Характеристика апвеллингов в Мировом океане
Апвеллинг в Мировом океане
Работу выполнила:
студентка 4 курса
группа 144 – 6
Салина Ольга
Проверила:
Шурганова Г. В.
Нижний Новгород
Содержание
Стр
Введение 3
1. Формирование апвеллинга 4
2. Характеристика апвеллингов в Мировом океане 8
3. Значение апвеллинга 14
Заключение 18
Список литературы 19
Введение
Специфика океана по сравнению с сушей заключается в том, что зона активного продуцирования органического вещества не совпадает с зоной накопления биогенных элементов. Если на суше биогенная база концентрируется в почве, на поверхности которой и идет продуцирование, то в океане фотический слой является наименее богатым питательными солями. По этой причине на пространственном распределении первичной продукции в океане отчетливо сказываются процессы подъема глубинных вод. Хотя подъем вод наряду с обогащающим действием на верхние слои может сопровождаться и некоторыми негативными следствиями (уменьшение температуры и содержания кислорода, вынос вод с малым количеством растительных организмов и др.), как правило, зонам подъема вод соответствуют районы повышенной биологической продуктивности. Под апвеллингом понимается процесс подъёма и выхода на поверхность моря, океана, озера глубинных вод. Противоположность апвеллинга – даунвеллинг: процесс опускания поверхностных вод на глубину. Подобные явления могут наблюдаться и в открытых частях морей и океанов. Наиболее активно явление прибрежного апвеллинга – даунвеллинга развивается в восточных, северо - восточных и юго - восточных областях морей и океанов. Выходящие на поверхность бассейна глубинные воды отличаются от поверхностных температурой, содержанием биогенных веществ или растворённых в них каких-либо элементов, что позволяет легко обнаружить апвеллинг (Корзун, 1973).
Формирование апвеллинга
Процесс вертикального движения вод в море, в результате чего глубинные воды поднимаются к поверхности, называют апвеллингом(от англ. up —вверх, veiling — источник, родник, течение воды), а опускание вод – даунвеллингом(от англ. daun — вниз).
В Мировом океане существует пять устойчивых зон апвеллинга: Калифорийская, Перуанская (Тихий океан), Канарская, Бенгельская (Атлантика) и Сомалийская (Индийский океан).
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. 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 (Лафонд, 1974).
В океанологии различают 2 типа апвеллинга: прибрежный и в открытом океане. Прибрежный апвеллинг представляет собой наиболее характерный и исследованный вид локального подъема вод. Его возникновение обусловлено компенсационным притоком глубинных вод к берегу при оттоке поверхностных вод от берега. Отток вод может вызываться сгонным действием ветра, поперечной циркуляции вод в течении, идущем вдоль берега, или отходом потока вдольберегового течения от побережья. Основной сгон или нагон воды у берега создается ветром, дующим почти вдоль береговой черты. Происходит это в результате отклоняющего действия вращения Земли. Этот тип апвеллинга может возникать эпизодически вследствие сгонных ветров при прохождении циклонов. Сильный и продолжительный 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. В природе обычно действует несколько механизмов сразу, так что подобное разделение причин возникновения апвеллинга носит довольно условный характер. 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. 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.
Наиболее известные районы прибрежного апвеллинга связаны с основными пограничными течениями океанов: Калифорнийского и Перуанского – в Тихом океане, Канарского и Бенгельского в Атлантическом и Сомалийского – в Индийском океане. Самые сильные и стабильные пограничные течения – Гольфстрим и Куросио – сопровождаются настолько активной поперечной циркуляцией вод, что она не приводит к возникновению «нормального» процесса прибрежного апвеллинга.
