Для измерения скорости течения на рифах применяют два основный метода: самопишущие вертушки (Новожилов, 1980; Wolanski, Jones, 1980;Andrews, Gentien, 1982) и разного рода буйки типа поплавков, бутылок или типа заглубленного подводного паруса с небольшим поплавком наверху ("droques", Hamner, Hauti, 1981; Atkinson et al., 1981). Многие авторы применяли доя этой цели также красители (Von Arx, 1948; Roberts et al., 1975; Marsh et аl., 1981), хотя их использование дает надежную информацию в основном лишь в отношении направления течения и интенсивности турбулентного обмена (Atkinson et аl., 1981). Наилучшие результаты можно получить, применив комбинацию этих методов (Roberts et al., 1975). Для оценок интенсивности турбулентного обмена анализируют термохалинную структуру водный масс на рифе, применяют красители, а также пользуются модельными расчетами (Bode, Starck, 1983).
Основными движущими силами гидродинамики в зоне рифа являются океанские течения, ветровой стресс, волнение, колебания уровня за счет приливных волн, а также долгопериодные его колебания под влиянием изменчивости барических полей в районах тропического шельфа (Atkinson et аl., 1981; Frith, 1981). Большая часть участков тропического шельфа, занятый рифами, находятся в зоне ветровых и компенсационный океанских течений, таких, как пассатные течения, экваториальные противотечения, Восточно-Австралийское течение. Их скорость в зоне шельфа составляет от 10 до 50 см/с. При взаимодействии атоллов, расположенный в открытом океане, с доминирующим океанским течением с наветренной стороны обычно имеет место подъем вод (апвеллинг). Одна из причин появления апвеллинга во фронтальной зоне рифа состоит в дивергенции потоков океанского течения, огибающих риф (Hamner, Hauri, 1981). Другой механизм подъема вод во фронтальной зоне рифа состоит во взаимодействии латеральных потоков огибающего риф океанского течения с гребнями системы опор на его внешнем склоне на глубинах 10-40 м. В результате такого взаимодействия образуется вертикальная составляющая этого потока, которая проходит по каналам, разделяющим гребни, вверх в зону волнолома (Roberts et al., 1975; рис. 4.2). Достаточно мощные потоки со скоростями течения до 1 м/с характерны для зон рва ("moat"), идущего обычно вдоль наветренного края рифа на глубинах 3-6 м. Там, где участки флега пересекаются каналами и проходами, ли потоки дают начало течениям, идущим по ним через флет в лагуну (Marsh et а1., 1981).
С подветренной стороны рифа огибающие его потоки океанского течения образуют сложную систему разнонаправленный круговоротов, которые интенсифицируют турбулентный обмен и вызвышают подъем к поверхности вод, обогащенных биогенами из нижних слоев эвфотической зоны. Локальные апвеллинги, которые образуются в результате взаимодействия набегающего потока океанского течения с рифом обусловливают отмеченный многими авторами так называемый островной эффект — повышенную продуктивность манктона приостровных вод в зонах пассатных течений (Gilmar-tin, Relevante, 1974; Hamner, Hauri, 1981, см. 6.3.З). Взаимодействие набегающего потока с рифом было подробно изучено на примере кольцевого рифа Пандора с применением буйков (Hamner, Hauri, 1981) (рис. 4.4). Эти авторы показали, что сложная гидродинамика, возникающая в результате такого взаимодействия, оказывает большое влияние как -на общую продуктивность, так и на распределение планктона акваторий, окружающих коралловые рифы.
Действие волнового стресса как движущей силы гидродинамики в зоне рифа в наибольшей степени проявляется на флете наветренного рифа. Под влиянием волнения за счет энергии диссипации волн во фронтальной зоне рифа уровень вод над его передним краем поддерживается на 20-40 см выше, чем в окружающем океане и в лагуне при средней высоте волны в пассатной зоне 1,5-4 м (см. 4.1.3). В результате этой разницы уровней через наветренный риф постоянно идет мощный поток воды в лагуну. Скорость течения на наветренном флете под действием волнового стресса составляет в среднем 15-40 см/с. В каналах, прорезающих флет, импульсная скорость потоков может достигать 1-2 м/с (Roberts, 1974; Arx, 1948; Maragos, 1978; Marsh et al., 1981; Atkinson et аl., 1981). Интенсивность этого потока меняется в течение суток в зависимости от фазы прилива (рис. 4.5). Она возрастает во время прилива и убывает во время отлива. По данным Аткинсона и др. (1981), скорость потока через наветренный флет атолла Эниветок варьировала от 10 до 150 см/с. Интенсивность переноса во время прилива оценивалась в 1,5 м3/(с·м), а во время отлива - 0,05 м3 (среднее 0,56 м3). За одну фазу прилива за счет потока через внешний флет в лагуну поступало около 66·108 м3 вод, или около 60% от ее общего притока. Для атолла Бикини последняя величина принималась близкой к 30% (Arx, 1948).
