Циркуляция воды в Мировом океане

Существующую систему современных течений легче понять, разобравшись в причинах их возникновения. Воздух нагревается на экваторе сильнее, чем в других районах. Из-за нагревания воздуха уменьшается его удельный вес и он поднимается вверх.

ек должно быть выравнивание температуры на экваторе и полюсах. Однако из-за вращения Земли на любое движущееся тело действует сила Кориолиса[‡]. Причина возникновения этой силы — вращение Земли. Она стремится повернуть объект направо по отношению к его движению в Северном полушарии и налево — в Южном. Результатом действия силы Кориолиса является возникновение в атмосфере Земли двух конвекционных ячеек Гадлея[§] вместо одной (рис. 1.3). Первая от экватора ячейка располагается в каждом полушарии примерно между эквато

в,-              .

^'¦арктический''^

арктическим ^антициклон,'4

"              -'В

Рис. 1.3. Схема циркуляции атмосферы Земли.

В — области высокого давления (антициклоны); Н — области низкого давления (циклоны); стрелки — преобладающее направление ветра, серым показаны переходные области. Показана ситуация во время весеннего или осеннего равноденствия (солнце в зените над экватором. По Габауэру из Вальтера (1968).

ром и 30°. Дующие здесь ветра — пассаты — весьма постоянны, поэтому по-английски их называют trade winds, т.

В субтропиках воздух опускается. Из-за возрастания давления он нагревается. При этом, хотя содержание воды в воздухе остаётся постоянным, его относительная влажность падает, поскольку с ростом температуры его влагоём- кость возрастает, а взяться влаге неоткуда. Поэтому там, где опускающийся воздух достигает поверхности Земли количество осадков понижено. Вся эта система смещается в течение года на 5-15°

Рис.1.4. Средние многолетние векторы касательного напряжения ветра на поверхности Мирового

океана. По В.А. Буркову (1980).

1 — 0-25; 2 — 25-100; 3 — gt;100х10-2 дин/см2.

широты к северу или югу от экватора вслед за перемещением Солнца, поэтому довольно широкий пояс в разные сезоны года попадает то под влияние перемещающегося пояса тропических дождей, то сухих пассатов. Меняющееся во времени и пространстве количество осадков приводит не только к общеизвестным явлениям: образованию сухого субтропического и влажного тропического поясов, но и к сезонной динамике солёности в океане.

Опускающийся около 30° воздух только частично двигается к экватору, частично же — к полюсам. Ветер этот не столь силён и постоянен, как пассаты, но в общем имеет направление с запада на восток. У примерно 60° он встречается с ветром, дующим от полюса и имеющим преимущественно направление с востока на запад. Из-за наличия сезонов схема циркуляции зимой и летом различается: ветер от полюса преобладает зимой, от тропика — летом. Средние многолетние направление и скорость ветра на поверхности Мирового океана показаны на рис. 1.4.

Ветер, дующий у поверхности моря, передаёт воде часть своей энергии, создавая волны и течения. Наиболее выраженными и постоянными являются дующие с запада на восток в поясе 40-60° и с востока на запад вдоль экватора пассаты.

Рис. 1.5. Средняя многолетняя годовая динамическая топография поверхности Мирового океана.

По В.А. Буркову (1980).

1-3 — динамические горизонтали, кратные: 1 — 50 дин. см., 2 — 10 дин. см, 3 — 5 дин. см; 4 — дивергенции: АД — антарктическая, ЮТД — южная тропическая, СТД — северная тропическая, СПД — субполярная; 5 — конвергенции: ЮСТК — южная субтропическая, СТК — северная тропическая, ССТК — северная субтропическая. На врезке — график для определения скорости гео строфического течения.

