменчивость; б) фазовая скорость. Причем фазовую скорость и направление распространения фазы необходимо показывать и вычислять по наблюдениям.

            Weisberg R. H. (84) сообщает, что длинные волны поверхностного южного Экваториального течения и подповерхностные экваториальные противотечения были впервые описаны Düing, W., и др. (1975) с использованием измерений, сделанных в экваториальной Атлантике в июле-сентябре 1974 г. Наблюдалось распространение в западном направлении колебаний с периодами около 16 дней. Weisberg R. H. (79) показал, что они были в основном в поверхностном горизонте. Используя инфрокрасные спутниковые изображения, Legeckis R. W. и др. (83) показали сходные поверхностные черты в поверхностном горизонте в восточной части Тихого океана. Летние и др. сезоны показывают распространение колебаний в западном направлении со средним периодом и зональной длиной волны 25 дней и 1000 км соответственно. Weisberg R. H. (1984) показывает пакет распространяющихся на запад волн ограниченных поверхностью наблюдаемых в Атлантике в 1983 г.

            Глубинное выражение этих поверхностных движений так же наблюдалось. Weisberg R. H. и др. (79) использующие данные АБС ниже термоклина в восточной части экваториальной Атлантики отожествляют пакеты (группы) захваченных экватором гравитационных волн с основным периодом 31 сутки и западного направления и распространяющейся направленной вверх фазой с длиной шкалы 1200 км. 1000 м. соответственно. Дальнейший анализ Weisberg R. H. (1979) утверждает, что эти волны были сезонные с происхождением в центральной экваториальной Атлантике в июле-августе. Колебания с периодом около 30 суток на глубине на экваторе Индийского океана показаны Luyten, J.R., and D. H. Roemmich. (1982), которые утверждали, что эти черты являются универсальными для экваториальных областей океанов. Узкие группы нестабильностей, волны генерируются сезонно, как ответ на сезонную изменчивость ветрового воздействия.

Рис. 5.4. Функции спектральной плотности скорости ветра (левый А) и скорости течения (левый В) на глубине 500, 100, 150 м в западной Атлантике (точка В) (Van der Hoven, 1957) (Rhines P. 1971). (Из книги Лаппо С. С. 1979). Функция спектральной плотности скорости течения в пункте Нефтяные Камни, Средний Каспий (правый) (Бондаренко А. Л.).

 

            Итак, длительные наблюдения за течениями в морях и океанах в последние 50 лет на автономных буйковых станциях показывают, что течения имеют волновую природу. Лаппо С. С. (директор ИО РАН в 1993 - 2006 г.г.) на основе анализа предыдущих 20 летних наблюдений (ПЛИМОДЕ, и т.д.). сделал вывод: «Анализ наблюдений за течениями обнаружил существенную изменчивость динамического состояния вод, особенно на глубинах более 1000 м., что весьма резко расходилось с существовавшими теоретическими концепциями. Эти наблюдения привели к коренному пересмотру представлений о динамике океана. Наступил волновой этап в исследованиях течений океанов» (Лаппо С. С. 1979). Этот вывод автор иллюстрирует рис. 5.1 (слева), где представлены спектры скорости течений на трех горизонтах и ветра.

            На спектрах течений видно небольшой пик на частоте приливов, гораздо больший пик на периодах инерционных волн и мощный пик на периодах 1-2 месяца. Именно такие периоды имеют волновые течения в океане.

            Итак, в океанах и морях наблюдаются:

Медленные осциляции; Нестабильные волны; Бароклинные береговые струи; Топографические волны; Континентальные шельфовые волны; Синоптические вихри в океане; Бароклинные вихри; Океанские вихри; Топографические ринги; Глубинные струи; Захваченные экватором гравитационные волны Россби; Экваториальные длинные волны; Экваториальные волны; Меандры и длинные волны; Краевые волны; Двойные волны Кельвина.

            Только по наблюдениям можно выявить основные закономерности наблюдаемых волновых движений в океане и выбрать наиболее подходящее их название, наиболее полно описывающее наблюдаемые движения.