Для подробных исследований всяких течений нужны непосредственные измерения направления и скорости течения. Такие измерения возможны только при стоянке на якоре, следовательно, в мелких морях или у прибрежья; можно пользоваться этими способами и на самых больших глубинах в тех случаях, когда судно имеет возможность опустить на дно какую-либо большую тяжесть, напр. драгу, тогда к лотлиню достаточно привязать шлюпку и произвести наблюдения как и на якоре. Для определения направления и скорости течения можно пользоваться поплавками, различными лагами (см. Лаг) или, наконец, вертушками Вольтмана. Проще всего употреблять поплавок из двух цилиндрических жестянок, соединенных проволокой или веревкой на некотором друг от друга расстоянии в вертикальном направлении; нижняя жестянка открытая, а верхняя запирается пробкой, причем в нижнюю кладется на дно кусок железа, чтобы, при погружении всего прибора в воду, верхняя жестянка погружалась до самого края. К ручке верхней жестянки привязывается тонкий и легкий линь, разделенный на футы и сажени. Для наблюдений поверхностного течения – длина проволоки, соединяющей жестянки, делается около 1 саж., а для подводных течений она составляется из нескольких звеньев для получения такой длины, на какой глубине предполагают измерять течение. Подобный поплавок пускается со шлюпки и по проплытому им расстоянию в течение некоторого времени судят о скорости течения, тогда как направление течения определяется направлением линя от шлюпки и отмечается по компасу. Для измерения подводного течения употребляют одновременно два описанных прибора; один доставит данные для поверхностного течения, а другой для равнодействующей поверхностного и подводного течений, и по этим величинам, на основании параллелограмма сил, легко уже получить направление и скорость подводного течения на той глубине, на которую была опущена нижняя жестянка. Все океаны характеризуются постоянными течениями и только в Сев. Индийском океане имеются муссонные течения.
II. Система постоянных течений в Атлантическом, Тихом и Южн. Индийском океанах представляет собой большие круговороты вод умеренного и тропического поясов; в сев. полушарии водовращение происходит по направлению движения часовой стрелки, а в южн. – наоборот. Так, в тропиках к N и S от экватора идут к W экваториальные течения, разделенные близ экватора экваториальным противотечением, экваториальные течения, встречая в зап. частях океанов материки, постепенно поворачивают сначала вдоль материков, а затем около парал. 40° к востоку, и, достигнув западных берегов материков, частью заканчивают круговорот, постепенно поворачивая к экватору, а частью направляются в высшие широты. Отдельные части круговоротов носят различные названия. Круговорот Атлантического ок. в сев. полушарии составляют течения: сев. экваториальное, Антильское, Флоридское, Гольфстрим и северо-африканское; в южн. полушарии – южн. экваториальное, Бразильское, поперечное и южно-африканское или Бенгуэлы. Круговорот Южн. Индийского океана: зкваториальное с юго-зап. ветвью, Мозамбикское с Игольным, поперечное и западно-австралийское. Круговорот Тихого океана, в сев. полушарии: сев. экваториальное, Японское (Куро-сиво) и Калифорнийское; в южн. полуш. – южное экваториальное, вост.-австралийское, поперечное и Перуанское или Гумбольтово. Кроме этих главных круговоротов в сев. Антлантическом ок. в высших широтах, замечаются еще небольшие круговороты, образуемые сев. ветвями Гольфстрима и полярными, Гренландским и Лабрадорским течениями. Экваториальные течения, унося воды из низших в высшие широты, служат источником теплых течений, тогда как холодные течения исходят из полярных областей океанов. В сев. умеренном поясе теплые течения омывают зап. берега материков, а холодные примыкают к вост. берегам, в южн. – наоборот; течения сев. умеренного пояса интенсивнее течений южн. пояса и потому термическое влияние их более значительно, так что в сев. умеренном поясе зап. и вост. части океанов обнаруживают большие разности температур, чем в южн. умеренном поясе. В последнем полярные воды в значительной мере уносятся вост. поперечным течением, опоясывающим на юге все три океана, и только часть южн. полярных вод попадает к зап. прибрежьям материков. Наибольшая скорость постоянных течений 2,5 м в секунду и такой скорости достигает только Гольфстрим; большей же частью скорость течения в океанах не превышает 0,5 м в секунду. В Сев. Индийском океане течения имеют периодический характер; летом общее движение вод на Е – NE, а зимою на W – SW, прием у берегов направление их изменяется в зависимости от очертания и направления береговой линии. Наконец, во внутренних и средиматериковых морях течения большей частью неправильные и только в проливах, соединяющих моря различной солености, как напр. в Гибралтарском, Дарданельском, Босфоре, БабэльМандебском, течения постоянны и притом идут в противоположных направлениях на поверхности и на некоторой глубине. На поверхности течение почти всегда в направлении к морю более соленому.
