Течения в океане

В океанах и морях в определенных направлениях на расстояния в тысячи
километров перемещаются огромные потоки воды шириной в десятки и сотни
километров, глубиной в несколько сотен метров. Такие потоки — «реки в океанах» —
называются морскими течениями. Движутся они со скоростью 1-3 км/ч, иногда до 9 км/ч.
Причин, вызывающих течения, несколько: например, нагревание и охлаждение
поверхности воды, осадки и испарение, различия в плотности вод, однако наиболее
значимой в образовании течений является роль ветра.
Мореплаватели о наличии океанических течений узнали практически сразу, как
только начали бороздить воды Мирового океана. Правда, общественность обратила на них
внимание лишь тогда, когда благодаря движению океанических вод было сделано
множество великих географических открытий, например, Христофор Колумб доплыл до
Америки благодаря Северному Экваториальному течению. После этого океаническим
течениям не только моряки, но и учёные начали уделять пристальное внимание и
стремиться исследовать их как можно лучше и глубже. Уже во второй половине XVIII
века моряки довольно хорошо изучили Гольфстрим и успешно применяли полученные
знания на практике: из Америки в Великобританию шли по течению, а в обратном
направлении придерживались определенного расстояния. Это позволяло им на две недели
опережать судна, капитаны которых не были знакомы с местностью.
Карта течений Мирового океана
Классификация течений.
Течения Мирового океана различаются по происхождению (градиентные,
ветровые, приливо-отливные, компенсационные и др), степени устойчивости (устойчивые,
временные, периодические), глубине расположения (поверхностные, глубинные,
придонные), характеру движения (прямолинейные, криволинейные, спиральные и др.).
физико-химическим свойствам (теплые, холодные, соленые и опресненные).
По происхождению течения бывают:
• Ветровые течения возникают под действием силы трения о водную
поверхность. После начала действия ветра скорость течения растет, а
направление, под воздействием ускорения Кориолиса, отклоняется на
определенный угол (в северном полушарии вправо, в южном – влево).
• Градиентные течения, вызываются рядом природных сил.
• Сточные, связанные с нагоном и сгоном вод. Примером сточного течения
служит Флоридское течение, которое является результатом нагона вод в
Мексиканский залив ветровым Карибским течением. Избыточные воды
залива устремляются в Атлантический океан, давая начало мощному
течению Гольфстрим.
• Стоковые течения возникают в результате стока речных вод в море. Это
Обь-Енисейское и Ленское течения, проникающие на сотни километров в
Северный Ледовитый океан.
• Бароградиентные течения, возникающие за счет неравномерного изменения
атмосферного давления над соседними районами океана и связанного с ним
повышения или понижения уровня воды.
По устойчивости течения бывают:
• Постоянными:

