Достаточно наглядным примером могут служить водные массы, которые формируются в полузамкнутых водоемах. Та водная масса, которая образуется в Балтийском море, обладает низкой соленостью, что вызвано значительным превышением речного стока и количества выпадающих осадков над испарением. Летом эта водная масса достаточно нагревается и поэтому обладает очень низкой плотностью. Из своего очага формирования она вытекает через узкие проливы между Швецией и Данией, где происходит ее интенсивное перемешивание с нижележащими водными слоями, поступающими в проливы со стороны океана. Перед перемешиванием ее температура летом близка к 16°С, а соленость составляет менее 8%0. Но к тому времени, когда она достигает пролива Скагеррак, ее соленость в результате перемешивания повышается до величины порядка 20%о. В силу низкой плотности она остается на поверхности и быстро трансформируется в результате взаимодействия с атмосферой. Поэтому эта водная масса не оказывает заметного влияния на районы открытого океана.
В Средиземном море испарение превосходит приток пресной воды, поступающей в виде осадков и речного стока, и поэтому соленость там увеличивается. В северо-западной части Средиземного моря зимнее охлаждение (связанное в основном с ветрами, называющимися мистраль) может привести к конвекции, которая охватывает всю водную толщу до глубин более 2000 м, в результате чего формируется чрезвычайно однородная водная масса с соленостью более 38,4% и температурой около 12,8°С. При выходе этой водной массы из Средиземного моря через Гибралтарский пролив она подвергается интенсивному перемешиванию, и наименее перемешанный слой, или ядро, средиземноморской воды в прилегающей части Атлантики имеет соленость 36,5%0 и температуру 11 °С. Этот слой обладает высокой плотностью и поэтому погружается до глубин порядка 1000 м. На этом уровне он распространяется, подвергаясь непрерывному перемешиванию, но его ядро все же можно распознать среди других водных масс большей части Атлантического океана.
В открытом океане Центральные водные массы образуются на широтах примерно от 25° до 40°, а затем погружаются вдоль наклонных изопикн и занимают верхнюю часть главного термоклина. В Северной Атлантике такая водная масса характеризуется T-S кривой с исходным значением 19°С и 36,7% и конечным значением 8°С и 35,1%. В более высоких широтах формируются промежуточные водные массы, которые характеризуются низкой соленостью, а также низкой температурой. Наиболее широко распространена Антарктическая промежуточная водная масса. Она имеет температуру от 2° до 7°С и соленость от 34,1 до 34,6%0 и после погружения примерно на 50° ю. ш. до глубин 800-1000 м распространяется в северном направлении. Наиболее глубокие водные массы формируются в высоких широтах, где вода зимой охлаждается до очень низких температур, часто до точки замерзания, так что соленость определяется процессом замерзания. Антарктическая придонная водная масса обладает температурой - 0,4°С и соленостью 34,66%0 и распространяется в северном направлении на глубинах более 3000 м. Северо-Атлантическая глубинная придонная водная масса, которая образуется в Норвежском и Гренландском морях и при перетекании через Шотландско-Гренландский порог испытывает заметную трансформацию, распространяется к югу и перекрывает Антарктическую придонную водную массу в экваториальной и южной частях Атлантического океана.
Концепция водных масс сыграла большую роль при описании процессов циркуляции в океанах. Течения в глубинах океанов одновременно и очень медленны, и очень переменчивы, чтобы их можно было изучать с помощью непосредственного наблюдения. Но T-S анализ помогает выделить ядра водных масс и определить направления их распространения. Однако чтобы установить скорость, с которой они перемещаются, необходимы другие данные, такие, как скорость перемешивания и скорость изменения неконсервативных свойств. Но их обычно получить не удается.
Движения в атмосфере и в океане можно классифицировать различными способами. Один из них - разделение движения на ламинарное и турбулентное. При ламинарном течение частицы жидкости двигаются упорядоченно, линии тока параллельны. Турбулентное течение хаотично, и траектории отдельных частиц пересекаются. В однородной по плотности жидкости переход от ламинарного режима к турбулентному происходит, когда скорость достигает некоторой критической величины, пропорциональной вязкости и обратно пропорциональной плотности и расстоянию до границы течения. В океане и атмосфере течения в большинстве случаев турбулентные. При этом эффективная вязкость, или турбулентное трение, в таких течениях обычно на несколько порядков больше молекулярной вязкости и зависит от природы турбулентности и ее интенсивности. В природе наблюдаются два случая ламинарного режима. Один-это течение в очень тонком слое, прилегающем к гладкой границе, другой - движение в слоях значительной вертикальной устойчивости (какими являются, например, слой инверсии в атмосфере и термоклин в океане), где флуктуации вертикальной скорости малы. Вертикальный сдвиг скорости в таких случаях намного больше, чем в турбулентных течениях.
