Адвекция
Проследим за перемещением частиц воды, помеченных краской, выпущенной в море. На поверхности моря перемещение окрашенных вод будет определяться поверхностными течениями. Зимой в какой-то момент воды могут охладиться настолько, что окажутся плотнее смежных вод и погрузятся. В этом случае окрашенные воды будут продолжать дрейф в медленном подповерхностном течении. Горизонтальное и вертикальное перемещение воды на поверхности и на глубинах моря принято определять термином адвекция. На протяжении всего времени пребывания окрашенных вод у поверхности их температура и соленость могут изменяться под влиянием тепло- и водообмена с атмосферой. Однако как только воды погрузятся, взаимодействие с атмосферой прервется, вследствие чего соленость будет устойчиво сохраняться, тогда как по мере изменения глубины в результате сжатия при погружении или расширения при подъеме температура воды будет меняться. Изменения температуры воды в зависимости от глубины погружения могут быть рассчитаны с помощью потенциальной температуры. Потенциальная температура воды — это температура, которую принял бы образец воды, поднятый к поверхности моря при условии отсутствия теплообмена с окружающей средой. Поднимающиеся к поверхности моря воды расширяются. В результате они несколько охлаждаются. Таким образом, потенциальная температура всегда несколько меньше, чем измеренная. Рисунок 9.4 показывает, что температура воды, измеренная в Филиппинской впадине, возрастает с глубиной. Однако на глубинах свыше 4 км постоянно сохраняется потенциальная температура 1,2° С. Ниже фотической зоны содержание кислорода в воде уменьшается во времени вследствие биологического поглощения, поэтому соленость и температуру относят к консервативным характеристикам воды. Примером неконсервативных характеристик являются концентрации кислорода и биогенов.
Продолжим изучение движения вод, маркированных краской. С течением времени пятно расплывается и интенсивность его окраски ослабевает вследствие смешения с чистой морской водой. Через тысячи лет краска распространилась бы равномерно по всей акватории океана. Диффузия в море является результатом двух процессов. В жидкости, находящейся в стационарных условиях, растворенные вещества постепенно распространяются по всему объему благодаря беспорядочному движению молекул раствора и растворителя. Процессы молекулярной диффузии настолько медленны, что ими можно пренебречь во всех случаях, когда временные интервалы заданы в масштабе океана. Даже в тех случаях, когда мы кладем сахар в кофе, мы не ждем, пока молекулярная диффузия равномерно распределит его по всему стакану, а ускоряем процесс перемешиванием. Перемешивание приводит к тесному контакту насыщенного и ненасыщенного растворов, так что молекулярная диффузия выравнивает градиенты на кратчайших дистанциях. Таким образом, в конечном счете гомогенность раствора является результатом молекулярной диффузии. Диффузия, возникающая при перемешивании, называется турбулентной диффузией, поскольку она вызывается турбулентными вихрями. В море энергия перемешивания поставляется взаимодействием между атмосферой и океаном, а также приливообразующими силами. Крупномасштабные однородные движения вод, такие, как волнение или океанические течения, сопровождаются турбулентными движениями частиц, которые вызывают перемешивание. Примером возникновения такой турбулентности может служить разрушение волн, выходящих на мелководье.
Адвекция и диффузия
Насколько это было возможно, мы рассматривали адвекцию и диффузию раздельно. В действительности оба эти процесса протекают одновременно. Однако в тех случаях, когда адвекция сочетается с диффузией, направление движения является фиксированным. С течением времени концентрация меченых вод может только уменьшаться, а область их распространения — только расширяться, так как в море не существует процессов, которые могли бы концентрировать воды. Исключение составляет испарение, которое может увеличить соленость вод на поверхности моря и тем самым увеличить концентрацию солей. Следуя за движением меченых вод, можно изучить циркуляцию вод океана. Так, например, можно сбрасывать с самолета красящие вещества и производить аэрофотосъемки с целью фиксации движения и диффузии окрашенных вод. Для изучения подповерхностных течений пришлось бы выпускать маркирующее вещество на глубинах и затем собирать пробы воды для определения последующего перераспределения меченых вод в море. Однако в первом приближении можно получить представление о циркуляции вод океана и без введения маркирующих веществ, используя естественные вариации консервативных характеристик. Например, сток из Средиземного моря образует в Северной Атлантике язык вод повышенной солености. Можно нанести на карту эти воды повышенной солености и интерпретировать их движение, исходя из постулата, что с течением времени соленость их может изменяться только в сторону уменьшения. Однако прежде чем перейти к изучению природных «меченых» вод в океане, рассмотрим другой путь измерения адвективных движений в море.