III) Причины течений и их отклонений. Вопрос о причинах течений принадлежит к самым неразработанным вопросам океанографии; исследования различных ученых в этом направлении не привели пока к цельной теории и в результате сводятся лишь на самые общия указания, на целые ряды факторов, относительная важность которых неодинаково всеми признается. Мы укажем на главнейшие из таких факторов: 1) Приливы и отливы. Одно из лучших объяснений по этому вопросу сводится к тому, что ось водяного эллипсоида, образующегося от притяжения луны, вследствие трения вод, всегда составляет векторый угол с направлением на светило, отчего и рождается сила, которая заставляет воды двигаться к W-ту. Пользуясь теорией Эри о движении приливных волн, Герц вычислил даже, как должна быть велика эта сила и скорость течений. Оказалось, что если принять во внимание наблюдаемые высоты приливов в океанах, то течение всего выходит около 11/2, миль в сутки. Следовательно, течение от приливов почти в 20 раз меньше скорости экваториальных течений, а потому эта причина не может считаться главнейшей причиной океанских течений. 2) Разность плотностей воды. – Это различие может происходить от разности температур и разности соленостей. Если два бассейна, соединенные между собой каналом, содержат воду различной плотности, то в бассейне с более плотной водой некоторый слой на глубине будет находиться под большим давлением, чем соответственный слой в другом бассейне. От этой разности давлении произойдет в означенном слое движение воды от места с большим давлением к месту с меньшим давлением, что, в свою очередь, произведет неравенство уровней обоих бассейнов, а именно уровень будет выше в бассейне с более легкой водой. Вследствие этого неравенства уровней произойдет движение вод на поверхности. Если причины, поддерживающие неравенство плотностей, непрерывны и постоянны, то и означенное движение вод как на поверхности, так и на глубине должно не прекращаться. Подобный явления могут легко быть обнаружены простым кабинетным опытом, они же подтверждаются и наблюдениями в проливах, соединяющих моря различных соленостей и температур, каковы, напр., Зунд, Гибралтар, Босфор, Баб-эль-Мандебский. Однако, непосредственное применение этих опытных данных к объяснению течений в океанах встречает не малое затруднение. Нельзя, конечно, отрицать что разность температур и соленостей имеет влияние на систему океанских течений, но только едва ли это влияние играет главную роль в системе океанских течений. Известно, что в океанах существует на больших глубинах весьма медленное движение вод от полюсов к экватору и что движение это единственно может быть объяснено неравенством давлений на глубинах и, всего вероятнее, неравенством плотности, и что это движение должно произвести и поверхностное течение от экватора к полюсу. Известно также, что в близповерхностном слое океанских вод разность в плотности в тропиках и в полярных морях гораздо больше, чем на глубинах. а потому и движение воды в этом слое должно быть сильнее; но достаточна ли эта разность, чтобы ею одной можно бы было объяснить происхождение течений – это еще вопрос. Кроль вычислил, что скорость течения при разности температурь в 300 ничтожна. Наибольшая разность в удельном весе вод в океане имеет место преимущественно в меридиональном направлении, а потому этою разностью и можно было бы еще объяснить систему меридиональных течений. Но неизвестно, какое значение эта разность имеет для экваториальных течений. Можно сказать вообще, что разность температур и соленостей производит течения, но что это не есть главнейшая причина системы океанских течений. 3) Ветер. – Способность ветров производить М. течения давно уже признавалась всеми, но полагали, что этим путем в морях могут происходить только временные и слабые поверхностные течения, или так называемый дрейфовые. Франклин первый указал на пассаты, как на главную причину экваториальных течений. Последователь его, Реннель, разделил все течения на два класса: дрейфовые он приписывал непосредственному действию ветра на поверхность моря, а другие, собственно течения, по его мнению, происходят от накопления водяных масс в данном месте вследствие дрейфовых течений. Затем уже в наше время главным поборником идеи происхождения системы океанских течений от ветров является Цеприц. Чтобы доказать, что в системе океанских течений ветры играют первенствующую роль, надо было указать, что этой причины совершенно достаточно для объяснения направления и скорости всех главных М. течений. Свои доказательства Цеприц основывает не на образовании разности уровней