ОКЕАНОЛОГИЯ

Циркуляция. Экваториальные противотечения. Эстуариевый тип циркуляции. Апвеллинг - подъем приповерхностных вод

Циркуляция рассматривается здесь в соответствии со следующими темами: 1) основные причины и закономерности циркуляции и современная циркуляция и 2) циркуляция в геологическом прошлом.

1. Знание принципов современной океанской циркуляции является наиболее важной составляющей в предсказании распределения биогенных осадков, фаунистических провинций и глобального теплового баланса. Остается, как мы увидим, и MHOJ О неизвестного. Даже опытные океанологи, изучающие физику моря, все еще обсуждают. когда и где (и в течение какого времени) вода поступает в глубины океана.

Отдавая себе отчет в том, что любые географические очертания являются «точными» только для короткого интервала геологического времени, мы можем восстанавливать гшлеоокеанологическую циркуляцию, опираясь главным образом на обшие основные принципы, обусловливающие такую циркуляцию, а не на конкретные современные условия.

Ниже рассмотрено пять основных принципов океанской циркуляции: а) зональное распределение ветрового напряжения — главный фактор, позволяющий предсказывать поверхностные течения (в верхнем километровом слое Мирового океана); б) преобладание в данном бассейне испарения или притока: в) плотностное распределение в пределах океана — г чанный фактор, определяющий течения на глубине >1 км; г) апвеллинг; д) слой кислородного минимума.

А. При зональном (т. е. широтном) распределении петров воздух в экваториальных областях нагревается и поэтому поднимается вверх. Поднимающийся воздух заменяется приповерхностным воздухом, который, как показано на  3-11 и в  3-3, переносится к экватору из низких широт. Воздушные массы и океаны находятся на вращающейся сфере, т. е. это геострофическое течение, и относительное движение среды сообщается воздуху и воде. Такое относительное движение известно в качестве сил Кориолиса, которые распознаются благодаря тому факту, что как воздушные, так и водные течения отклоняются вправо от наблюдателя, смотрящего вниз по течению в северном полушарии (и влево от наблюдателя в южном полушарии)

Благодаря силам Кориолиса приповерхностный ветер в экваториальных широгах отклоняется таким образом, чго для  наблюдателя, стоящего на экваторе, главные ветры идут с северо- востока и юго-востока.

Схемы зональных ветров изменяются в результате исключительно сильного нагрева поверхности суши вблизи экватора. Например, в Индии в конце лета суша нагревается значительно сильнее, чем смежная с ней поверхность воды, так что движущая сила воздушной (и водной) циркуляции заставляет воздух подниматься над сушей; в дальнейшем он вовлекается в воздушные массы у смежного океана.

При смене времен года и перемещении Солнца в южное полушарие воздушная циркуляция меняется на обратную с сопровождающим ее изменением в океанских ветрах и течениях. Это обусловливает область муссонов Индийского океана между Индией и Африкой. Точная палеогеография, несомненно, является предпосылкой для понимания муссонного типа циркуляции.

Воздух, который поднимается в экваториальных областях, распространяется на более высокие широты где он охлаждается и опускается, что приводит к появлению зоны высокого давления примерно на 30 с. ш. и 30 ° ю. ш. По достижении земной поверхности воздух направляется или к экватору (в соответствии с вышеизложенным), или к полюсу. Если воздух движется к полюсу, то он к тому же отклоняется вправо и вследствие этого образуются западные ветры умеренных широт. Этот воздух в дальнейшем нагревается у поверхности и поднимается вверх приблизительно до 60 е с. ш. образуя область низкого давления. В областях подъема воздух, распространяясь к экватору, опускается до 30 с. ш., а при распространении к полюсу он идет вниз, образуя полярную область высокого давления и область правосторонней циркуляции Северного Ледовитого океана.

Поверхностная циркуляция океана, как показано на  3-13, довольно хорошо соответствует только что рассмотренному распределению приповерхностных ветров. Кроме того, течения в западных частях океанических котловин являются более интенсивными и узкими — Гольфстрим. Куросио (Японское течение) и их эквиваленты в других океанах. Эти теплые течения расходятся, когда оставляют границы континентов и пересекают смежные океанические котловины ( 3-13). Вследствие этого области суши умеренных широт на восточных сторонах океанов имеют более теплый климат по сравнению с их западными сторонами, находящимися на той же широте; например, в Лендс-Энде. юго-западная Англия, растут пальмовые деревья, а Ньюфаундленд, также расположенный на 50 с. ш.. покрыт льдами.