рости достигают 1 м/сек = 3,6 км/час. Гольфстрим, Куросио и аналогичные течения в южном полушарии переносят тёплую воду от экватора в высокие широты. Северная ветвь Гольфстрима является «печкой» Европы, отсюда в Европу поступает 1/4 тепла. Таким образом, к пассатной циркуляции добавляется циркуляция вод, выравнивающая температуры низких и высоких широт. Это выравнивающее действие особенно сказывается в Европе, где средняя температура значительно выше, чем в Азии на тех же широтах (рис. 1.7). Восточные меридиональные течения шире и медленнее. С увеличением глубины скорость течения постепенно уменьшается, но поверхностные течения прослеживаются примерно до глубины 1000-1500 м.

На юге круговороты объединяет Циркумантарктическое циклоническое течение, достигающее дна. В высоких широтах Северного полушария циклонические круговороты расположены у Алеутских островов и в Скандском бассейне. В центре циклонических круговоротов происходит опускание воды. У берегов Антарктиды в морях Уэделла и Росса уровень опускается до 1820 дин см. Таким образом, максимальный перепад высот поверхности Мирового океана составляет 2,7 м. В Северной Атлантике уровень океана опускается до 1880 дин см.

Рис. 1.6. Основные поверхностные течения и апвеллинги Мирового океана.

I — циклонические тропические, II — антициклонические субтропические, III — циклонические высокоширотные; 1 — Прибрежное антарктическое, 2 — Антарктическое циркумполярное, 2а — его южная ветвь; Атлантика: 3 — Фолклендское. 4 — Южно-Атлантическое, 5 — Игольное, 6 — Бразильское, 7 — Бенгельское, 8 — Южное пассатное. 9 — Ангольское, 10 — Гвианское, 11 — Экваториальное противотечение Ломоносова; 12 — Гвинейское, 13 —Зеленого мыса, 14 — Антильское, 15 — Северное пассатное, 16 — Канарское, 17 — Гольфстрим, 18 — Северо-Атлантическое, 19 — Лабрадорское, 20 — Ирмингера, 21 — Баффиново, 22 — Западно-Гренландское; Индийский океан: 3 — Южноиндоокеанское, 4 — Мадагаскарское, 5 — Западно-Австралийское, 6 — Южное пассатное, 7 — Сомалийское. 8 — Экваториальное противотечение Тареева, 9 — Западно-Аравийское, 10 — Восточно-Аравийское, 11— Западно-Бенгальское, 12 — Восточно-Бенгальское; Тихий океан: 3 — Западно-Новозеландское, 4 — Восточно-Новозеландское, 5 — Восточно-Австралийское, 6 — Южно-Тихоокеанское, 7 — Перуанское, 8 — Южное пассатное; 9 — Перуано-Чилийское, 10 — Экваториальное противотечение Кром- вела, 11 — Минданао, 12 — Северное пассатное, 13 — Мексиканское, 14 — Калифорнийское, 15 — Куросио, 16 — Северо-Тихоокеанское, 17 — Ойясио, 18 — Алеутское, 19 — Аляскинское, 20 — Восточно-Беринговомор- ское; Северный Ледовитый океан: 1 — Норвежское, 2 — Нордкапское, 3 — Восточно-Гренландское, 4 — Западное арктическое, 5 — Тихоокеанское.

Апвеллинги: К — Калифорнийский, М — Марроканский, Н — Намибийский, П — Перуанский, С — Сомалийский. Основные зоны образования глубинных вод, моря: Л — Лабрадорское, Г — Гренландское, В — Уаделла, Р — Росса.

В центральных частях субтропических круговоротов и на севере Аравийского моря формируются вуды[††] повышенной солёности. Они опускаются вниз и формируют подповерхностные промежуточные воды, распространяющиеся от северных до южных полярных фронтов. Над ними лежат поверхностные воды, отделённые галоклином. Ближе к полюсам от полярных фронтов подповерхностные промежуточные воды образуются зимой, когда устанавливается гомотермия. В остальные сезоны поверхностные воды нагреваются, образуя сезонный термоклин.

