Вертикальная циркуляция - Физико-географическая характеристика Мирового океана - Биогеография бентали Мирового океана

Поскольку основной нагрев воды осуществляет Солнце, на поверхности вода имеет более высокую температуру, чем внизу. В реках и других текучих водотоках из- за турбулентного движения воды непрерывно происходит перемешивание воды, захватывающее всю её толщу. В медленно текучих и стоячих водоёмах, таких как озёра, водохранилища, пруды, старицы и т. п., а также морях основная роль в перемешивании воды переходит к ветровому волнению и вертикальной циркуляции.

Ветер перемешивает поверхностный слой воды, его толщина зависит от однородности плотности воды. Различия в плотности мешают перемешиванию, поэтому глубже всего оно распространяется при одинаковой плотности воды. Вертикальная конвекция, или циркуляция может развиться только в том случае, когда поверхностная вода становится тяжелее, чем расположенная глубже. Плотность воды зависит от её температуры. Летом поверхностные воды прогреваются, воздействие ветра перемешивает поверхностные воды, создавая прогретый поверхностный слой, который нагревается быстрее, чем происходит перенос тепла в глубже расположенные слои. В результате формируется поверхностный пикноклин — сезонный термоклин, толщиной в десятки метров. В умеренно тёплых районах разница в температуре воды над и под термоклином может достигать 20°C и более. Примеры распределения температуры по глубине в умеренных районах глубокого моря показаны на Рис. 5.12. Толщина поверхностного слоя, перемешиваемого ветром, варьирует от 25 м на востоке тропической зоны до 250 м в центре субтропических круговоротов (Longhurst, 2007).

Рис. 5.12. Примеры распределения температуры по глубине. По А.Д. Добровольскому, Б.С. Залогину (1982).

Нижняя граница подповерхностного слоя большей частью расположена на глубинах 200—300 м, на шельфе обычно доходит до дна. В отличие от сезонного термоклина умененных широт галоклин тропических районов существует постоянно.

На плотность морской воды, в отличие от пресной, кроме температуры, влияет солёность. При изменении температуры от 5°С до 0°С воды солёностью 35‰ её плотность изменится на 0,111 г/л. Для того, чтобы её плотность изменилась на ту же величину при постоянной температуре 0°С достаточно увеличения её солёности с 34,862‰ до 35‰, т. е. всего на 0,138‰ (McCutcheon et al., 1993). Можно сказать иначе: одно и тоже изменение плотности воды температурой 0°С и солёностью 35‰ даёт изменение её температуры на 5°С и в 35 раз меньшее изменение солёности. Поэтому, в отличие от пресных водоёмов, вертикальную циркуляцию в океане вызывает в первую очередь изменение солёности, т. е. не то, что вода становится холоднее, а то, что она становится более солёной.

В реальном океане увеличение солёности воды может происходить только, если из морской воды убрать часть пресной. Это можно сделать двумя способами: испарением и образованием льда (который, как известно, пресный). Первый способ осуществляется в районах, где испарение превышает приток пресной воды с осадками и стоком с материка (Рис. 5.13, Рис. 5.14). В этих районах вода погружается и растекается в стороны, формируя подповерхностный слой, простирающийся от северных до южных полярных фронтов. Поверхностный и подповерхностный слои разделяет поверхностный пикноклин — галоклин. Основные места формирования подповерхностных вод в тропиках — центральные части субтропических круговоротов и север Аравийского моря.

Рис. 5.13. Годовой водообмен Мирового океана с атмосферой в г/см² в год. По В.Н. Степанову (1974).

Рис. 5.14. Средняя солёность на поверхности Мирового океана. По В.Н. Степанову (1974).

Аналогичным образом (но в гораздо меньших масштабах) солёность воды возрастает в некоторых тропических лагунах и эстуариях, например рек Гамбии и Сенегала. Испарение здесь превышает пресноводный сток и солёность поступающей морской воды увеличивается. Эта очень солёная вода поступает обратно в океан как придонное течение.

В периоды истории Земли, когда температурный градиент экватор-полюс был значительно меньше, чем ныне, этот тип циркуляции был основным и обеспечивал циркуляцию не только поверхностных вод Мирового океана, но и расположенных глубже, вплоть до самых больших глубин. Этот тип циркуляции можно назвать аридным, или экваториальным, поскольку опускание вод происходит в засушливых (аридных) районах вблизи экватора. Сейчас аридный тип циркуляции редко проникает на большие глубины, основной такой район — север Индийского океана (Аденский залив и Красное море) (Рис. 5.15). 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.

Рис. 5.15. Глубинные потоки высокосолёных вод в Индийском океане по Д. Ричфорду. Числа при стрелках — глубина в метрах. По Богданову (1975).

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. Даже ныне в Аденском заливе и Красном море, т.е. в местах непосредственного опускания воды уже на материковом склоне наблюдается резкое падение содержания кислорода, почти до 0. Если же опускавшаяся вода растекалась к полюсам, то и то малое количество кислорода, которое она содержала, расходовалось при движении к полюсам на окисление полностью. В результате, в периоды господства циркуляции аридного типа Мировой океан был резко стратифицирован 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. Кроме того в периоды аридной циркуляции температура глубинных вод была гораздо выше, а скорость их обмена гораздо меньше.