Измерение океанических течений
При измерении океанических течений могут быть использованы два метода. Первый из них основан на измерении скорости потока относительно неподвижного измерителя течений. При втором методе используется маркер, который движется вместе с водой, и изучается его смещение относительно дна океана. В первом случае при измерении прибор должен оставаться в неизменном положении относительно дна океана. Для этого недостаточно остановить океанографическое судно и спустить за борт измеритель течения, так как судно будет дрейфовать под действием поверхностного течения и ветра. Исследовательское судно должно быть поставлено на якорь или прибор должен быть подвешен на тросе, соединяющем якорь с поддерживающим буем. Для того чтобы трос подвергался минимальному воздействию поверхностных волн и других движений воды, поддерживающий буй устанавливается глубже поверхности, до которой распространяется сильное волнение, а затем на исследуемых горизонтах подвешиваются измерители течений. Измерители течений представляют собой систему, состоящую из приводимого в движение током воды пропеллера или ротора, скорость вращения которого показывает скорость течения, и флюгера, разворачивающего прибор по течению, направление которого определяется с помощью магнитного компаса. Современные измерители снабжены записывающим устройством, так что данные могут быть получены за длительный период времени. Измеритель течения поддерживается на плаву с помощью якорного устройства. По истечении заданного времени или по акустическому сигналу с судна происходит размыкание якорь-цепи, и поддерживающий буй с приборами всплывает к поверхности, где он может быть поднят на борт судна. Для облегчения обнаружения плавающий буй подает световые и радиосигналы. Простой, но оригинальный метод измерения придонных течений предложил Дж. Н. Карузерс (1967). Техническое оснащение прибора несложное: небольшой сосуд, касторовое масло и желатин. Если поставить поплавок на якорь на гибком тросе, он займет вертикальное положение только в случае отсутствия течения. При течении поплавок будет отклоняться от вертикали точно так же, как привязной воздушный шар под влиянием ветра. Существуют различные типы измерителей течений, основанных на измерении угла наклона и направления. Основной принцип прибора Карузерса, который он назвал «Пиза» (по имени широкоизвестной «падающей» башни), заключается в следующем. В небольшой сосуд, наполовину заполненный раствором желатина, вливается касторовое масло. На оси, прикрепленной к верхней части сосуда, подвешивается небольшой магнит. Нагретый сосуд с расплавленным желатином привязывается гибким тросом к якорю и быстро погружается на морское дно, где сосуд всплывает над якорем и отклоняется от вертикали в зависимости от скорости донного течения. Низкие температуры придонных вод охлаждают желатин. Загустевший желатин фиксирует наклон уровня и положение магнитной стрелки. В поднятом на борт судна приборе поверхность касторового масла принимает горизонтальное положение, а желатин сохраняет наклон поверхности. Скорость течения определяется по углу между поверхностями желатина и касторового масла, а направление — по магнитной стрелке. Другой принцип измерений океанических течений заключается в помещении маркера в воды океана и наблюдении за его перемещением. В этом случае можно использовать парашют, который раскрывается на заданной глубине и дрейфует с течением. Линь соответствующей длины связывает парашют с плавающей на поверхности моря поддерживающей системой, состоящей из соединенных обоймой надутых цилиндрических поплавков. Через обойму пропущен бамбуковый шест с отвесом на нижнем конце, на верхнем конце шеста укреплены радарный отражатель, световая сигнализация и флаг. С помощью этих устройств за движением .поплавка можно следить с исследовательского судна визуально и с помощью радара в любое время суток. Большое сопротивление воды обеспечит точное совпадение Дрейфа парашюта с течениями на заданной глубине. В настоящее время принята суточная продолжительность измерений дрейфа. Для фиксации точки начала отсчета служит установленный на якоре буй с радарным отражателем. Определение относительного положения поплавка и буя на экране радара позволяет изучать дрейф как функцию времени. Опуская парашютные драги на соответствующие горизонты, можно одновременно изучать течения на различных глубинах. Другой метод исследования глубинных течений был предложен Дж. Сволоу (1955). Этот метод основывается на поплавках, свободно плавающих в море; плотность поплавков рассчитана так, чтобы после опускания за борт они погрузились до заданной глубины — поэтому их называют уравновешенными поплавками. Для того чтобы судно могло следить за горизонтальным перемещением уравновешенных поплавков, они снабжаются излучателем звуковых сигналов. Результаты типичной серии наблюдений за течениями с парашютными драгами на глубинах 10, 75 и 500 м показаны на рис. 28.5. Продолжительность наблюдений 23,8 ч. Хотя в деталях траектории совершенно не похожи между собой, средний дрейф двух верхних приборов согласуется достаточно хорошо. Траектории показывают, что разовые непосредственные отсчеты характеристик течений не показательны. Точное представление