Наряду с указанными достаточно крупномасштабными и стабильными прибрежными апвеллингами существует большое число апвелингов меньшего масштаба. К ним относятся апвеллинги побережья Аравийского полуострова, Индостана, Северо-Западной Австралии, Андаманских островов, островов Ява и Сумбава, у берегов Бирмы и Вьетнама – в Индийском океане; у берегов южной оконечности Африки, Восточной Бразилии, Пиренейского полуострова и Новой Шотландии, у берегов Габона и у северного побережья Карибского моря – в Атлантическом океане; у берегов Новой Зеландии и в проливе Дрейка – в Тихом океане (Зенин, 1978).
Апвеллинг может охватывать толщу вод от 40 до 360 м при скоростях вертикальных движений 1-2 м в сутки. В замкнутых водоемах прибрежный апвеллинг периодически развивается после ветров сгонных (от берега) направлений, когда ветер отгоняет тёплые поверхностные воды, а на их место поднимаются более холодные. Размер вызванного ветром подъема вод зависит от характеристик ветра, а именно: скорости, продолжительности, разгона и направления. Вероятность подъема глубинных вод находится в соответствии с сезоном. Апвеллинг может быть эпизодическим, сезонным, круглогодичным и климатическим. Он может наблюдаться в любом районе Мирового океана, но наиболее характерен апвеллинг вдоль западных побережий материков. Ограниченный подъем вод развивается у подветренной стороны островов и мысов, выступающих навстречу течению, над подводными горами, в циклонических круговоротах в северном полушарии, на границах водных масс и над подводными возвышенностями или хребтами в открытом море.
Некоторую роль в формировании апвеллингов играет рельеф дна. Учеными установлено, что локальные апвеллинги развиваются у подветренной стороны островов и мысов, выступающих навстречу течению, над подводными горами, на границах водных масс и над подводными возвышениями или хребтами в открытом море.
Хотя динамические процессы, формирующие апвеллинг в различных районах океана, имеют много общих черт, местные условия вносят существенный вклад в специфику развития явления.
В зависимости от изменения силы ветра различают три стадии развития апвеллинга:
- переходная стадия: ветер изменяется в направлении, благоприятном для подъема вод, и усиливается;
- фаза установления апвеллинга: устойчивый и благоприятный ветер дует в течение нескольких суток;
- стадия релаксации: сгонный ветер изменяет направление на неблагоприятное для подъема вод.
В стадии установления апвеллинга наблюдается сильное течение от берега, вдольбереговое течение к экватору и вдольбереговая зона конвергенции (Виноградов, Шушкина, Лебедева, 1977).
Даунвеллинг—это нисходящий поток водных масс, возникающий на границе раздела теплых и холодных вод. В океанах даунвеллинг (погружение холодных вод на большие глубины, где в придонных слоях они растекаются на большие расстояния и доходят до низких широт) наблюдается, например, в прибрежных районах Антарктиды. 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 (Лафонд, 1974).
Характеристика апвеллингов в Мировом океане
В Мировом океане есть много районов, где существуют сезонные ветры. На зоны апвеллинга приходится всего 0,1% площади Мирового океана. Перуанский апвеллинг представляет собой наиболее грандиозный по масштабам и следствиям прибрежный подъем вод. Его существование связано с системой пассатных ветров и пассатного течения. Ведущая роль в формировании явления принадлежит южным и юго-восточным ветрам, которые действуют на протяжении всего года. Апвеллинг охватывает прибрежную акваторию от 5 до 370 ю. ш. Подъем развит в 10-километровой прибрежной зоне, где вертикальные скорости оцениваются величинами 1-2×10-2 см/с. В сторону моря скорости подъема быстро уменьшаются и достигают нулевых значений уже в 20 км от берега. В пределах области существования апвеллинга отмечаются несколько участков значительного подъема вод. Величина понижения температуры на поверхности в очагах подъема составляет 6-80С. Ограниченная ширина зоны подъема вод в Перуанском апвеллинге, вероятно, объясняется малой шириной шельфа и относительно небольшой ролью поперечной циркуляции Перуанского течения в формировании процессов подъема. Важнейшей особенностью района является исчезновение апвеллинга в отдельные годы под влиянием Эль-Ниньо, выражающегося в проникновении в прибрежную зону теплых малопродуктивных вод со стороны экватора.