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. Изменение термической структуры океана во второй половине кайозоя показаны на Рис. 5.16. 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.

Рис. 5.16. Изменение термической структуры вод Мирового океана в кайнозое по микропалеонтологическим и изотопным данным. По Н.Б. Келлер (2012).

Другой механизм вертикальной циркуляции основан на том, что вода становится более солёной из-за образования льда. Этот тип вертикальной циркуляции (его можно назвать полярный) ныне основной. Для возникновения циркуляции полярного типа необходимо охлаждение поверхностных вод у полюсов ниже температуры замерзания морской воды, т. е. резкий температурный градиент экватор-полюс. Он возникает при слабом переносе тепла течениями от экватора. Меридиональные течения (Гольфстрим, Куросио и др.) возникают как замыкающие звенья при расчленении широтных материками. Если бы океан у экватора был бы непрерывен, меридиональные течения не возникали бы. То, насколько далеко к полюсам распространяются меридиональные течения, определяет также конфигурация и положение материков. В Тихом океане расстояние между материками велико и меридиональные течения под действием силы Кориолиса успевают повернуть в широтном направлении. Атлантика гораздо уже, поэтому Гольфстрим идёт тут гораздо севернее. К тому же Берингов пролив гораздо уже пролива между Гренландией и Европой, поэтому, даже если бы Тихий океан был бы гораздо уже, тёплые воды всё равно не могли бы проникнуть в Северный Ледовитый. Другой фактор, препятствующий меридиональному переносу тепла — формирование широтных течений, что видно на примере Антарктиды. Антарктида почти всегда была расположена в районе полюса, однако оледенение там развилось только примерно 25 млн. лет назад, хотя её похолодание началось значительно раньше. Существовавшая в мезозое и начале кайнозоя система течений от экватора к полюсу обеспечивала низкий температурный градиент экватор-полюс. Возрастание этого градиента обусловлено возникновением циркумантарктического течения, идущего по 40-50° ю.ш. вокруг Антарктиды. Это течение изолирует Антарктиду, делая невозможным перенос тепла течениями от экватора. Становление циркумантарктического течения происходило постепенно, по мере установления географической изоляции Антарктиды в результате дрейфа материков. Первоначально Антарктида составляла единый материк с Австралией и Южной Америкой. Примерно 50-55 млн. лет назад произошло отделение Австралии от Антарктиды (Рис. 5.17). Около 38 млн. лет назад углубился пролив к югу от Тасмании, а около 25 млн. лет назад образовался глубоководный пролив Дрейка между Антарктидой и Южной Америкой. Этот момент и является временем рождения циркумантарктического течения (окончательно оно сформировалось только 12-15 млн. лет назад). С этого момента существовавшие и ранее горные ледники Антарктиды превратились в единый покровный ледниковый щит — началось оледенение Антарктиды. Увеличение градиента температуры в конце кайнозоя привело к возрастанию роли полярных районов как конденсаторов влаги, а лёд снижает температуру соседних районов, т. е. система работает с положительной обратной связью. Поэтому, возникнув 25 млн. лет назад, несмотря на происходившие колебания климата, ледник Антарктиды за это время ни разу не растаял.

Рис. 5.17. Становление циркумантарктического течения.

В настоящее время глубинные и придонные воды формируются в трёх районах: в Северной Атлантике, у Антарктиды и в Гренландском море. 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 Уэд-дела, Росса и, возможно, других районах. Они плотнее североатлантических (-0,9°С, 34,62%о), поэтому они погружаются глубже. Граница между североатлантическими и антарктическими глубинными водами проходит примерно по 4 км. Кроме того, в Северном Ледовитом океане и в Гренландском море у Шпицбергена формируется своя глубинная вода с температурой -1,8 —1,9°С и солёностью 34,8-34,9%о. Эта глубинная вода самая плотная, но 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. На Рис. 5.18 показана схема современных придонных течений на больших глубинах (глубже 4 км). Опускание вод, наряду с воздействием ветра, является двигателем современной циркуляции Мирового океана.

Рис. 5.18. Придонные течения. Глубины менее 4000 м залиты. По В.Н. Степанову (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 1500 м, где температура около 3°С, т. е. температурный градиент главного пикноклина меньше, чем сезонного. Но, благодаря большой вертикальной протяженности, этот слой гораздо устойчивее слоя сезонного термоклина и, в отличие от него, никогда не исчезает. Воды, располагающиеся выше главного термоклина, называют эпипелагиаль, ниже — батипелагиаль. 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. Высокая первичная продукция районов полярных фронтов приводит к высокому потоку органического углерода на морское дно, вплоть до абиссальных глубин (Рис. Ц10).

На расстоянии до нескольких десятков метров над дном находятся 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). Тем не менее, для данного 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 сотен метров. Лучше всего нефелоидный слой выражен у подножия материкового склона.