На флете атоллов и особенно барьерных рифов, не испытывающих значительного волнового стресса, основной движущей силой течений даже на флете наветренного рифа являются приливно-отливные колебания уровня. В этих условиях в зависимости от фазы прилива меняется не только скорость, но и направление течений. Приливные течения носят возвратно-поступательный характер. При подъеме уровня с приливом вода идет в лагуну сначала через проходы в кольцевом или барьерном рифе, а затем и через флет. Во время отлива поток идет через лагуны. Отливные течения на кольцевых рифах наиболее интенсивны в проходах и в зоне подветренного рифа. На наветренном флете отливные течения чаще всего вообще не прослеживаются (Luhdington, 1979; Arx, 1948). Даже при небольшой амгаитуде приливов (20-40 см) скорости приливных течений могут достигать 80 см/с при средних ее величинах 10-30 см/с (Roberts et al., 1975; Maxwell, 1968; Thompson Golding, 1982). В проходах скорость приливных течений может приближаться к 2 м (Cresswell, Creig, 1978; Mardsen, 1983). Периодичность этих течений четко следует периодичности приливного цикла (см. рис. 4.5). В зонах рифов, расположенных на шельфе материков, обнаружены также долгопериодные колебания скоростей течений, связанные с наличием баротропньк приливных волн и с называемыми ими колебаниями уровня моря. 1Ш1 период варьирует в пределах 10-30 суток (Cresswell, Greig, 1978; Wolanski, Bennett, 1983).
Ветровой стресс наряду с перепадом уровней является движущей силой течения, идущего через флет в лагуну (Atkinson et al., 1981). В приповерхностном слое вод лагуны проходит ветровое дрейфовое течение, направленное в сторону подветренного рифа. В нижних горизонтах водной толщи под воздействием этого ветрового нагона возникает компенсационное течение противоположного направления (рис. 4.6). Скорости дрейфовых течений в верхнем слое лагун атоллов в среднем близки к 10-50 см/с (Агх, 1948; Odum, Odum, 1955; Luhdington, 1979; Atkinson et al., 1981; Новожилов, 1987).
В лагунах барьерных рифов направление и скорость течения находятся под влиянием поля ветра и приливно-отливньк потоков через проходы между рифами барьера. Однако генеральное его направление при слабых ветрах обычно совпадает с направлением доминирующего на шельфе океанского течения. Так, в лагуне Б. барьерного рифа Австралии преобладающее направление течения (ЮЮВ) совпадает с направлением проходящего в зоне рифа потока Восточно-Австралийского течения. В лагуне барьерного рифа у Порт Морсби (Новая Гвинея) направление течения в лагуне определяется доминирующим течением, струя которого входит в проход и следует на юго-восток (Моо ге, 1981). Скорости течения в лагунах барьерных рифов обычно варьируют в пределах 5-30 см/с (Огг, 1933, Roberts et al., 1975; Cresswell, Greig, 1978; Andrews, 1983), испытавшая колебания в течение суток в зависимости от фазы прилива, а также упоминавшиеся выше долгопериодные колебания.
Для вод в зоне рифов характерна очень высокая интенсивность турбулентного обмена. Об этом прежде всего свидетельствует тот факт, что вертикальная стратификация вод практически отсутствует даже в полузамкнутьк глубоких лагунах атоллов. Зона наибольшей активности турбулентного перемешивания находится на внешнем склоне наветренного рифа. Показатели его интенсивности измерялись путем стробоскопического фотографирования распределения пятна красителя в толще воды у внешнего склона (Roberts, 1977). При скорости течения в зоне измерения на глубинах 20-30 м около 20 см/с коэффициент турбулентности превышал 2·102 см3 /с. Согласно оценкам А.В. Новожилова (1980), дпя коралловых рифов величина локальных коэффициентов турбулентности в придонных рифовых вод может достигать 3-5·102 см2/с. Турбулентность в глубинных слоях обычно бывает выше, чем в поверхностный, что связано с взаимодействием глубинных потоков с донными структурами рифа. Так, на рифе Козтиви, Сейшельские острова, коэффициенты турбулентности у поверхности составляли 0,5—1,7, а у дна - около 3,5·102 см2/с. Отмечена . четкая зависимость между интенсивностью турбулентного обмена и фазой приливного цикла. Наиболыдвге величины коэффициентов турбулентности были отмечены в периоды нарастания или падения уровня.
На основании измерения величин переноса вод течениями через флет и проходы в кольцевом рифе некоторых атоллов были сделаны попытки расчетов времени полного обмена вод в их лагунах. В лагуне полузакрытого атолла Бикини с интенсивным притоком вод через наветренный флет за один приливной цикл сменяется около 4% ее объема. Время полного обмена оценивается в 40 сут и время полного перемеишивания вод лагуны течениями в 6-12 сут. при ее глубине 60 м (Arx, 1948). Время обмена воды в закрытой лагуне атолла Фаннинг, которая сообщается с океаном двумя сравнительно узкими проходами, оценивается в 8 мес (Gallagher et аl., 1971). Два атолла Эниветок оно близко к 30 сут (Atkinson et al., 1981). Наибольшая скорость обмена бьта зарегистрирована в мелководной лагуне старого кольцевого рифа Уантри — менее недели (Lundington, 1979; Frith, 1981). Двя ее определения в лагуну была выпущена флуоресцирующая краска, после чего в разный участках лагуны было прослежено убывание её концентрации.
Водообмен между океаном и лагуной происходит не только за счет гидродинамики, но и за счет движений грунтовый вод в толще пористого известкового тела рифа, имеющего значительную проницаемость (Lam, 1974). Движения распресненный грунтовый вод в толще известкового тела рифа под влиянием приливных колебаний уровня окружающих вод океана интенсифицируют его эрозию. Это приводит к образованию внутри его карстовый пустот, что, в свою очередь, увеличивает его проницаемость (Johannes, 1980).