Многие исследователи считают первопричиной Эль-Ниньо ослабление пассатных ветров в экваториальной зоне и увеличение температуры воды во всей восточной части Тихого океана. При анализе причин возникновения явления Эль-Ниньо в 1976 г. Виртки пришел к выводу, что они имеют волновую природу. С декабря 1975 г. и на протяжении первой половины 1976 г. отмечалось значительное усиление пассатных ветров, которое затем сменилось аномальным снижением их силы. В результате после ослабления ветров в океане возникла волна Кельвина, которая пересекла океан и привела к подъему уровня у восточных берегов океана. Создавшийся перепад уровней между восточным и западным районами океана ослабил Пассатное течение и усилил поток Межпассатного противотечения, которое и привело к развитию течения Эль-Ниньо (Зенин, 1978).
В Атлантическом океане практически полным аналогом Перуанского апвеллинга является апвеллинг в зоне Бенгельского течения. Здесь подъем вод отмечается между 15 и 340 ю. ш. с максимальными скоростями на участке 23-290 ю. ш. Процесс подъема охватывает глубины до 200-300 метров. Отличительной особенностью района побережья Юго-Западной Африки является довольно широкий шельф (до 100 миль), который накладывает существенный отпечаток на процесс апвеллинга. Обширное мелководное пространство обуславливает быструю реакцию водной толщи на изменения ветров. В ходе процесса подъема существует отчетливая сезонная динамика: ослабление в марте и усиление в сентябре-октябре. На глубине 200-300 м. вдоль края шельфа развито подводное противотечение, направленное на юг.
По температуре воды существование апвеллинга выявлено у берегов Анголы и Габона. Однако здесь процесс подъема вод практически не связан с ветровой деятельностью в районе. Полагают, что основной причиной апвеллинга здесь служит подъем к поверхности подповерхностного противотечения. Этот процесс управляется изменчивостью ветрового поля в масштабе океана.
У северных берегов Гвинейского залива местные ветры должны были бы поддерживать апвеллинг на протяжении всего года. Но понижение температуры наблюдается только с июня по октябрь, когда интенсифицировано Гвинейское течение. По-видимому, для полного развития апвеллинга необходимо совместное действие поперечной циркуляции течения и сгонного эффекта местного ветра. Усиление Гвинейского течения летом связано с интенсификацией ветров на экваторе и к югу от него. Таким образом, для возникновения апвеллинга у северных берегов Гвинейского залива существенны не только местные ветры, но и ветры над обширной акваторией прилегающей части океана.
К числу наиболее изученных районов апвеллинга относится северо- западное побережье Африки. Апвеллинг связан с Канарским течением и существует на протяжении всего года с усилением весной и летом. Скорость подъема вод – 29×10-3 см/сек, глубина развития процесса – 200-300 м, ширина 50-130 км. Аномалии температуры на поверхности достигают 70 С. Район наиболее устойчивого подъема простирается от Канарских островов до Островов Зеленого Мыса. В пределах этого пространства существует несколько локальных районов активного подъема вод. Очаговый характер интенсивности апвеллинга зависит от реверсивных изменений вдольбереговой циркуляции с учетом влияния топографии вдольбереговой черты и дна. Значительное влияние оказывает на характер апвеллинга тропический фронт, перепады температуры в котором достигают 80 С. Интенсивность апвеллинга существенно колеблется в зависимости от силы пассатных ветров. Выявлена экспотенциальная зависимость глубины подъема вод и дальности распространения зоны сгона от берега от силы ветра.