Экваториальные противотечения как и западные пограничные течения, также не могут быть четко выделены из наблюдаемых систем ветров. Эти противотечения бегут с запада на восток в узких высокоскоростных «струях». Они образуются (частично) в результате потери равновесия, обусловленного тем. что экваториальные ветры способствуют нагромождению водных масс на западной стороне океана. Комбинация экваториальных течений и противотечений дает возможность личинкам тропических видов мигрировать туда и обратно через океан.

Некоторые из описанных выше схем океанской циркуляции исследовались при физическом или имитационном моделировании. При физическом моделировании проводятся эксперименты с моделями типа вращающихся «дисков» [872] или сферы по отношению к сфере [26]. В эксперименте с вращающимися дисками полушарие видно как будто с большой высоты, причем полюс находится в центре, а экватор расположен на окружности. На диске, как на полушарии, могут быть нанесены очертания континентов и океанов. Этот метод пригоден главным образом для оценки потока поверхностных течений. Поток между полушариями, однако, отсутствует, и, следовательно, некоторые наблюдаемые схемы могут быть ошибочными. С использованием вращающегося диска были промоделированы моря середины мелового периода [518]. В экспериментах «сфера по отношению к сфере» поток между полушариями существует, но при этом не рассматривается вопрос, затрагивающий влияние теографии масс суши.

Дополнительный метод картирования океанской циркуляции обязан своим происхождением тому факту, что океанские течения являются основным средством расселения организмов (см. гл. 7). Течения сами по себе могут служить барьерами для расселения организмов; Си- фелли и Смит [139], например, писали, что «важность Гольфстрима как крупной биогеографической границы для планктона уже полностью оценена».

На континентальных шельфах биогеографические провинции, по-видимому, образуются при сочетании конкретного течения с характерными особенностями местной географии, что и приводит к эволюции местной флоры и фауны. Это также справедливо для глубоководных частей океана в том, что «современные бен- тосные сообщества фораминифер из более глубоких частей Северной Атлантики, по-видимому, в большей степени контролируются распределением типов придонных вод, чем батиметрией» [806]. Современные и плейстоценовые течения открытого океана отчетливо различаются при оценке распределений фауны и ее разнообразия (например. работы Руддимана [702] и Б) и Дюплесси [44]). Многие авторы обнаружили, что «планктонные фораминиферы являются важными индикаторами водных масс» ([36]. см. также работу Брэдшоу [86]).

Поверхностная циркуляция в 39 из 40 озер, морей, эстуариев и лагун в северном полушарии направлена против часовой стрелки вследствие ветрового напряжения [248]. Если можно было бы определить схему циркуляции в древних морях и крупных прибрежных массах воды (например, по направлению песчаных кос), то это явилось бы указанием на полушарие, занятое массой древней воды.

Б. Второй важный фактор океанской циркуляции заключается в том, чгб преобладает для поверхностных вод — испарение или чистый приток [49]. Как показано на  3-14, существует контраст между аридным средиземноморским и гумидным эстуариевым типами циркуляции. В средиземноморском типе циркуляции, так же как и в самом Средиземном море, водЫ из открытого океана втекают в залив, растекаются по поверхности, частично испаряются и опускаются вниз, перемешаясь к вершине залива: воды вытекают из залива в виде глубокого потока, расположенного под втекающим поверхностным течением. В эстуариевом типе циркуляции (названном Бергером лагунным) пресная вода втекает в залив из его вершины и растекается по поверхности; тлубоководный поток втекает в залив через устье и, перемешиваясь, поднимается вверх. В средиземноморском типе циркуляции приток с суши слабый и бедный питательными веществами (Р, N, Si), вследствие чего воды бассейна имеют высокие содержания кислорода; осадки бассейна богаты СаСО,, но бедны органическим углеродом. Эстуариевый тип циркуляции имеет противоположные характерные особенности, при этом приток с суши богат питательными веществами, и вода бассейна характеризуется низким содержанием кислорода (расходующегося на окисление органического вещества); осадки бедны СаСОз (растворяющимся и уносящимся) и богаты органическим углеродом.

Северная Атлантика является океаном средиземноморского типа и стала им после позднего эоиена [667]. Плотные воды на ее северной границе опускаются вниз, что было убедительно показано при изучении переноса продуктов распада, образующихся при ядерных взрывах, которые только на протяжении 10 лет опустились до глубины 5 км с холодными водами высоких широг [626]. Далее на глубине эти воды текут к югу (и называются североатлантическими глубинными видами: САГВ).