под действием ветра или так сказать накоплении М. вод у подветренных берегов, но он исходит из понятия о силе сцепления между частицами на поверхности моря и самым нижним слоем воздуха и показывает, как постоянный ветер по силе и по направлению в течение многих столетий, приведя сначала в движение поверхностный слой вод, мало помалу распространил свое действие и на более глубокие слои вод. Движущийся над поверхностью моря воздух замедляется вследствие трения о водную поверхность, но вместе с тем это трение служит причиной того, что спокойная вода приходить сама в движение или же движение текучей воды замедляется или ускоряется, смотря по тому, будет ли скорость движущейся над ней массы воздуха меньше или больше скорости текучей воды. Таким образом означенное трение представляет некоторую силу. Величину этой силы уже Ньютон принимал пропорциональной разности параллельных скоростей и пропорциональной протяжению соприкасающихся поверхностей; впоследствии было указано, что эта сила не зависит от давления внутри текучей жидкости. Представим себе теперь, что данная поверхность жидкости движется в данном направлении, то, при разборе влиянии ветров, постоянных по силе и направлению, на передвижение в том же направлении означенной поверхности жидкости; следует принять во внимание, будет ли данный объем ограниченный или беспредельный. В последнем случае скорость движения жидкости как на поверхности, так и с глубиной, должна постоянно возрастать до тех пор, пока не достигнет скорости одинаковой с ветром. Иначе будет, если поверхность бесконечна, а глубина конечна – в этом случае дно тормозит движение ближайших к нему слоев, а, следовательно, влияет и на верхний слой, почему последний и не будет в состоянии достигнуть скорости движущегося ветра. Исследования показывают, что распределение скоростей в самой воде не будет зависеть от продолжительности действия ветра, также как и от величины внутреннего трения, а потому, если в начале скорости изменялись пропорционально глубине, то и с течением времени закон изменения их будет тот же. Другое дело, если вода в начале в покое и под действием ветра приобретает некоторую скорость. Цеприц исследовал случай, когда поверхность жидкости сохраняет одну и туже скорость (v0) и он пришел к закону, сравнительно простому, а именно: 1) некоторая скорость между О и v0 сообщится в разное время на разные глубины, так, что отношение последних (глубин) равно отношению корней квадратных из времен (напр. на глубине 1 м и 5 м одна и таже скорость будет, по истечении времен, отношение которых 1:25); 2) перенос движения в глубокие слои тем медленнее, чем более внутреннее трение жидкости. Приняв коэффициент трения для М. воды по Мейеру 0,0144, Цеприц произвел ряд вычислений, которые дают, что при скорости на поверхности моря:
через 24 ч. на глубине 1 м будет скорость.......... 0,17
ерез 1 год на глубине 10 м будет скорость.......... 1/3
через 239 лет на глубине 100 м будет скорость......... 1/2
Если ветер изменяется по направлению и силе, то эти изменения переходят с поверхности на глубину по тому же самому закону. Очевидно, что ветер кратковременный имеет влияние только на поверхностный слой. Если скорость и направление поверхностных течений меняется периодически через более или менее значительные промежутки времени, как муссонные течения, то, после весьма долгого такого периодического состояния, скорость на каждой глубине будет периодической функцией от времени такого же периода, но с быстро уменьшающейся амплитудой в глубину и с опаздыванием момента maxim. и minim. скорости. Например; на глубине 10 м амплитуда годового колебания уменьшается на 1/13, а на глубине 100 м она почти незаметна. Цеприц исследовал также случаи движения жидкости под действием ветра в каналах, а также разобрал случай движения воды рядом в двух противоположных направлениях, при чем оказалось, что это течение может происходить без особых возмущений. Все эти теоретические выводы Цеприца несомненно доказывают, что ветры, более или менее постоянные по направлению и силе, сами по себе достаточны для произведения течений океанов в том же направлении, следовательно, для объяснения системы океанских течений достаточно принять во внимание направление и скорость господствующих ветров над океанами.
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 46 47 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 71 72 73 74 75 76 77 78 79 80 81 82 83 84 85 86 87 88 89 90 91 92 93 94 95 96 97 98 99 100 101 102 103 104 105 106 107 108 109 110 111 112 113 114 115 116 117 118 119 120 121 122 123 124 125 126