Аналогом Канарского апвеллинга в Тихом океане является система подъема вод у северо-западных берегов США. Здесь апвеллинг имеет четко выраженный сезонный характер – возникает весной и прекращается осенью. Подъем вод охватывает глубины до 200 метров при скоростях 7×10-3 см/сек. Существуют данные инструментальных наблюдений, свидетельствующие об усилении скоростей до величин 4×10-2 см/с.
В верхних слоях океана (до 40 м) имеет место перенос вод в сторону экватора со скоростью до 20 см/с. Ниже горизонта на 200 м на северо-запад следует глубинное противотечение, которое отличается большой устойчивостью и имеет скорость до 25 м/с. С продвижением на север противотечение приближается к берегу, ослабевает и уменьшается по ширине и вертикальной мощности.
С ослаблением северных и северо-западных ветров осенью апвеллинг прекращается и в районе формируется довольно сильное течение северного направления (течение Дэвидсона). Возникновение этого течения имеет много общего с механизмом развития явления Эль-Ниньо у берегов Южной Америки. Все рассмотренные районы апвеллинга находятся в зоне действия обширных пограничных течений восточных границ океана. Обычно эти течения имеют небольшие скорости переноса вод и часто распадаются на отдельные струи. Их деятельность связана с субтропическими антициклонами атмосферы, центры которой совершают заметные сезонные перемещения. От весны к лету антициклоны смещаются в более высокие широты, вызывая соответствующие передвижения к полюсам зон наиболее активного подъема вод (Кузнецова, Тюряков, 1977).
Значительным своеобразием отличаются апвеллинги Индийского океана. В значительной мере это связано с аномальным, муссонным режимом атмосферной циркуляции, однако есть и другие причины отличий.
Основной район подъема вод в этом океане приурочен к типичному западно-пограничному Сомалийскому течению, который существует только в сезон юго-западного муссона (июнь-октябрь) и отличается очень высокими скоростями переноса вод. Следствиями этих особенностей является сезонный характер апвеллинга и преобладающая зависимость его не от сгонного эффекта ветра, а от поперечной циркуляции в потоке течения. Существенной особенностью Сомалийского течения можно считать также отход от берега и поворот вправо южнее острова Сокотра, в результате чего основной очаг подъема вод оказывается удаленным от прибрежной зоны. Возникновение апвеллинга в значительной мере предопределяется также рельефом дна и конфигурацией береговой черты. В период интенсивного подъема вод отмечается уменьшение температуры на поверхности до 130 С (июль-август), в открытом море до 230 С. Основная зона апвеллинга Сомалийского течения охватывает общую акваторию между 10 и 120 с. ш., простираясь на восток до 530 в. д. Спутниковые наблюдения позволили установить большую изменчивость характера и интенсивности подъема воды в районе побережья Сомали в связи с синоптической изменчивостью динамики основного течения.
Аналогичный механизм возникновения имеет апвеллинг у юго-восточных берегов Аравийского полуострова. Особенности пространственного распределения зон наиболее активного подъема здесь обуславливаются особенностями рельефа дна и береговой черты – наличием обширных заливов и скалистых мысов. Основное отличие от апвеллингов района Сомали состоит в меньшей интенсивности течения, и, как следствие этого, - в значительно меньших понижениях понижениях температуры воды на поверхности.
Особого упоминания заслуживает своеобразный апвеллинг вдоль западных берегов Индостана. Исходя из характера ветров подъем вод здесь должен наблюдаться в период северо-восточного муссона. В действительности признаки апвеллинга в этот сезон отмечаются только севернее Бомбея. Основной же апвеллинг, захватывающий большую часть западного и южного побережий полуострова, имеет место при юго-западных (нагонных) ветрах. Причина этого несоответствия состоит в преобладающем влиянии на подъем вод поперечной циркуляции во вдольбереговом течении. Нагонный эффект юго-западных ветров сказывается в том, что явление апвеллинга у западных берегов Индостана очень мало проявляется в характеристиках поверхности океана. Происходит своеобразное «прикрытие» процесса подъема постоянным нагоном тонкого слоя поверхности вод.