Мощные устойчивые течения со скоростями 2-5 узлов. К
таким течениям относятся Гольфстрим, Куросио, Бразильское и
Карибское.
Постоянные течения со скоростями 1,2-2,9 узлов. Это
Северное и Южное пассатные течения и экваториальное
противотечение.
Слабые постоянные течения со скоростями 0,5-0,8 узлов. К
ним относятся Лабрадорское, Северо-Атлантическое, Канарское,
Камчатское и Калифорнийское течения.
Локальные течения со скоростями 0,3-0,5 узлов. Такие течения
для отдельных районов океанов, в которых отсутствуют четко
выраженные течения.
• Периодические течения – это такие течения, направление и скорость
которых изменяются через равные промежутки времени и в определенной
последовательности. Примером таких течений являются приливно-
отливные течения.
• Непериодические течения вызываются непериодическим воздействием
внешних сил и в первую очередь рассмотренными выше воздействиями ветра
и градиента давления.
По глубине течения бывают:
• Поверхностные - течения наблюдаются в так называемом навигационном
слое (0-15 м), т.е. слое, соответствующем осадке надводных судов.
• Глубинные течения наблюдаются на глубине между поверхностным и
придонным течениями.
• Придонные течения имеют место в слое, прилегающем ко дну, где большое
влияние на них оказывает трение о дно.
По характеру движения течения бывают:
• Меандрирующие течения - течения, которые движутся не прямолинейно, а
образуют горизонтальные волнообразные изгибы – меандры.
• Прямолинейные течения характеризуются перемещением воды по
относительно прямым линиям.
• Круговые течения образуют замкнутые окружности. Если движение в них
направлено против часовой стрелки, то это – циклонические течения, а если
по часовой стрелке– то антициклонические (для северного полушария).
По характеру физико-химических свойств различают:
• Теплые
• Холодные
• Нейтральные
• Соленые
• Распресненные
Приемечание: Подразделение течений по этим свойствам в известной степени
условно. Для оценки указанной характеристики течения производится
сопоставление его температуры (солености) с температурой (соленостью)
окружающих его вод. Так, теплым (холодным) называется течение температура
воды в котором выше (ниже) температуры окружающих вод.
Причины возникновения течений.
Причины, под действием которых вода в океане приходит в поступательное
движение, можно разделить на внешние, относительно океана, и внутренние,
возникающие в самом океане.
К внешним причинам течений относятся:
— действие ветра на поверхность океана;
— приливообразующие силы;
— изменение атмосферного давления;
— изменение рельефа уровня океана под действием берегового стока, осадков,
испарения.
К внутренним причинам относится горизонтальная неоднородность поля плотности,
являющаяся следствием неоднородности полей температуры и солености.
Все силы, непосредственно приводящие к возникновению течений, называются
первичным. Вместе с течениями возникают вторичные силы, которые отсутствуют в
неподвижной воде. К таким силам относятся сила Кориолиса; трение о дно, берега, а
также внутреннее турбулентное трение (турбулентная вязкость); центробежные силы.
Вторичные силы не создают течений, а лишь деформируют их или передают действие
первичных сил.
Внешние факторы:
Ветер оказывает сложное действие на поверхность океана. Мелкомасштабные
пульсаций давления и скорости в потоке ветра создают шероховатость на поверхности
океана. В результате возникает трение между атмосферой и океаном, передающее
кинетическую энергию от ветра воде. Эта энергия отчасти идет на развитие волновых
движений — ветрового волнения, отчасти создает касательные напряжения сдвига в
поверхностном слое океана. Влекущее действие ветра, передаваемое касательным
напряжением поверхностному слою океана и дал ее в глубину турбулентной вязкостью,
возбуждает наиболее распространенный в океане вид течений — дрейфовое течение.
Неравномерность поля ветра и влияние берегов способствуют образованию наклонов
свободной поверхности океана и, следовательно, горизонтальных градиентов давления. В
результате возникают градиентные течения. Таким образом, создаваемое ветром течение
состоит из дрейфовой составляющей, возбуждаемой непосредственно действием
касательного напряжения ветра на поверхностный слой океана, и из градиентной
составляющей, связанной с возникающими наклонами свободной поверхности океана.
Приливообразующие силы связаны с силами притяжения Луны и Солнца и
действуют одновременно на всю массу вод океана. Благодаря суточному вращению Земли
величины этих сил периодически изменяются. В результате возникают периодические
приливные течения и колебания уровня — приливы. Поскольку приливные течения не
создают существенного переноса вод в одном преобладающем направлении, их роль в