В противоположность средиземноморскому типу циркуляции Северной Атлантики Тихий океан имеет эстуариевый тип циркуляции, который установился здесь также после позднего эонена. Плотные придонные воды не образуются в северной части Тихого океана, и своим происхождением они обязаны водам, которые пришли из Антарктиды. В  3-4 сопоставлены содержания солей, кислорода, фосфатов и питательного вещества в Северной Атлантике и северной части Тихого океана, а в  3-5 показаны суммарные различия в процентном отношении площади, занятой известковыми илами, кремнистыми илами и красными глинами. Условия Тихого океана, характеризующиеся низким содержанием кислорода, изобилием питательного вещества и низким содержанием карбоната, противоположны условиям Атлантического океана с его высоким содержанием кислорода, малым количеством питательного вещества и высоким содержанием карбоната. Те же самые отличия обнаруживаются при сравнении значительно меньших масс воды, например, таких, как норвежские фьорды (эстуарисвый тип) и Персидский залив (средиземноморский тип). Сопоставление такого типа, вероятно, может быть выполнено для прошлого между осадочными бассейнами с черными сланцами и известковыми илами.

Основное значение крупномасштабных эвапоритовых отложений в контексте данной главы (см. стр. 203) заключается в том, что водообмен с открытым океаном был несколько ограничен [456] и циркуляция относится к средиземноморскому типу. Наличие большого количества соленосных отложений [473] свидетельствует о важности средиземноморского типа циркуляции. Это положение справедливо независимо от того, принимается ли модель общего испарения бассейна [514], которое происходило на большей части Средиземного моря на протяжении миоцена [403], или модель осаждения эвапоритов из расслоенного моря [725, 784, 809], или модель прибрежной сабхи (арабское слово, обозначающее соляные отмели).

В. Третьим фактором, контролирующим океанскую циркуляцию, является плотность морской воды. Увеличение плотности морской воды является функцией как увеличения солености, так и уменьшения температуры. При нормальных океанских соленостях изменение температуры на 7 °С влияет на плотноегь почти так же, как изменение солености на 10/00: в настоящее время глобальные изменения температуры но широт е колеблются примерно от 28 до 0 С, а изменения солености составляют всего 2 — 3%^. Следовательно, процесс образования плотной воды является главным образом функцией низких температур в высоких широтах данною современного климата. (Температура и соленость также по-разному влияют на тонкую регулировку плотности. При 0 С и 34^ повышение температуры на 1 СС эквивалентно по своему воздействию на плотность воды понижению солености только на 0,035 %<,; при 20 С аналогичное повышение температуры соответствовало бы более сильному понижению солености-на 0,39 %„ [907].) В течение мела (и, вероятно, также других отрезков времени, см. гл. 4), когда широтный температурный градиент составлял примерно от 28 до 14 "С, температура в умеренных широтах могла быть около 21 'С. В умеренных широтах происходило интенсивное испарение (и соленость здесь была выше по сравнению с экваториальными водами примерно на 2%0). Если существовал такой климатический режим, то воды с наиболее высокой плотностью скорее всего соответствовали этому максимуму солености, а не температурному минимуму в более высоких широтах. Поэтому для тех периодов времени, когда воды в высоких широтах были намного теплее, чем в настоящее время, значение температуры при определении распределения плотности воды в океане будет уменьшаться. а значение солености — увеличиваться.

Различия в плотности воды, поступившей из разных источников, сказываются на свойствах водных масс глубоких частей океана, как показано на  3-15. Плотные воды в настоящее время образуются как из относительно высокосоленых вод — например, средиземноморские воды (СВ) соленостью > 36%0, вытекающие в Северную Атлантику, и воды Норвежского моря соленостью > 34,9°/ао, вытекающие в Северную Атлантику и образующие севсроатлантические глубинные воды (САГВ), так и из очень холодных вод — например, антарктические придонные воды (ААПВ) с потенциальной температурой < 2 С. Выше САГВ в Южной Атлантике находятся антарктические промежуточные воды (ААГ1МВ). При солености < 34,8 %„ ААПМВ являются такими же солеными, как и ААПВ, но более теплыми (потенциальная температура равна 5'С) и поэтому более легкими, чем ААПВ.

Широко дискутируется вопрос о том, формируются или нет в настоящее время значительные количества антарктических придонных вод в областях, смежных с морем Уэдделла [930], хотя присутствие трития на глубине 2 км указывает на то, что «в последние 10—20 лет некоторая часть глубинных вод, вероятно, поступала с поверхности» [571]. Подсчитано, что время, необходимое для гого, чтобы порции воды покинули поверхность океана, опустились и вернулись обратно, составляет приблизительно 500—1500 лет и может исчисляться тысячами лет при Солее коротких отрезках времени для Атлантики и более длинных для Тихого океана.

