В связи с распределением температур в океане мы говорили в предыдущем разделе о возможных потоках океанической воды, созданных неодинаковым прогревом океана на различных широтах, и образованием «нагревателя» в тропиках и «холодильников» в Арктике и Антарктике.
Исследования показали, что еще более мощные движения вод океана происходят под воздействием ветра, который создается в атмосфере работой «тепловых машин», оживленных энергией солнечных лучей.
Нам, жителям материка, привычны резкие изменения погоды, резкие изменения скоростей и направлений ветра. Такое непостоянство наблюдается и в некоторых областях океана. Зато в преобладающей части областей мирового океана ветровой режим характеризуется очень большим постоянством. Это относится особенно к областям пассатов: и в Атлантическом, и в Тихом океанах круглый год сохраняется постоянное направление и почти постоянная скорость северо-восточного пассата в северном полушарии и юго-восточного — в южном. Точнее, юго-восточный пассат простирается несколько севернее экватора и соответственно оттесняет к северу область северо-восточного пассата.
Очень устойчивы муссоны в тех областях, где они вызваны наиболее стойкими контрастами между нагревом океана и материка. Когда меняются сезоны года, соответственно меняется и направление муссона, после чего обычно режим сохраняется постоянным в продолжение всего летнего или зимнего сезона.
В самом начале нашего века шведский геофизик Вальфрид Экман предложил теорию морских течений, возникших под действием ветра в различных реальных природных условиях. Он учел и внутреннее трение в воде, играющее очень важную роль в распределении скоростей течения по вертикали, и влияние глубины моря; он рассмотрел сложную задачу о постепенном развитии течения, начиная с того момента, когда возник ветер. За последние полвека эта интересная теория претерпела много изменений, была усовершенствована, дополнена; в ней были устранены некоторые неверные разделы, причем очень много в этой области сделал советский геофизик В. Б. Штокман.
Теория ветровых течений, обычно подтверждающаяся непосредственными измерениями в океане и в больших глубоководных морях, показывает, что на поверхности океана скорость течения должна направляться вправо от ветра, под углом 45°. По мере углубления в толщу вод скорости уменьшаются по величине и все дальше отклоняются от направления ветра по часовой стрелке. На некоторой глубине течение должно быть направлено в сторону, противоположную скорости поверхностного течения. Эта глубина тем больше, чем больше коэффициент внутреннего трения воды (турбулентного, т. е. вихревого, происхождения). Поэтому такую глубину называют глубиной трения.
Теория показывает, что на глубине трения скорость течения должна составлять 1/23 от поверхностной скорости. Если погрузиться в океан еще глубже, то найдется такой уровень, на котором скорость течения принимает направление поверхностного течения, — это удвоенная глубина трения, где теоретическое значение скорости течения составляет 1/529 от поверхностной скорости. Значит, практически можно считать, что ветровое течение (или, как его иначе называют, дрейфовое течение) занимает сравнительно небольшое протяжение по вертикали: до глубины трения, обычно не превосходящей 100—150 м в средних широтах океана. Близ экватора глубина трения может возрастать.
Очень интересно ведут себя ветровые течения в тропиках, в пассатной зоне. Уже в «Океанографии» Ю. М. Шокальского приведены карты этих течений для Атлантического и Тихого океанов, причем на обоих океанах отчетливо видна одна и та же подробность: между Северным и Южным пассатными течениями, направленными на запад, вклинивается противотечение, направленное на восток. Очень долго не удавалось найти причину этого экваториального противотечения. Сравнительно недавно В. Б. Штокман дал теоретическое объяснение всей картины тропических течений, порожденных пассатами. Оказалось, что решающую роль играет нарастание скоростей пассатов от штилевых поясов, лежащих к северу и к югу от экватора, до некоторого максимума и уменьшение скоростей к экватору — снова до штиля.
В поясе максимальных скоростей пассатов и в непосредственном соседстве с ними формируются основные потоки Северного и Южного пассатных течений. В штилевой полосе близ экватора залегают струи экваториального противотечения, в преобладающей ее части; теория показала, что, отступая отсюда к северу и ж югу, эти струи должны быть направлены против широтной составляющей ветра, против сил трения, действующих на поверхностные частицы воды.
В этом нет ничего парадоксального: ведь водные массы обладают инерцией, позволяющей им продолжать такое «встречное» движение на некотором протяжении пути. Кроме того, здесь сказывается еще иная причина: некоторый подъем уровня океана близ «рубежей», которые отделяют пояс противотечения от поясов Северного и Южного пассатных течений. О роли такого подъема уровня океана будет речь дальше. Распределение скоростей течений по вертикали и распределение их на различных расстояниях от экватора находится в хорошем соответствии с существующими материалами непосредственных измерений в Атлантическом и в Тихом океанах. К сожалению, эти материалы еще сравнительно небогаты. Необходимо дополнить их новыми и новыми измерениями в океанах.
Современная динамика морских течений позволила разрешить еще более широкую задачу: А. С. Саркисян вычислил линии потоков в северной части Атлантического океана, задавшись распределением скоростей и направлений ветра по климатологическим картам.
Здесь видны и струи Гольфстрима, выходящие в океан из Мексиканского залива, и Северо-Атлантическое течение, и Восточно-Гренландское, и характерные струи, проходящие вдоль берегов Португалии и западных берегов Африки.
По поводу этих струй надо сказать, что в них проявляется отличное совпадение между современной теорией морских течений и результатами непосредственных наблюдений в океане.
Теория показывает, что в океане и в глубоководных морях воздействие ветра в прибрежных районах должно проявляться совсем не так, как на мелководных морях: на мелководье нагон вод к берегу происходит под действием ветра, направленного с моря на берег, а сгон — под действием ветра, направленного с берега в море; в глубоком море, в океане, наибольший нагон вод происходит под действием ветра, направленного вдоль берега, когда берег находится справа от ветра; наибольший сгон — под действием ветра вдоль берега, когда берег находится слева от ветра. И нагоном, и сгоном вод тут распоряжается так называемая кориолисова сила, возникающая под действием вращения Земли и вступающая в свои права в океане и в глубоких морях.
В полном соответствии с теорией летний муссон, дующий вдоль западного побережья Африки и оставляющий берег слева, вызывает типичное сгонное — Канарское течение. Наряду с общим продвижением вод вдоль берега, к юго-западу и к югу, здесь резко выражено движение вод поверху — от берега в океан, а понизу — из открытого океана к берегу. Совершенно очевидно, что подобное движение приводит, во-первых, к понижению уровня океана у берегов Африки и, во-вторых, к подсасыванию глубинных вод до самой поверхности океана. В справедливости теории убеждает сильное понижение температуры поверхностной воды у берега знойного африканского материка: с 26° в открытом океане до 16° у берега. Здесь до самой поверхности поднимаются продукты разложения, падающие на дно, и привлекают сюда несметные стаи рыб.
Понижение уровня океана у берега создает тут градиентное течение, т. е. движение вод, вызванное уменьшением давления на глубинах, в направлении к берегу. При нагонном режиме у берега возникает повышение уровня, которое тоже порождает градиентное течение, но в ином направлении. В итоге дрейфовое и градиентное течения всегда налагаются одно на другое и вызывают увеличение суммарной скорости потока. В некоторых случаях местное повышение или понижение уровня возникает и в открытом океане. Это происходит при схождении и расхождении струй в соответствующих районах океана: в «зонах конвергенции» и в «зонах дивергенции».