общей циркуляции вод невелика. По-видимому, важное значение периодических
приливных течений состоит в том, что они постоянно поддерживают турбулизацию вод во
всей толще океана, создавая своеобразный фон турбулентности.
Изменения атмосферного давления создают горизонтальные градиенты давления
и соответствующие им бароградиентные течения. Очевидно, что если поле атмосферного
давления не изменяется, то рельеф свободной поверхности океана со временем
приспосабливается к нему. При этом течения не наблюдаются, так как неравномерность
атмосферного давления деформирует рельеф поверхности океана таким образом, что
горизонтальные градиенты суммарного давления столбов атмосферы и воды равны нулю.
Другим и словами, установившаяся статическая неравномерность поля атмосферного
давления не возбуждает течений в океане (в противном случае имел бы место «вечный
двигатель»).
Горизонтальная неоднородность поля плотности в океане непрерывно
поддерживается процессами теплообмена, влагообмена и переноса течениями.
Горизонтальные градиенты давления, связанные с этой неоднородностью плотности
(температуры и солености), поддерживают плотностные (термохалийные) течения.
Количественный вклад отдельных факторов в наблюдающееся в конкретных
условиях течение может быть весьма различным. Для средних условий океана можно
выделить три характерные области, отличающиеся величиной соотношения сил,
создающих течения, и сил, уравновешивающих их воздействие.
В поверхностном слое океана наибольшее значение имеет действие касательного
напряжения ветра на поверхность океана. Оно создает ветровое течение как
непосредственно турбулентным трением, передающим касательные напряжения от
поверхности океана в глубину, так и через горизонтальные градиенты давления,
возникающие при наклонах уровня ветром (особенно в прибрежных ветровых нагонах).
Основной вторичной силой, уравновешивающей действие ветра в поверхностном слое,
является сила Кориолиса. Несколько меньшее значение по сравнению с отмеченными
силами имеют неоднородность поля плотности и внутренняя турбулентная вязкость,
возникающая при движении воды и, в частности, передающая эффект трения о дно и
берега.
В прибрежной области океана в верхнем слое наряду с основными действующими
силами существенное значение приобретают инерционные силы. Их действием в
значительной мере обусловлены прибрежные усиления течений.
Что касается течений Мирового океана, вне его поверхностного и прибрежного
пограничных слоев, то здесь преобладает сравнительно простой баланс сил.
Горизонтальные градиенты давления, обусловленные ветровыми наклонами поверхности
и неоднородностью поля плотности, уравновешены главным образом силой Кориолиса.
Движение при таком балансе сил называется геострофическим.
Дрейфовые течения. Теория Экмана.
Атмосфера над океаном непрерывно движется и увлекает трением поверхностный
слой воды. Поэтому ветровые течения наблюдаются практически всегда. А поскольку
касательное напряжение ветра, действующее на поверхность океана, значительно больше
других сил, вызывающих течения, то ветровые течения в среднем дают преобладающий
вклад в скорость наблюдающегося течения, особенно в верхнем слое океана.
Ученые уже давно указывали на ветер как на основную причину морских течений.
Однако только Нансен во время дрейфа на «Ф раме» в 1893— 1896 гг. заметил
закономерное отклонение дрейфа льда и дрейфового течения вправо от направления
ветра, а также правый поворот течения с глубиной и правильно объяснил эти
закономерности влиянием отклоняющей силы вращения Земли. Нансен передал свои
наблюдения геофизику Экману, который в 1905 г. развил теорию ветровых течений,
являющуюся фундаментальной основой современной теории течений.
Ветер оказывает сложное действие на поверхность океана. Поскольку
взволнованная поверхность океана «шероховата», возникает трение между воздухом и
водой — касательное напряжение ветра, которое своим влекущим действием создает
дрейфовое течение. Неравномерность поля ветра и эффекты нагона и сгона у берегов
создают наклоны поверхности океана, следствием которых является градиентное течение,
которое в данном случае получает энергию также от ветра и поэтому, по существу, тоже
является ветровым. Таким образом, ветровое течение можно назвать дрейфово-
градиентным, в котором обе составляющие органически взаимосвязаны.
Однако для изучения механизма явления удобно разделить его на элементарны е
составляющие. Для того, чтобы из ветрового течения выделить в чистом виде механизм
дрейфового течения, не осложненного градиентной составляющей и другими видами
течений, а также для упрощения решения задачи Экман ввел следующие допущения:

море безбрежно и бесконечно глубоко
ветер и вызванное им течение установились и не меняются во времени
поля скоростей ветра и течений по горизонтали не меняются в пространстве
поскольку движение в море горизонтальное и бездивергентное, вертикальная
составляющая скорости отсутствует
море однородно по плотности, вода несжимаема
поверхность моря является горизонтальной плоскостью
коэффициент турбулентного Av трения полагается постоянным по глубине.
Из действующих сил учитываются только внутреннее турбулентное трение, передающее в
глубину действие касательного напряжения ветра, — как первичная сила и сила
Кориолиса — как вторичная, уравновешивающая действие ветра. Важно заметить, что в
приэкваториальной области такой баланс сил невозможен, так как на экваторе
горизонтальная составляющая силы Кориолиса исчезает и в роли вторичных сил должны
выступить другие, например вертикальная составляющая силы Кориолиса, инерционные
силы или трение.

Распределение чисто дрейфового течения по вертикали в северном полушарии (по
Экману).
Применение формул теории Экмана на практике встречает затруднения в связи с
отсутствием достаточно обоснованных рекомендаций по выбору величин коэффициента
вертикальной турбулентной вязкости Av и касательного напряжения ветра. Чтобы обойти
эти трудности, были предложены различные эмпирические формулы. Сам Экман
предложил эмпирические соотношения, связывающие скорость течений на поверхности

Значение теории Экмана в том, что в ней рассмотрен механизм чисто дрейфового
течения, не осложненного другими факторами. В природных условиях дрейфовые течения
никогда не встречаются в чистом виде, а всегда осложнены влиянием берегов,
неравномерностью поля ветра, вертикальными движениями, приливными и плотностными
течениями, рельефом дна и другими факторами. В этом легко убедиться даже просто
сравнивая перечисленные в начале раздела условия, для которых развита теория, с
реальными природными условиями моря. Таким образом, на практике результаты теории
Экмана можно применять с осторожностью, учитывая ограничения теории. Лучшие
результаты можно ожидать для района моря вдали от берегов при установившемся,
действующем достаточно длительное время ветре.
Градиентные течения
Как правило, поверхность океана не бывает горизонтальной и имеет довольно
сложный рельеф. Горизонтальность поверхности океана нарушается у берегов ветровыми
нагонами и сгонами, притоком речных вод, в открытом океане — неравномерностью поля
ветра, конвергенцией и дивергенцией течений. Наклон поверхности океана создает
горизонтальные градиенты давления, которые возбуждают градиентные течения.
Градиентная составляющая практически всегда присутствует во всяком ветровом течении.
Теоретическое рассмотрение механизма градиентного течения вдали от берегов было
выполнено Экманом. Как и при постановке задачи о дрейфовом течении, для вы
деления в чистом виде механизма градиентного течения, не осложненного другими
факторами, Экман принял ряд упрощений процесса:

море безбрежно, однородно по плотности;
наклон поверхности постоянный и не меняется во времени и по пространству;
поверхность моря — плоскость;
дно горизонтальное;
течение установившееся, без вертикальной составляющей;
коэффициент турбулентной вязкости не меняется по глубине.
Действует первичная сила горизонтального градиента давления; вторичными
силами являются сила Кориолиса и внутреннее трение, роль которого состоит в передаче
по вертикали трения о дно, тормозящего движение.

Распределение скорости по глубине зависит от соотношения между глубиной моря и глубиной трения d,
отсчитываемой в данном случае от дна вверх.

У дна вследствие прилипания движение отсутствует. По мере увеличения от дна течение
постепенно поворачивает вправо от направления уклона уровня и возрастает по скорости.
При достаточной глубине моря наибольшая скорость и угол отклонения 90° достигаются
на расстоянии от дна d =pi/a. При дальнейшем удалении от дна скорость и направление
течения не меняются вплоть до поверхности океана. Таким образом, влияние трения о дно
распространяется вверх в пределах слоя толщиной d. Этот слой по аналогии с глубиной
влияния ветра в дрейфовом течении Экман назвал нижней глубиной трения. Будем
обозначать ее d' в отличие от верхней глубины трения d. Течение в пределах нижней
глубины трения называют придонным. Во всей толще воды от поверхности до
верхней границы нижней глубины трения течение неизменно по направлению.
Можно выделить три слоя:

придонный слой нижней глубины трения d', в котором проявляется трение о
дно. В этом слое с увеличением расстояния от дна градиентное течение совершает
поворот до направления, нормального направлению наклона уровня, и при этом достигает
наибольшей скорости. С дальнейшим увеличением расстояния от дна градиентное течение
не меняется вплоть до поверхности;
глубинный слой от верхней границы нижней глубины трения до нижней
границы верхней глубины трения. В этом слое наблюдается развитое градиентное
течение, не испытывающее ни влияния трения о дно, ни сколько-нибудь существенного не
посредственного влияния ветра. Скорость и направление течения в пределах глубинного
слоя не меняются;
поверхностный слой верхней глубины трения d’. В пределах этого слоя
развивается дрейфовое течение, являющееся причиной всего рассматриваемого процесса.
Кроме того, в этом слое наблюдается и развитое градиентное течение, не изменяющееся
во всей толще слоя. Результирующее течение на каждом горизонте, таким образом,
представляет собой векторную сумму градиентного и дрейфового течений.
Течения вод верхнего слоя океана.
Систематизированные данные наблюдений за течениями Мирового океана в
большинстве основаны на навигационном методе наблюдений по сносу кораблей с курса.
Только в отдельных немногих районах имеются инструментальные наблюдения, как
правило, небольшой длительности. Поэтом у карты течений, приводимые в различны х
атласах, даю т лишь обобщенную схем у среднего движения вод «навигационного слоя»
океана (в пределах осадки кораблей) в основном для сезона, реже для отдельных, месяцев.
В наиболее общ их чертах течений наблюдается симметрия относительно
экваториальной области. Поэтом у сначала рассмотрим северную половину океана.
Поле ветра над Северной Атлантикой формируется полем давления, имеющим
три постоянно наблюдающихся главных центра действия: азорский максимум, исландский
минимум и экваториальные депрессии. Воздушная масса н ад Северной Атлантикой
вращается почасовой стрелке вокруг азорского антициклона, оттекая к экваториальной
депрессии и исландскому минимуму. Южная периферия этой циркуляции воздуха
известна как пассатные ветры, северная — как область западно-восточного переноса. В
соответствии с полем преобладаю щ их ветров горизонтальная циркуляция верхнего слоя
Северной Атлантики совершает вращение по часовой стрелке. Центр этой циркуляции
сдвинут относительно центра азорского антициклона к западу, что объясняется влиянием
«(B-эффекта», заключающегося в том, что в каждом полушарии центры основных
горизонтальных круговоротов вод смещены к западным берегам. Это приводит к так
называемой западной интенсификации течений, являющейся важной особенностью
горизонтальной циркуляции в океанах. Этот факт необычен, так как аналогичные центры
циркуляции атмосферы (тропические стационарные антициклоны) в среднем их
положении смещены от центра океана к восточным берегам. Поэтому, несмотря на то, что
ветры поддерживают генеральные круговороты океанов, в центральных и отчасти
западных районах океанов течения направлены против преобладающих ветров.
Интенсификация течений у западных берегов океана, создающая условия для
формирования таких мощных течений, как Гольфстрим и Куросио, является результатом
изменения параметра Кориолиса с широтой. Объяснение этого явления дал Г. Стоммел.
Вследствие B-эффекта в западной части океана перенос вод в северном
направлении имеет вид устойчивого потока. В центральной и восточной частях движение
вод к югу имеет характер рассеянного по большому пространству переноса, в котором
скорости невелики и изменчивы. От основной горизонтальной циркуляции Северной
Атлантики в северной части отделяется поток вод, который частично вовлекается в
циркуляцию против часовой стрелки в области исландского минимума давления
атмосферы, а частично направляется в Северный Ледовитый океан. К южной части
циркуляции присоединяется поток вод, входящий из южного полушария. В
рассмотренном движении верхнего слоя океана различают отдельные течения, которые,
естественно, не имеют вида «рек, текущих в океане», и могут быть выделены в
непрерывном поле скоростей с большей или меньшей степенью условности
Роль океанических течений в жизни нашей планеты трудно переоценить, поскольку
движение водных потоков непосредственно влияет на климат планеты, погоду, морские
организмы. Многие сравнивают океан с огромной тепловой машиной, которую приводит в
движение солнечная энергия. Эта машина создаёт беспрестанный водообмен между
поверхностными и глубинными слоями океана, обеспечивая его растворённым в воде
кислородом и влияя на жизнь морских обитателей.
Этот процесс можно проследить, например, рассматривая Перуанское течение, что
находится в Тихом океане. Благодаря подъёму глубинных вод, которые поднимают наверх
фосфор и азот, на океанической поверхности успешно развивается животный и
растительный планктон, в результате чего организовывается пищевая цепь. Планктон
поедает мелкая рыбка, та, в свою очередь, становится жертвой более крупных рыб, птиц,
морских млекопитающих, которые при таком пищевом изобилии поселяются здесь, делая
регион одним из самых высокопродуктивных районов Мирового океана. Случается и так,
что холодное течение становится тёплым: средняя температура окружающей среды
повышается на несколько градусов, из-за чего на землю проливаются теплые тропические
ливни, которые, оказавшись в океане, губят рыбу, привыкшую к холодной температуре.
Результат плачевный – в океане оказывается огромное количество дохлой мелкой рыбы,
крупная рыба уходит, рыбный промысел прекращается, птицы покидают свои гнездовья.
В результате местное население лишается рыбы, урожая, который побили ливни, и
прибыли от продажи гуано (птичьего помёта) в качестве удобрения. На восстановление
прежней экосистемы нередко может уйти несколько лет.
Список литературы:

Иванов В.А., Показеев К.В., Шрейдер А.А. Основы океанологии. – СПб:
Издательство «Лань», 2008.
Евгенов Н. И. Морские течения. — Изд. 2-е. — Л.: Гидрометеоиздат, 1957
Жуков Л.А. Общая океанология. - Л.: Гидрометеоиздат, 1976