Примером преимущественного ветрового (сгонного) апвеллинга в районах Индийского океана могут служить периодические подъемы в Аденском заливе и прежде всего у его северных берегов. Характерной особенностью этих апвеллингов является их небольшая продолжительность при очень высоких скоростях подъема глубинных вод. В районе города Аден сгонные ветры могут в течение 1-2 суток вызывать уменьшение температуры поверхностных вод на шельфе на 100 С. Заметное развитие процесса апвеллинга имеется в австралийских водах. Подъем вод вдоль северо-западных берегов Австралии и южных берегов островов Ява и Суматра отмечаются с мая по сентябрь и формируются под совместным действием сгонных ветров и поперечной циркуляции течений.
Средние скорости подъема сравнительно невелики – 5×10-5 см/сек, но существование подъема отчетливо заметно не только по температуре воды, но и по повышенному содержанию биогенных элементов.
Местные ветры в данном районе не оказывают существенного влияния на формирование апвеллинга. Истинные причины явления остаются невыясненными. Предполагают, что они связаны с изменениями направления подповерхностных течений, идущих над склоном.
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 (Зенин, 1978).
Значение апвеллинга
Вертикальная циркуляция вод в океане, несмотря на малые значения скорости вертикальных движений (10-3-10-4 см/с), играет важную роль в различных процессах, происходящих в океане. В настоящее время установлены достаточно четкие зависимости между концентрациями первичной продукции и интенсивностью процесса подъема глубинных вод.
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. 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 большого давления органические вещества претерпевают химические и биологические трансформации, в результате чего в глубинных слоях воды образуется большое количество растворенных азотных и фосфорных соединений (Кочиков, 1980).
Важнейшим следствием подъема вод у берегов является вынос в зону фотосинтеза необходимых для поддержания продукционного процесса продукционных элементов. Практически во всех районах, подверженных явлению апвеллинга, наблюдается резкое повышение концентраций биогенных солей по сравнению с окружающими водами.
Интенсивность продуцирования первичного органического вещества в системе апвеллинга имеет довольно сложную зависимость от скорости подъема вод. Существует определенная критическая скорость подъема (около 1 метра в сутки), которая обеспечивает наибольшую величину первичной продукции. При очень активном подъеме холодные воды не являются очагами скоплений фитопланктона и регенерационного возврата биогенов в продукционный цикл. Кроме того, массовый рост организмов фитопланктона на значительном удалении от очага подъема сопровождается активным выеданием их как зоопланктоном «собственного» сообщества, так и зоопланктоном районов открытого океана. В периоды интенсивного подъема вод в Перуанском апвеллинге биомасса фитопланктона составляет около 50% от ее объема при оптимальных скоростях подъема. Между размерами организмов фитопланктона и величинами вертикальных скоростей движения воды существует определенная количественная связь. Уменьшение размеров клеток с ростом вертикальных скоростей после некоторого критического уровня связано с высокой скоростью метаболизма у мелких организмов высокопродуктивных районов. Области сильного подъема отличаются обилием и быстрой сменой генераций мелких клеток фитопланктона. Очевидно, что чем продуктивнее воды, тем большая биомасса планктонофагов может существовать за счет единицы первичной продукции. Однако повышение продуктивности за счет подъема вод в низких широтах приводит к качественному изменению зависимости. Районы максимального развития фитопланктона характеризуются недоиспользованием продукции первичного трофического уровня и именуются зонами обновления. В природе границы зон обновления с зонами равновесия являются гидрологическими фронтами, окаймляющими районы подъема вод.
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 (Чернявский, Вавилова, Максимов, 1976).
Апвеллинг оказывает крупномасштабное воздействие на погоду и определяет климат, а следовательно, и экономическую жизнь прибрежных государств, таких, как Чили, Перу. Общеизвестно рыбохозяйственное 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 (Кочиков, 1980).
