Глава 2. Типы течений в Мировом океане и их характеристика

Течение – поступательное движение масс воды в океанах и морях. Течения представляют собой сложное сочетание периодических и непериодических перемещений воды. Направление течения измеряется в градусах и указывает, куда перемещается поток воды, а скорость течения измеряется в м/c.

Все течения классифицируют по разным признакам:

1. По силам их вызывающим (генетическая классификация);

2. По устойчивости;

3. По глубине расположения;

4. По характеру движения;

5. По физико-химическим свойствам.

Основной классификацией является генетическая классификация, в которой выделяют три группы течений.

К первой группе относят градиентные течения, данные течения обусловлены горизонтальными градиентами гидростатического давления, которые возникают при наклоне изобарических поверхностей относительно уровенных поверхностей. Выделяют следующие градиентные течения:

· Плотностные (обусловлены горизонтальным градиентом плотности);

· Компенсационные (обусловлены наклоном уровня моря, возникшим под действием ветра);

· Бароградиентные (обусловлены неравномерностью распределения атмосферного давления над поверхностью океана);

· Сейшевые (возникают при сейшевых колебаниях океана);

· Стоковые (образуются из-за избытка вод в какой-либо части океана в результате притока речных вод, обильного выпадения осадков или таяния льдов).

Ко второй группе относят течения, которые возникают под влиянием ветра.

· Дрейфовые (обусловлены текущим действием ветра);

· Ветровые (обусловлены как текущим действием ветра, так и наклоном уровенной поверхности, так и перераспределением плотности воды, которое было вызвано ветром).

К третьей группе относят приливные течения, которые возникают при влиянии Солнца или Луны. Данные течения можно заметить у берегов или на мелководьях в проливах. Данные течения являются наиболее сильными.

В океане выделяют и суммарные течения, которые образуются путём общих действий нескольких сил. Течения, которые существуют после прекращения действия сил, называются инерционными. Инерционные силы под действием силы трения постепенно затухают.

По характеру изменчивости выделяют течения периодические и непериодические. Периодическими называют те течения, изменения в которых происходят с определённым периодом времени. К ним относят приливные течения, которые изменяются в течение суток (суточные приливные течения). Непериодическими течениями называют те течения, изменения которых не носят определённого характера. Существование данных течений связано с временными и случайными причинами (прохождение циклона над океаном).

Также выделяют течения, которые относительно мало меняются по скорости и направлению за сезон (муссонные) и за год (пассатные).

Течения, которые не изменяются во времени или слабо изменяются, называют установившимися, а течения, которые сильно изменяются во времени, называют неустановившимися.

Течения распределяют и по глубине расположения, выделяют: поверхностные течения (наблюдаются в навигационном слое от поверхности до 10-15 м), придонные (наблюдаются у дна), глубинные (наблюдаются посередине между поверхностными и придонными течениями).

По характеру движения делят на прямолинейные, циклонические, антициклонические и меандрирующие течения. Меандр – это непрерывный волнообразный изгиб основного потока течения (пример Гольфстрим). К прямолинейным течениям относят пассатные течения и течения в проливах. Круговые течения, которые направлены в северном полушарии против движения часовой стрелки, а в южном, наоборот, по часовой стрелке, называют циклоническими. А вот если течения в северном полушарии направлены по часовой стрелке, а в южном полушарии против часовой стрелки, то такие течения называют антициклоническими.

Также течения выделяют по физико-химическим свойствам и делят на тёплые и холодные, солёные и распреснённые. Тёплым или холодным течением называют течение, температура воды в котором выше или ниже температуры окружающих вод.

Рисунок 2.1 Схема течений Мирового океана

Градиентные течения

В ходе неравномерного прогрева поверхности океана, различие в количестве выпавших осадков и испарении обуславливают неравномерное распределение плотности, приводящее к возникновению горизонтального градиента гидростатического давления, который вызывает плотностное течение.

В настоящее время почти общепринято, что крупномасштабные течения океанов и замкнутых морей являются градиентными и существуют преимущественно в режиме геострофического приспособления термогалинного поля вод бассейна и течений, т. е. течения являются геострофическими. Нередко вообще все течения морей и океанов рассматривают как геострофические.

Динамика градиентных течений впервые была рассмотрена норвежскими учёными Сандстремом и Хелланд-Хансеном в 1903 г. Они считали, что течения в океанах геострофические. В этих условиях горизонтальный градиент давления на воду, возникающий за счёт градиента уровня воды, должен быть уравновешен только силой Кориолиса, . Исходя из этого, были получены следующие соотношения:

=- , = , (1)

где , – скорость течения по осям , , - отклонение уровня моря от положения равновесия, – ускорение свободного падения, = - параметр Кориолиса, = - угловая частота и - период вращения земли, - широта места, град.