Наиболее интенсивно взаимодействуют с атмосферой воды, лежащие выше подповерхностных промежуточных вод. Ветровое перемешивание приводит здесь к созданию относительно гомогенного поверхностного слоя. Эту однородность постоянно нарушает нагревание - охлаждение и опреснение - осолонение, которые приводят к возникновению, соответственно, термических и солёностных конвекций. Поверхностные и подповерхностные воды разделяет слой скачка, или сезонный пикноклин, толщиной в десятки метров. Для поверхностного слоя характерны сезонные изменения свойств воды. По направлению к полюсам появляются сезонные различия температуры всё возрастающей амплитуды. В умеренно тёплых районах она может достигать 20°С и более. Поверхностный слой имеет толщину в тропиках до 10-30 м, в умеренных широтах достигает 30-80 м, в полярных районах вновь уменьшается до 15-20 м. В зависимости от местных условий указанные цифры могут уменьшаться или значительно увеличиваться. Нижняя граница

Рис. 1.7. Отклонения температуры воздуха (изоаномалы) от средней для данной широты в январе.

По А.С.

подповерхностного слоя булыпей частью расположена на глубинах 200-300 м, на шельфе обычно доходит до дна. В умеренных широтах обычно весной и осенью, в высоких широтах — летом имеются периоды гомотермии, во время которых пикноклин исчезает. Примеры распределения температуры по глубине в умеренных районах глубокого моря показаны на рис. 1.8.

На шельфе, где глубины невелики, а рельеф — сложен, гидрологическая картина может существенно отличаться от описанной выше схемы. Нередко средние глубины шельфа занятны постоянными линзами холодной воды, верхние находятся в поверхностном слое, тогда как глубины ниже этих линз (в желобах, прорезающих шельф, особенно сообщающихся с большими глубинами склона) находятся под влиянием проникающих из океана более глубинных вод. Эти глубинные воды более солёные и в высоких широтах, особенно зимой, более тёплые.

Поскольку основной нагрев воды осуществляет Солнце, на поверхности вода имеет более высокую температуру, чем внизу. Казалось бы, результатом этого должно быть установление стратификации Мирового океана и возникновение анаэробных условий на его глубинах, по типу того, что имеет место в Чёрном море сейчас. Однако этого не происходит. Существуют два механизма, обеспечивающие обмен глубинных водных масс Мирового океана. В истории Земли преобладал то один, то другой. Сейчас резко доминирует циркуляция полярного типа. Суть её в том, что в приполярных районах вода охлаждается и становится тяжелее, чем нижележащие слои, поэтому она опускается, а на её место приходят более лёгкие тёплые воды со стороны экватора. Глубинные и придонные воды формируются в двух районах: в Северной Атлантике и у Антарктиды. Происходит это в холодную половину года, когда солёность холодных поверхностных вод возрастает из-за образования льда. В Северной Атлантике воды формируются у Лабрадора и к востоку и юго- востоку от Гренландии. Их температура 1,8-3,2°С, солёность 34,91-35,00%о. Они распространяются по всему Мировому океану вплоть до залива Аляска. У Антарктиды воды формируются в морях Уэдела, Роса и, возможно, других районах. Они плотнее североатлантических (-0,9°С, 34,62%о), поэтому они расположены глубже, граница проходит примерно по 4 км. Кроме того, в Северном Ледовитом океане и в Гренландском море у Шпиц-

Рис. 1.8. Примеры распределения температуры по глубине. По А.Д. Добровольскому,

Б.С. Залогину (1982).

бергена формируется своя глубинная вода с температурой -1,8- -1,9°С и солёностью 34,8-34,9%о. Её распространению за пределы Северного Ледовитого океана препятствует гребень, идущий от Шетландских островов через Фарерские острова и Исландию к Гренландии. Иногда она всё же переливается через порог и заполняет котловины Северной Атлантики. Придонные течения имеют явную тенденцию следовать изобатам.

Рис. 1.9. Придонные течения. Глубины менее 4000 м залиты. По В.Н. Степанов (1974).

Придонные и глубинные воды и поверхностные и подповерхностные разделяет главный термоклин. Верхняя его граница расположена примерно на 300 м, где температура воды на большей части Мирового океана около 10°С. Глубже наблюдается плавное и замедляющееся понижение температуры до глубины примерно              р„с.              1.10. Перуанский апвеллинг.