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 сантиметровый слой осадков (Корзун, 1973).
Апвеллинг также влияет на бентос и даже на органический состав морских донных осадков. Предполагают, что, если концентрация органического вещества выше того количества, которое может быть растворено или вынесено течениями, возможно его накопление на дне моря и с течением времени превращение в нефть. Районом с подходящими условиями для накопления органического материала могут быть воды материкового склона. Для образования нефти осадки материкового склона должны быть покрыты отложениями неорганического происхождения, возможно, приносимыми со склона потоками. Если эти предположения верны, то каждый из районов подъема глубинных вод над материковым склоном может впоследствии стать районом нефтяных месторождений. Таким образом, апвеллинг благодаря своему влиянию на термические, химические, биологические и геологические процессы играет большую роль в жизни моря.
Концентрирующее действие подъема вод у берегов на промысловых рыб может быть связано не только с кормовыми условиями. Значительные отличия температуры поднимающихся вод и особенно пониженное содержание в них кислорода могут оттенять и концентрировать рыбу в узкой прибрежной зоне или на границе затоков вод на шельф. При резких усилениях подъема рыбы вообще покидают участки выхода вод с неблагоприятными характеристиками. В Аденском заливе сезонный сгон приводит временами к выходу на шельф вод с содержанием кислорода 0,35-0,50 мл на л. Рыба в эти периоды сосредоточивается в узкой прибрежной зоне, практически недоступной для промысла. Улучшение обстановки наступает только при ослаблении подъема вод (Кузнецова, Тюряков, 1977).
Заключение
Локальные подъемы вод имеют важнейшую роль в формировании районов повышенной и рыбопромысловой продуктивности в Мировом океане. Так, основная область добычи кильки в Каспийском море наиболее продуктивна в областях активного развития апвеллинга у восточных берегов Среднего и Южного Каспия. Механизм формирования подъемов вод и их действия на биопродуктивность отличаются большой сложностью и зависимостью от местных условий отдельных районов. Формы влияния различных видов подъема вод на промысловую продуктивность охватывают процессы повышения общей биопродуктивности районов, формирования численности отдельных поколений промысловых рыб, концентрирования организмов с обширных прилегающих акваторий, влияния условий среды на поведение промысловых скоплений. Кроме того, наличие вод с аномально низкой температурой влияет на климат и погодные условия районов, прилегающих к зонам аппвеллинга и даунвеллинга.
Степень изученности различных форм локальных подъемов вод недостаточна. Перемещающиеся формы подъема вод в открытых районах океана по существу только начинают исследоваться (Кочиков, 1980).
Таким образом, выделение в океане зон подъема (апвеллинговых зон) а также изучение их структуры, интенсивности и изменчивости в зависимости от различных гидрометеорологических условий представляет научный и практический интерес.
Список литературы
1. Виноградов В. М., Шушкина Э. А., Лебедева Л. П. Некоторые особенности функционирования экосистем тропических апвеллингов. М., 1977. – 125 с.
2. Зенин В. М. Динамика океанологических факторов в районах повышенной рыбопродуктивности. М., 1978. – 120 с.
3. Корзун В. А. Общая характеристика прибрежного подъема вод. М., 1973. – 78 с.
4. Кочиков В.Н. Локальные подъемы вод и их влияние на биопродуктивность различных районов мирового океана. М., 1980. – 56 с.
5. Кузнецова Л. Н., Тюряков Б. И. О структуре апвеллингов в отдельных промысловых районах океана. М., 1977. – 56 с.
6. Лафонд Е.К. Океанографическая энциклопедия. М.: Гидрометеоиздат, 1974. – 167 с.
7. Чернявский Е. Б., Вавилова В. В., Максимов В. П. Биологические последствия подъема вод в открытом океане. М., 1976. – 89 с.
Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском по сайту:
©2015 - 2024 stydopedia.ru Все материалы защищены законодательством РФ.
|