Г. Четвертым аспектом циркуляции, выделяемым здесь, является апвеллинг. Апвеллингом называется процесс подъема приповерхностных вод (обычно с глубины менее 200 м) к поверхности. Он происходит главным образом в субтропических широтах примерно в 100 км от берега, там, где местные ветры дуют с севера вдоль западной окраины континентов северного полушария, или с юга вдоль западной окраины континентов южного полушария. В каждом случае давление ветра приводит в результате к перемещению воды к западу (всегда-от берега) по спирали Экмана (см. гл. 12 в работе Мак-Леллана [553]). В соответствии с этим апвеллиш характерен для западных окраин континентов, хотя и известны случаи его проявления вдоль восточных окраин континентов [812]. Местами апвеллинг может гакже происходить в процессе перемешивания, обусловленного испарением, как, например, у берегов Ганы [654]. Прибрежный апвеллиш играет очень важную роль, так как к поверхности постоянно приносится большое количество питательного вещества, являющегося основой для крупнейших в мире мест рыбного лова (около Перу) и источником фосфора, необходимого для образования фосфоритов.

Фосфориты являются главным теологическим индикатором прибрежного апвеллинга: фосфат в них представлен той или иной разновидностью апатита Caj(P04)2. Во многих работах ([432] и последующие, а также работы, на которые ссылаются Гулбрандсен [353] и Тумс, Саммерхейс и Кронен [835]) подчеркивается значение апвеллинга как источника, пополняющего запасы фосфатов; при этом предполагается их прямое химическое осаждение из морской воды. Однако источником фосфата, вне всякого сомнения, является органическое вещество (фитопланктон и зоопланктон), в котором его содержание составляет приблизительно 0,1 %. Чем рассматривать осаждение апатита непосредственно из морской воды (что является редким явлением, если оно вообще имеет место), целесообразнее обратить внимание на процессы, происходящие в интерстициалъных флюидах. При окислении органического вещества во время восстановления сульфата в интерстициальный флюид выделяется фосфат [112]. При растворении фораминифер, главным образом в богатых органикой осадках, выделяется также кальций. При рН от 7,0 до 7,8 фосфат взаимодействует в интерстициальной жидкости со значительно большим количеством кальция с образованием фосфата кальция [102].

Манхейм, Роу и Джипа [533] писали, что для образования осадочных фосфатов требуются: 1) непрерывное поступление органического вещества в областях апвеллинга вдоль внешнего континентального шельфа; 2) низкие скорости (как в аридных регионах) поступления обломочного материала, так как высокие скорости препятствовали бы интерстициальному флюиду достичь высоких концентраций фосфата; 3) наличие зоны кислородного минимума соприкасающейся с дном моря и препятствующей немедленному окислению органического вещества; 4) достаточное, но не избыточное поступление карбонатов. Излишняя динитрификация, приводящая к уменьшению отношения N :Р в морской воде ниже его современного значения, равного 16:1, также будет давать излишек Р и вследствие этого способствовать осаждению фосфатов [649]. Фосфориты в настоящее время образуются в богатых органикой осадках ниже областей ап- веллинга у берегов Юго-Западной Африки [811] и Перу [112].

Неапвеллинговая область, в которой происходит образование фосфатовых стяжений, находится на плато Блейк у юго-восточной окраины США [251]. Источником фосфатов здесь являются более древние залежи фосфоритовых конкреций, обнаженные в настоящее время. Сильные течения препятствуют разбавлению их осадками (см. стр. 98), и фосфатовые конкреции цементируются в виде фосфатовых корок. Сходные фосфориты образуются при сильных течениях на банке Агульяс у Южной Африки, вдали от берега, где единственными обитателями являются илоеды: «В некоторых районах присутствовали фактически только мшанки, которые должны расти на морском дне подобно лесу» [632]. В общем наличие фосфатовых конкреций указывает на; 1) источник фосфатов (чаще всего апвеллинг), 2) механизм концентрации и 3) отсутствие разбавления осадками (часто вследствие значительных придонных течений).

Широтные зоны дивергенции течений открытого океана также маркируются апвеллингами, когда вода с глубины переносится к поверхности (как в арктической, антарктической и тропической зонах дивергенции). Высокие содержания питательного вещества и кремнезема в этих зонах приводят к активному росту диатомей и радиолярий, кремнистые панцири которых падают в свою очередь на дно и фиксируют такие зоны дивергенции в виде широтных полос богатых кремнеземом осадков ([502] и более ранние работы). Продуктивность океана находит также свое отражение в большей распространенности диатомей в восточной части Тихого океана по сравнению с западной его частью [574].