1500 М, ГДЄ температура ОКОЛО 3°С, Т. Є.              Содержание кислорода в % насыщения на              разрезе

температурный градиент главного ПИК- 08038'89.03.1978г.ПоО.К.Бордовскомуидр.(1980). ноклина меньше, чем сезонного. Но, благодаря большой вертикальной протяженности, этот слой гораздо устойчивее слоя сезонного термоклина и, в отличие от него, никогда не исчезает. В субполярных районах главный термоклин выходит на поверхность. Эти районы получили название полярные фронты. Отсутствие в районах полярных фронтов главного термоклина позволяет периодически развиваться интенсивной вертикальной конвекции, обеспечивая приток биогенов в фотическую зону. Поэтому, несмотря на низкую температуру, в районах полярных фронтов высокая среднегодовая первичная продукция.

На рис. 1.9 показана схема современных придонных течений на больших глубинах (глубже 4 км). Опускание вод, наряду с воздействием ветра, является двигателем современной циркуляции Мирового океана.

Вновь на поверхность вода поднимается в районах апвеллингов (от англ. upwelling) и в северных частях Тихого и Индийского океанов. В тех местах, где экваториальные течения отходят от восточных берегов океанов, образуется недостаток воды. Его компенсируют с одной стороны (сбоку) течения, идущие из более высоких широт, с другой (снизу) — подток глубинных вод. Как приходящие вдоль берегов из высоких широт, так и глубинные воды обуславливают более низкую температуру воды районов апвеллингов, заметную на карте изотерм. Несколько отличны процессы, происходящие в Сомалийском апвеллинге: он расположен у западного берега океана и понижение температуры здесь не столь выражено. Его вызывает Сомалийское течение, которое, в свою очередь вызывают муссоны Аравийского залива. Изменение направления муссона приводит к изменению Сомалийского течения за несколько недель на глубину до 1 км (Longhurst, 1998: 49). Но главная особенность апвеллингов связана с тем, что глубинные воды сравнительно богаты биогенами. Это обусловливает их постоянно высокую первичную продукцию. Апвеллинги — наиболее продуктивные районы Мирового океана (рис. 1.10). Особенно известен Перуанский ап-

веллинг. Основные апвеллинги существуют постоянно, хотя их интенсивность колеблется. Наиболее известно ослабление Перуанского апвеллинга, так называемое Эль-Ниньо.

Высокопродуктивные пелагические сообщества апвеллингов плохо сбалансированны, поэтому существенная часть создаваемого в них органического вещества падает на дно. Поднимающаяся вода содержит сравнительно мало кислорода: хотя в момент опускания она была насыщена кислородом, по мере продвижения её к апвеллингам, кислород расходовался, не пополняясь. В результате на дне в районах апвеллингов содержание кислорода очень низко (рис. 1.10), местами падает до нуля и наблюдаются заморы. Бентос в районах апвеллингов беден как качественно, так и количественно, местами вовсе отсутствует (Карпинский, 1984, 1987, 1988, 1996, 2000; Кучерук, 1985а).

При другом типе вертикальной циркуляции вода опускается в местах, где возрастание её плотности обусловлено не снижением температуры, как в предыдущем типе, а увеличением солёности. Это происходит из-за превышения испарения над притоком пресной воды с осадками и стоком с материка (рис. 1.11, 1.12). В результате, поверхностная более тёплая вода становится плотнее (тяжелее), чем подстилающая её более холодная, но менее солёная. Этот тип циркуляции можно назвать аридным, или экваториальным, поскольку опускание вод происходит в засушливых (аридных) районах вблизи экватора. При аридном типе циркуляции опускающаяся вода из-за более высокой температуры содержит гораздо меньше кислорода, чем при полярном, да и интенсивность такой циркуляции гораздо меньше. При опускании и движении воды от экватора к полюсам и это малое количество кислорода расходуется на окисление. В результате в периоды господства циркуляции аридного типа имели место:

1. гораздо более высокая температура глубин,
2. гораздо меньшая скорость обмена глубинных вод и
3. резкая стратификация: океан делился на нижний бескислородный слой, в котором может существовать только бактериальная анаэробная жизнь и верхний, аэробный. Положение границы между ними определяли местные факторы: ветровое волнение, течения и т. д.