Уровень воды является функцией её плотности и, соответственно, её температуры и солёности и определяется по этим параметрам. Поэтому градиентные течения получили название термогалинных течений. Они направлены вдоль линий равного уровня воды, но не по наклону уровня, как это происходит в не геострофических течениях. В этом случае в Северном полушарии справа относительно направления течения уровень воды будет выше, а слева - ниже, наоборот – в Южном полушарии. Тогда для Северного полушария справа вода будет обычно более тёплая, менее солёная, чем слева, а для Южного - наоборот.

Позднее были созданы методы и модели расчёта течений по термохалинным параметрам воды, в которых используются зависимости (1).

Соотношения (1) выполняются для установившегося процесса: поля уровня и течений. Однако практически установившихся процессов в реальных условиях морей и океанов не существует и поэтому речь может идти о процессах, приближающихся к таковым – квазиустановившимся. Могут рассматриваться условия, когда это приближение существенно не повлияет на величину связи поля уровня и течений (1).

В настоящее время почти общепринято считать крупномасштабные течения и их спутников – вихрей - геострофическими, термохалинными. Так ли это на самом деле? Никто и никогда путем сопоставительного анализа уровня моря и реальных течений доказательно не обосновывал геострофический характер течений внутренних морей и океанов. Никто и никогда не показывал, что рассчитанным по термохалинному полю течениям соответствуют реальные течения. Просто так условно принято. Вместе с тем сомнения о геострофическом характере течений были и есть.

Поясним изложенное. В те времена, когда были предложены соотношения (1), представления об океанских течениях, они существенно отличались от реальных соотношений, современных. Предполагалось, что течения образованы квазиоднородными во времени и пространстве движениями огромных масс воды. Для описания именно таких течений и были предложены соотношения (1).

В дальнейшем было установлено, что реальные течения на самом деле не такие, как представлялось Хеланд-Нансену и Сандстрему: они не столь однородны во времени и пространстве, в чём мы сможем неоднократно в дальнейшем убедиться. Экспериментальные исследования известного отечественного океанолога В.Б. Штокмана показали, что изменчивость реальных течений морей столь высока (в океанах она такая же), что поля течений и уровня не успевают взаимно приспосабливаться и, следовательно, течения не являются геострофическими, а отсюда и соотношения (1) не могут в этих условиях соблюдаться. Этим результатам исследований течений сам В.Б. Штокман впоследствии придавал большое значение и считал одним из значимых своих научных достижений.

Известный отечественный учёный, специалист по моделированию океанских течений А.С. Саркисян пришёл к выводу: течения, развивающиеся вдали от берегов и поверхности моря, могут рассматриваться как геострофические, если характерный горизонтальный масштаб поля течений ~ 103 км, характерная горизонтальная скорость течения ~ 10 см/c, характерная глубина ~ 1 км, характерный масштаб времени ~ 100 суток. Если характерные параметры течений меньше указанных, то их нельзя рассматривать как геострофические. Если придерживаться этого, то крупномасштабные течения океанов и морей нельзя рассматривать как геострофические, поскольку их характерные параметры на один - два порядка меньше указанных, допустимых, характерных параметров. К тому же эти течения развиваются вблизи поверхности моря и часто около берегов.

Эти исследования В.Б. Штокмана и А.С. Саркисяна не стали уроком для учёных. В последствие (после ухода В.Б. Штокмана из жизни) методы расчета течений, основанные на представлениях геострофической их природы, стали безгранично использоваться, что и приводило часто к ложным представлениям о течениях, их параметрах и свойствах.

Далее, рассматривая различные течения и в различных местах бассейнов, будет показано, что В.Б. Штокман и А.С. Саркисян были правы в том, что течения морей и океанов действительно преимущественно не геострофические. Отсюда, расчёты течений, выполненные с помощью соотношений (1), зачастую нельзя признать правильными. Во всяком случае, геострофический характер конкретных течений следует всегда обосновывать.

В настоящее время получено много информации об уровне океанов и течениям. Сопоставительный анализ этих параметров океана позволяет сделать вывод, что реальные течения не только не геострофические, но и не градиентные. Приведём некоторую информацию подтверждающую это.

Течения Гольфстрима на выходе из Флоридского пролива имеют скорости порядка 1 м/с, при ширине Гольфстрима 100 км, в этом случае перепад уровня по сечению Гольфстрима должен быть равен одному метру. Если течения Гольфстрима не геострофические, а просто градиентные, то перепад уровня на 100 км вдоль течения должен быть больше одного метра. Вместе с тем точные альтиметрические измерения показывают, что перепад уровня в реальности не превышает 10 см на 100 км.

