Глубоководные районы Северной Атлантики
Североатлантические глубокие воды ( NADW ) — это глубоководная масса, образовавшаяся в северной части Атлантического океана . Термохалинная циркуляция (правильно описываемая как меридиональная опрокидывающая циркуляция) Мирового океана включает поток теплых поверхностных вод из южного полушария в Северную Атлантику. Вода, текущая на север, модифицируется за счет испарения и смешивания с другими водными массами, что приводит к увеличению солености. Когда эта вода достигает Северной Атлантики, она охлаждается и опускается за счет конвекции из-за понижения температуры и увеличения солености, что приводит к увеличению плотности. НАДВ представляет собой отток этого толстого глубокого слоя, который можно обнаружить по его высокой солености, высокому содержанию кислорода, минимуму питательных веществ, высокому содержанию 14 С/ 12 С, [1] и хлорфторуглероды (ХФУ). [2]
ХФУ – это антропогенные вещества, попадающие на поверхность океана в результате газообмена с атмосферой. Этот отчетливый состав позволяет проследить его путь, когда он смешивается с циркумполярной глубоководной водой (ЦГВ), которая, в свою очередь, заполняет глубокие глубины Индийского океана и часть южной части Тихого океана . NADW и его формирование необходимы для Атлантической меридиональной опрокидывающей циркуляции (AMOC), которая отвечает за транспортировку большого количества воды, тепла, соли, углерода, питательных веществ и других веществ из тропической Атлантики в Атлантику средних и высоких широт. [3]
В конвейерной модели термохалинной циркуляции Мирового океана опускание НАДВ тянет на север воды североатлантического дрейфа . Однако это почти наверняка является чрезмерным упрощением фактической взаимосвязи между формированием NADW и силой Гольфстрима / Североатлантического дрейфа. [4]
NADW имеет температуру 2–4 °C и соленость 34,9–35,0 psu , обнаруженную на глубине от 1500 до 4000 м.
Формирование и источники
[ редактировать ]НАДВ представляет собой комплекс нескольких водных масс, образовавшихся в результате глубокой конвекции и перелива плотных вод через Гренландско-Исландско-Шотландский хребет. [5]
Верхние слои образуются в результате глубокой конвекции открытого океана зимой. Лабрадорская морская вода (LSW), образующаяся в Лабрадорском море , может достигать глубины 2000 м, когда плотная вода опускается вниз. Производство классической морской воды Лабрадора (CLSW) зависит от предварительной подготовки воды в Лабрадорском море за предыдущий год и силы Североатлантического колебания (САК). [5]
Во время положительной фазы САК существуют условия для развития сильных зимних штормов. Эти штормы освежают поверхностные воды, а их ветры усиливают циклонический поток, что позволяет более плотным водам опускаться. В результате температура, соленость и плотность меняются ежегодно. В некоторые годы этих условий нет и ЗЛСВ не формируется. CLSW имеет характерную потенциальную температуру 3 ° C, соленость 34,88 psu и плотность 34,66. [5]
Еще одним компонентом LSW являются морские воды Верхнего Лабрадора (ULSW). ULSW формируется с плотностью ниже, чем CLSW, и имеет максимум CFC между 1200 и 1500 м в субтропической части Северной Атлантики. Водовороты холодной менее соленой воды ULSW имеют такую же плотность, как и более теплая и соленая вода, и текут вдоль DWBC, но сохраняют высокое содержание CFC. Водовороты ULSW быстро разрушаются, смешиваясь по бокам с более теплой и соленой водой. [5]
Нижние водные массы НАДВ формируются за счет разлива Гренландско-Исландско-Шотландского хребта. Это переливные воды Исландии и Шотландии (ISOW) и переливные воды Датского пролива (DSOW). Разливы представляют собой комбинацию плотной воды Северного Ледовитого океана (18%), модифицированной атлантической воды (32%) и промежуточной воды из северных морей (20%), которые увлекаются и смешиваются с другими водными массами (на долю которых приходится 30%) по мере того, как они перетекает через Гренландско-Исландско-Шотландский хребет. [7]
Образование обеих этих вод включает преобразование теплых, соленых, текущих на север поверхностных вод в холодные, плотные, глубокие воды за Гренландско-Исландско-Шотландским хребтом. Поток воды Северо-Атлантического течения поступает в Северный Ледовитый океан через Норвежское течение , которое разделяется на пролив Фрама и Баренцевоморский рукав. [8] Вода из пролива Фрама циркулирует, достигая плотности DSOW, опускается и течет в сторону Датского пролива. Вода, поступающая в Баренцево море, питает ISOW.