В периоды истории Земли, когда отсутствовал резкий температурный градиент экватор-полюс этот тип циркуляции был основным, а сейчас существует лишь в ограничен-

ных масштабах. В настоящее время он наиболее выражен на севере Индийского океана (Аденский залив и Красное море). Здесь на материковом склоне наблюдается резкое падение содержания кислорода, почти до 0. В настоящее время опускающиеся солёные и тёплые воды имеют плотность всё же меньшую, чем глубинные воды. Поэтому данный тип циркуляции даже в указанных районах не распространяется глубже 3 км.

Поскольку при аридном типе вертикальной циркуляции глубины океана не содержали кислорода, аэробная жизнь на больших глубинах за историю Земли несколько раз уничтожалась и возникала вновь при установлении циркуляции полярного типа. Считается, что заселение абиссальных глубин океана многоклеточными происходило как минимум трижды: в докембрии (первичное заселение), карбоне - перми и кайнозое, предшествующая фауна гибла в периоды тёплого климата, когда существовала только циркуляция экваториального типа.

Кроме районов с аридным типом циркуляции, низкое содержание кислорода вплоть до заморов характерно для:

• Сильно стратифицированных вод (например, Чёрного моря), где дефицит кислорода возникает из-за слабой вертикальной циркуляции.
• Районов с очень высокой продукцией (например, апвеллингов), где дефицит кислорода возникает из-за его расхода на окисление большого количества органического вещества, синтезируемого в районе апвеллинга; к тому же, вертикальная циркуляция происходит здесь снизу вверх, а в придонных слоях содержание кислорода понижено.
• Мелких прогреваемых водоёмов, где в результате летнего прогрева во время штиля могут возникать сильные градиенты плотности (температуры и солёности), приводящие к локальным заморам (такие заморы характерны, например, для Азовского моря).

Что касается углекислого газа, то из-за избытка катионов, морская вода имеет pH = 8,1-8,3. Поэтому в морской воде углекислый газ хорошо растворяется, его содержание в морской воде в 100-200 раз превышает его содержание в изотоническом физрастворе. Благодаря этому дефицита углекислого газа в море нет.

На расстоянии до нескольких десятков метров над дном расположены придонные пикноклины. Большую часть времени расположенный между ними и дном придонный слой отличается повышенной прозрачностью, по-видимому, из-за фильтрационной активности бентоса. Это часто видно невооружённым глазом при погружениях с аквалангом или из подводных аппаратов (на больших глубинах, вплоть до абиссальных). В то же время для этого слоя характерны периодически возникающие сильные течения (донные шторма). Во время этих штормов может резко (на порядок) и быстро (в течение нескольких часов) увеличиваться скорость размыва донных осадков, животные могут даже быть вымыты из грунта; соответственно увеличивается мутность и толщина придонного слоя. Слой повышенной мутности (нефелоидный) в открытом океане может достигать толщины нескольких сот метров. Лучше всего нефелоидный слой выражен у подножия материкового склона.

Повышенная турбулентность придонного слоя приводит к специфическому гидрохимическому режиму придонного слоя воды. Так, в бентали, в отличие от пелагиали, содержание биогенов обычно гораздо выше. С другой стороны, взмучивание богатых органикой и восстановленными соединениями металлов (железа, марганца) донных осадков и наличие высокой по сравнению с планктоном биомассы приводит к увеличению потребления кислорода в придонном слое.

На шельфе конвективные токи, течения, волновое перемешивание могут воздействовать и часто воздействуют на всю толщу воды от поверхности до дна. Поэтому нередко планктонные и бентосные организмы населяют одну водную массу. Это приводит к развитию многочисленных биотических взаимодействий и фактически в значительной степени объединяет пелагические и бентосные сообщества, из-за чего эти районы часто называют неритическими.