Установлено, что поверхностные течения вдоль экватора Тихого океана переменные по направлению, их скорости достигают 1м/с. Однако принято, что ветры - пассаты создают движение воды на запад, соответственно, и подъём уровня воды на западе океана. Эпизодически ветры прекращаются и в результате перепада уровней океана, в западной и восточной его частях возникает, как считается, градиентное течение.

Дрейфовые течения

Поскольку скорость и давление в воздушном потоке постоянно меняются, то их изменения создают на поверхности воды неровности. А это в свою очередь увеличивает трение между слоями воздуха и воды. Ветер передаёт касательное напряжение поверхностному слою моря и вызывает, таким образом, дрейфовое течение.

Изучить такие течения можно, рассмотрев установившееся дрейфовое течение, вызванное ветром постоянной силы и постоянного направления.

В этом случае единственной силой, вызывающей движение водных масс, является сила трения воздуха о поверхность воды (или касательное напряжение ветра), но она может быть исключена из получаемых соотношений путём определения из наблюдений непосредственной связи между поверхностным течением и скоростью ветра.

Первое решение задачи об установившемся дрейфовом течении было выполнено в 1905 году шведским геофизиком В. Экманом.

Для упрощения решения задачи и исключения влияния градиентных течений Экман ввёл ряд допущений и предположений:

§ Океан безбрежен и бездонен (чтобы исключить из рассмотрения влияние трения о берега и о дно).

§ Океан однороден по плотности ρ = const, а вода несжимаема (следовательно, и удельный объём постоянен).

§ Поверхность океана горизонтальна, сгона и нагона воды не происходит, градиент давления равен , т.е. направлен по оси Z, составляющие градиента давления по осям X и Y равны нулю, т.е. = , движение горизонтально, то есть вертикальная составляющая скорости w = 0.

§ Движение установившееся, то есть скорость его во времени не меняется, значит .

§ Поле ветра равномерно, то есть в каждой точке океана направление и скорость ветра одинаковы и постоянны во времени (следовательно, можно полагать, что скорость течения также не меняется от точки к точке).

§ Коэффициент вертикальной турбулентной вязкости m постоянен по глубине – μ(z) = const.

§ В такой постановке задача об определении зависимости горизонтальных скоростей установившегося течения от глубины сводится к решению совместной системы уравнений:

§

§ Разделив все члены уравнений на αμ, и обозначив величину , получим:

§

§ Общий интеграл этих уравнений имеет вид:

§

§ ,

§ где с₁, с₂, ψ₁, ψ₂ – постоянные интегрирования, определяемые из граничных условий. Они зависят от глубины моря и будут отличаться для случаев бесконечно глубокого моря (z=∞) и моря конечной глубины (z=h).

Приливные течения

Явление прилива представляет собой волновое движение масс воды, но при этом приливная волна имеет большую длину. В зависимости от того, является ли приливная волна поступательной или нет, связь между течениями и колебаниями уровня будет различной. Кроме того, приливные течения, также как и приливные колебания уровня, зависят от характера прилива (полусуточный прилив, суточный прилив, смешанный прилив), от рельефа дна, конфигурации береговой черты, размеров бассейна. На них большое влияние оказывает отклоняющая сила вращения Земли и сила трения.

Расчёты приливных течений для случая, когда фронт приливной волны располагается параллельно прямолинейной береговой черте, показывают, что скорость течения зависит от отношения расстояния рассматриваемой точки до берега к глубине моря. Это отношение оказывается наибольшим на границе материковой отмели, где и можно ожидать наибольших скоростей приливных течений.

На скорость приливных течений огромное влияние оказывает изменение ширины бассейна, наибольшие скорости наблюдаются в узких проливах, так как через них при распространении приливной волны проходят большие массы воды. Исходя из расчёта количества воды, которое должно пройти через пролив за половину периода приливной волны, можно рассчитать скорость приливного течения.

При учёте влияния отклоняющей силы вращения Земли, приливные течения принимают характер вращательных течений или круговых течений, то есть за полупериод они будут изменяться не только по величине, но и по направлению.

Если от одной точки нанести вектора наблюдённых приливных течений за время полного периода прилива, то, соединив концы векторов, получим замкнутую кривую, которая в случае правильных приливов будет близка к эллипсу и представляет собой годограф приливного течения.

В теории влияния трения на приливные течения до сих пор остаётся много неясного.

Так как теория приливных течений разработана слабо, она не даёт возможности предвычислять их теоретически.