ISOW входит в восточную часть Северной Атлантики через Исландско-Шотландский хребет через канал Фарерской банки на глубине 850 м, при этом некоторое количество воды течет через более мелкое Исландско-Фарерское возвышение. ISOW имеет низкие концентрации ХФУ, и на основании этих концентраций было подсчитано, что ISOW находится за хребтом в течение 45 лет. [5] Когда вода течет на юг по дну канала, она увлекает окружающие воды восточной части Северной Атлантики и течет в западную часть Северной Атлантики через зону разлома Чарли-Гиббса , увлекаясь LSW. Эта вода менее плотна, чем DSOW, и лежит над ней, поскольку она циклонически течет в бассейне Ирмингера.
DSOW — самая холодная, плотная и пресная водная масса NADW. DSOW образовался за гребневыми потоками над Датским проливом на глубине 600 м. Наиболее значительной водной массой, вносящей вклад в DSOW, являются арктические промежуточные воды (AIW). [9] Зимнее охлаждение и конвекция позволяют AIW тонуть и скапливаться за Датским проливом. Верхний AIW содержит большое количество антропогенных индикаторов из-за его воздействия на атмосферу. Признаки трития и CFC AIW наблюдаются в DSOW у подножия континентального склона Гренландии. Это также показало, что течение DSOW, протекающего на 450 км к югу, было не старше 2 лет. [5] И DSOW, и ISOW текут вокруг бассейна Ирмингера и моря Лабрадор в глубоком пограничном течении. Выходя из Гренландского моря с 2,5 Зв , его поток увеличивается до 10 Зв южнее Гренландии. Он холодный и относительно свежий, течет ниже 3500 м в DWBC и распространяется вглубь глубоких атлантических бассейнов.
Пути распространения
[ редактировать ]
Распространение NADW на юг вдоль Глубокого Западного пограничного течения (DWBC) можно проследить по его высокому содержанию кислорода, высокому содержанию ХФУ и плотности. [10]
ULSW является основным источником верхнего NADW. ULSW распространяется на юг от Лабрадорского моря небольшими водоворотами, которые смешиваются с DWBC. Максимум CFC, связанный с ULSW, наблюдался вдоль 24° с.ш. в DWBC на высоте 1500 м. [10] Часть верхнего ULSW рециркулирует в Гольфстрим, а часть остается в DWBC. Высокие значения ХФУ в субтропиках указывают на рециркуляцию в субтропиках. [5]
ULSW, который остается в DWBC, разжижается по мере движения к экватору. Глубокая конвекция в Лабрадорском море в конце 1980-х и начале 1990-х годов привела к образованию CLSW с более низкой концентрацией CFC из-за нисходящего перемешивания. Конвекция позволила ХФУ проникнуть дальше вниз до глубины 2000 м. Эти минимумы можно было отследить, и они впервые наблюдались в субтропиках в начале 1990-х годов. [5]
ISOW и DSOW текут вокруг бассейна Ирмингера, а DSOW входят в DWBC. Это две нижние части NADW. Другой максимум CFC виден на высоте 3500 м в субтропиках по вкладу DSOW в NADW. [10] Некоторая часть NADW циркулирует по северному круговороту. К югу от круговорота NADW течет под Гольфстримом, где продолжается вдоль DWBC, пока не достигнет другого круговорота в субтропиках.
Глубокие воды нижней части Северной Атлантики (LNADW), берущие начало в Гренландском и Норвежском морях, приносят высокие концентрации солености, кислорода и фреона в желоб Романш , экваториальную зону разлома в Срединно-Атлантическом хребте (САХ). Обнаруженный на глубинах около 3600–4000 м (11 800–13 100 футов), LNADW течет на восток через желоб над придонными водами Антарктики - желоб является единственным отверстием в САХ, где возможен межбассейновый обмен для этих двух водных масс. [11]
Вариативность
[ редактировать ]Считается, что образование глубоководных вод Северной Атлантики в прошлом время от времени резко сокращалось (например, во время Младшего дриаса или во время событий Генриха ), и что это может коррелировать с уменьшением силы Гольфстрима и Североатлантического течения. дрейф, в свою очередь, охлаждающий климат северо-западной Европы .