Еще один способ классификации движений в атмосфере и океане основан на их разделении по пространственным и временным масштабам, а также на выделении периодических и непериодических составляющих движения.
Наибольшим пространственно-временным масштабам отвечают такие стационарные системы, как пассаты в атмосфере или Гольфстрим в океане. Хотя движение в них и испытывает флуктуации, эти системы можно рассматривать как более или менее постоянные элементы циркуляции, имеющие пространственный масштаб порядка нескольких тысяч километров.
Следующее место занимают процессы с сезонной цикличностью. Среди них следует особо отметить муссоны и обусловленные ими - и тоже меняющие свое направление - течения Индийского океана. Пространственный масштаб этих процессов также порядка нескольких тысяч километров, однако их отличает выраженная периодичность.
Процессы с временным масштабом в несколько дней или недель, как правило, нерегулярны и имеют пространственные масштабы до тысячи километров. К ним относятся вариации ветра, связанные с переносом различных воздушных масс и вызывающие изменения погоды в таких районах, как Британские острова, а также аналогичные и часто связанные с первыми колебания океанских течений.
Рассматривая движения с временным масштабом от нескольких часов до одного-двух дней, мы встречаемся с большим разнообразием процессов, среди которых имеются и явно периодические. Это может быть суточная периодичность, связанная с суточным ходом солнечной радиации (она характерна, например, для бриза - ветра, дующего днем с моря на сушу, а ночью с суши на море); это может быть суточная и полусуточная периодичность, характерная для приливов; это может быть периодичность, связанная с перемещением циклонов и другими атмосферными возмущениями. Пространственный масштаб этого типа движений от 50 км (для бризов) до 2000 км (для барических депрессий на средних широтах).
Временным масштабам, измеряемым секундами, реже минутами, соответствуют регулярные движения - волны. Наиболее распространены ветровые волны на поверхности океана, имеющие пространственный масштаб около 100 м. В океане и в атмосфере встречаются и более длинные волны, как, например, подветренные волны. Нерегулярные движения с такими временными масштабами отвечают турбулентным флуктуациям, проявляющимся, например, в виде порывов ветра.
Движение, наблюдаемое в каком-то районе океана или атмосферы, может быть охарактеризовано векторной суммой скоростей, каждая из которых отвечает определенному масштабу движения. Например, измеренная в какой-то момент времени скорость может быть представлена в виде где и обозначает турбулентные пульсации скорости.
Для характеристики движения можно использовать описание сил, участвующих в его создании. Этот подход в сочетании с методом разделения по масштабам будет использован в последующих главах при описании различных форм движения. Здесь же удобно рассмотреть различные силы, действие которых может вызвать горизонтальные движения в океане и атмосфере или повлиять на них.
Силы можно разделить на три категории: внешние, внутренние и вторичные. Источники внешних сил лежат вне жидкой среды. В эту категорию попадает гравитационное притяжение Солнца и Луны, вызывающее приливные движения, а также сила трения ветра. Внутренние силы связаны с распределением массы или плотности в жидкой среде. Неравномерное распределение плотности обусловлено неравномерным нагревом океана и атмосферы, и порождает горизонтальные градиенты давления внутри жидкой среды. Под вторичными мы понимаем силы, действующие на жидкость только тогда, когда она пребывает в состоянии движения относительно земной поверхности. Наиболее очевидной является сила трения, всегда направленная против движения. Если различные слои жидкости движутся с разными скоростями, трение между этими слоями, обусловленное вязкостью, приводит к замедлению более быстро движущихся слоев и ускорению менее быстро движущихся слоев. Если течение направлено вдоль поверхности, то в слое, примыкающем к границе, сила трения прямо противоположна направлению потока. Несмотря на то что трение играет обычно незначительную роль в атмосферных и океанских движениях, оно привело бы к затуханию этих движений, если бы их не поддерживали внешние силы. Таким образом, движение не могло бы оставаться равномерным, если бы другие силы отсутствовали. Две другие вторичные силы - это фиктивные силы. Они связаны с выбором системы координат, относительно которой рассматривается движение. Это сила Кориолиса (о которой мы уже говорили) и центробежная сила, появляющаяся при движении тела по окружности.