И теплые, и холодные течения в океане текут в различных направлениях. Но в океане бывают и такие случаи, когда воды сходятся в одно место или, наоборот, из одного района расходятся в разные стороны. И те течения, которые сходятся, и те, которые расходятся, циркулируют обычно по кругу, вернее, если в северном полушарии течения циркулируют по часовой стрелке (их называют антициклоническими), то они обычно сходятся, если направлены против часовой стрелки (они называются циклоническими), то расходятся. В южном полушарии все наоборот.

Пространство океана или моря, где воды сходятся в одно место, называется зоной конвергенции (от латинского слова converge — схожусь). В этой зоне вода обычно опускается вниз. Пространство же океана или моря, где происходит подъем глубинных вод и их растекание, называется дивергенцией (от латинского слова diver gentia — расхождение).

Зоны конвергенций обычно образуются по краям сильных морских течений, когда они направлены примерно в одну и ту же сторону или когда эти течения сходятся. Самые известные зоны дивергенции и конвергенций образуются у Антарктического кругового течения и у берегов Антарктиды.

Мы уже знаем, что у Антарктиды воды так выхолаживаются, что становятся очень плотными и начинают медленно сползать по склону вниз. Но у самого дна находятся еще более плотные воды, опустившиеся ранее. Ими антарктические воды, спустившись до глубин одного-трех километров, вытесняются снова наверх. Происходит это примерно между 63° и 64° южной широты. На поверхность выходит так много холодной воды, что она образует сплошные области океана со льдами и айсбергами. Эти области подъема холодных вод называются Антарктической дивергенцией.

Однако вышедшие на поверхность океана холодные воды, встретившись с несколько более теплыми водами Антарктического кругового течения, соприкасаются с ними. Сходятся два течения, поэтому воды здесь погружаются. Это — знаменитая зона Антарктической конвергенции. Она примерно совпадает с параллелью 50 — 52° южной широты.

Северный край Антарктического кругового течения соприкасается с идущими на юг теплыми течениями. Более плотные и холодные воды Антарктического кругового течения погружаются под теплые северные воды. Таким образом, Антарктическое круговое течение с юга ограничено антарктической конвергенцией, а с севера — субтропической. Эти зоны конвергенций, как и само круговое течение, опоясывают весь Земной шар.

Конвергенции — мощнейшие гидрофронты, где воды сильно перемешиваются, волнуются, бурлят. Этому сильно способствуют постоянные западные ветры. Антарктические конвергенции и дивергенции разделяют воды не только с разными температурами, но и с разным количеством минеральных солей, которыми питается фитопланктон, что имеет колоссальное практическое значение — по одну сторону конвергенции бывает очень много рыбы, по другую — очень мало. На данном рисунке показаны процессы конвергенции и дивергенции.

Рисунок 2.4. Процессы конвергенции и дивергенции

В атмосфере нередко формируются образования, в которых воздух и содержащаяся в нём влага и твёрдые вещества вращаются циклонически в Северном полушарии и антициклонически - в Южном полушарии, т.е. против часовой стрелки в первом случае и по её движению - во втором. Это атмосферные вихри, к которым относятся циклоны тропические и средних широт, ураганы, торнадо, тайфуны, тромбо, орканы, вили-вилли, бегвиз, смерчи. Природа этих образований во многом общая. Тропические циклоны образуются в экваториальной части океанов на широтах 5-20° и распространяются в западном направлении вплоть до западных границ океанов, а затем в северном полушарии движутся на север, в южном – на юг. При движении на север или юг они часто усиливаются и здесь их называют тайфунами, торнадо и т.д. Выходя на материк, они довольно быстро разрушаются, но успевают нанести значительный ущерб природе и людям. Подобные вращательные движения воздуха меньших размеров над морем или океаном получили название смерчей. Атмосферные вихри (тропические циклоны, торнадо, тайфуны и пр.) формируются температурными аномалиями поверхностных вод с отрицательной температурой, в центре аномалии температура воды ниже, на периферии выше. Эти аномалии формируются волнами Россби Мирового океана, в которых происходит подъём холодной воды с глубины океана к его поверхности. При этом температура воздуха в рассматриваемых эпизодах обычно бывает выше температуры воды. Впрочем, выполнение этого условия необязательно, атмосферные вихри могут быть образованы, когда температура воздуха над океаном или морем ниже температуры воды. Главное условие образования вихря: наличие отрицательной аномалии воды и разности температур вода – воздух. В этих условиях и создаётся отрицательная аномалия воздуха. Чем больше разность температур атмосфера – вода океана, тем активнее развивается вихрь. Если температура воды аномалии равна температуре воздуха, то вихрь не образуется, а существующий в этих условиях не развивается.