Есть опасения, что глобальное потепление может привести к повторению этой ситуации. Также предполагается, что во время последнего ледникового максимума NADW был заменен аналогичной водной массой, занимавшей меньшую глубину, известной как ледниковая промежуточная вода Северной Атлантики. [12]
См. также
[ редактировать ]
Ссылки
[ редактировать ]- ^ Брокер, Уоллес (1991). «Великий океанский конвейер» (PDF) . Океанография . 4 (2): 79–89. дои : 10.5670/oceanog.1991.07 .
- ^ «Североатлантическая циркуляция и термохалинное воздействие» . Sam.ucsd.edu . Проверено 9 января 2015 г.
- ^ Шмитнер, Андреас; и др. (2007). «Введение: Меридиональная опрокидывающая циркуляция океана» (PDF) . People.oregonstate.edu . Проверено 9 января 2015 г.
- ^ «Водные массы Атлантического океана» . seis.natsci.csulb.edu . Архивировано из оригинала 25 сентября 2008 года . Проверено 24 января 2024 г.
- ^ Jump up to: а б с д и ж г час Смети, Уильям М.; Хорошо, Рана А.; Путцка, Альфред; Джонс, Э. Питер (2000). «Отслеживание потока глубоководных вод Северной Атлантики с помощью хлорфторуглеродов». Журнал геофизических исследований: Океаны . 105 (С6): 14297–14323. Бибкод : 2000JGR...10514297S . дои : 10.1029/1999JC900274 .
- ^ «НАСА GISS: Научные обзоры: моделирование резкого изменения климата» . Гисс.nasa.gov. Архивировано из оригинала 18 февраля 2006 года . Проверено 9 января 2015 г.
- ^ Танхуа, Тосте; Олссон, К. Андерс; Джинссон, Эмиль (2005). «Формирование переливной воды Датского пролива и ее гидрохимический состав». Журнал морских систем . 57 (3–4): 264–288. Бибкод : 2005JMS....57..264T . дои : 10.1016/j.jmarsys.2005.05.003 .
- ^ Шауэр, Урсула; Мюнх, Робин Д.; Рудельс, Берт; Тимохов, Леонид (1997). «Воздействие шельфовых вод восточной Арктики на промежуточные слои бассейна Нансена». Журнал геофизических исследований: Океаны . 102 (С2): 3371–3382. Бибкод : 1997JGR...102.3371S . дои : 10.1029/96JC03366 .
- ^ Свифт, Джеймс Х.; Агаард, Кнут; Мальмберг, Свенд-Ааге (1980). «Вклад разлива Датского пролива в глубокие глубины Северной Атлантики». Глубоководные исследования. Часть A. Статьи океанографических исследований . 27 (1): 29–42. Бибкод : 1980DSRA...27...29S . дои : 10.1016/0198-0149(80)90070-9 .
- ^ Jump up to: а б с Тэлли, Линн Д. (2011). Описательная физическая океанография: Введение . Академическая пресса. дои : 10.1016/C2009-0-24322-4 . ISBN 9780750645522 .
- ^ Феррон, Б.; Мерсье, Х.; Шпеер, К.; Гаргетт, А.; Ползин, К. (1998). «Смешение в зоне разлома Романш» . Журнал физической океанографии . 28 (10): 1929–1945. Бибкод : 1998JPO....28.1929F . doi : 10.1175/1520-0485(1998)028<1929:MITRFZ>2.0.CO;2 . S2CID 140185816 .
- ^ Хоу, Джейкоб NW; Пиотровский, Александр М.; Ноубл, Тарин Л.; Мулица, Стефан; Кьесси, Криштиану М.; Байон, Жермен (2016). «Глубоководная добыча в Северной Атлантике во время последнего ледникового максимума» . Природные коммуникации . 7 (11765): 11765. Бибкод : 2016NatCo...711765H . дои : 10.1038/ncomms11765 . ПМЦ 4895795 . ПМИД 27256826 .
Дальнейшее чтение
[ редактировать ]- Диксон, Р.Р.; Браун, Хуан (1994). «Производство глубоководных вод Северной Атлантики: источники, темпы и пути» (PDF) . Журнал геофизических исследований: Океаны . 99 (C6): 12, 319–12, 341. Бибкод : 1994JGR....9912319D . дои : 10.1029/94JC00530 . Архивировано из оригинала (PDF) 12 июля 2015 года . Проверено 11 июля 2015 г.