о долговременном переносе вод может быть получено на основании измерений, охватывающих достаточно большой период времени, с тем чтобы осреднились нерегулярные и приливные движения вод. В приведенном примере скорость дрейфа была сравнительно велика. Однако во многих районах океана нерегулярные движения вод имеют много большую скорость, чем установившийся дрейф, так что определение средней скорости течения чрезвычайно трудно и требует продолжительных наблюдений. Океанические течения могут также определяться косвенными методами — по распределению плотности. Исходя из изменений плотности относительно, отсчетной поверхности, можно получить распределение давления в океане. Если циркуляция вод в океане имеет установившийся характер, то скорость относительно отсчетной поверхности может быть получена по уравнению, связывающему горизонтальные градиенты давления с ускорением Кориолиса. Такие расчеты дают хорошие результаты для быстрых поверхностных течений, где горизонтальные градиенты плотности сравнительно велики, а движением вод на отсчетной поверхности можно пренебречь. На глубинах океана горизонтальная изменчивость плотности значительно меньше, однако движение вод может распространяться до дна. Поэтому непосредственные измерения течений, проведенные на нижнем горизонте, и наблюдения за горизонтальными изменениями плотности позволяют рассчитать скорости течения на других глубинах. Имеющиеся в настоящее время данные непосредственных измерений течений и качественно, и количественно недостаточны для детального описания движений вод океана. Необходимо проделать большую работу для того, чтобы понять, как формируются поверхностные течения океана и связь их изменчивости во времени с изменениями атмосферных процессов. Поэтому для описания глубинных перемещений вод пользуются главным образом природными маркерами — эстремальными значениями солености и температуры.
Экстремальные поверхности
Вследствие нерегулярности движения вод в океане по измерениям течений трудно представить картину глубоководной циркуляции вод, соответствующую действительности. Для дополнения непосредственных измерений течений можно использовать время распространения в море природных маркеров. Допустим, что на избранной глубине в океан введены воды высокой солености. Примером может служить приток средиземноморских вод в Атлантический океан, в результате которого соленость на глубинах повышается до максимальных значений, а затем воды слоя максимальной солености распространяются в горизонтальном направлении и подвергаются турбулентной диффузии, вследствие чего структура- солености по вертикали будет иметь менее интенсивный максимум. Точно так же, как соленость в слое максимальной солености может только уменьшаться со временем, соленость в слое минимальной солености может лишь возрастать в результате смешения с выше- и нижележащими солеными водами. Однако в этом случае движение вод в слое минимальной солености будет происходить в сторону повышения солености. Таким же образом с течением времени температура воды в слое температурного минимума может только возрастать, а температура воды в слое температурного максимума — только понижаться. Необратимость диффузионных процессов во времени позволяет рассчитать движение морской воды в слоях экстремальных значений элементов гидрологического режима. Поскольку температура морских вод в общем понижается от поверхности ко дну, слой температурных экстремумов встречается сравнительно редко. В вертикальной структуре солености обычно наблюдаются максимумы и минимумы, которые позволяют рассчитывать движение вод на глубинах океана. С этой целью на карту наносят значения полей солености в слоях с резким отличием гидрологических характеристик. Течения в этих слоях будут направлены от больших значений к меньшим. Рассмотрим распределение экстремальных соленостей Мирового океана начиная с поверхности.
Поверхностный максимум солености
Исследование распределения солености по вертикали показало существование поверхностного максимума солености поверхностных вод в низких широтах. Этот максимум обычно находится в слое от поверхности до глубины 100 м. Распределение солености в слое максимальной солености показано на рис. 28.7. Соленость поверхностного максимума колеблется от 37%о и выше в Атлантическом океане до 34,5%) и менее в северной части Тихого океана. В Атлантическом и Тихом океанах наибольшие значения солености располагаются симметрично относительно экватора, приблизительно вдоль 20° северной и южной широты. Обращает на себя внимание то, что в Атлантическом океане соленость значительно выше, чем в Тихом. Наиболее очевидна разница между Северной Атлантикой и северной частью Тихого океана. Соленость понижается к экватору и к высоким широтам. Максимум солености образуется поверхностными водами, погружающимися в зимний период в областях высокой солености поверхностных вод. Эти воды затем распространяются к северу и югу. Вдоль экватора максимум солености находится под воздействием экваториальных противотечений, которые переносят воды с максимальной соленостью. Атлантическом и Тихом океанах выделяются четыре области максимума солености. Южнее параллели 45° ю. максимум солености выклинивается. Точно так же он отсутствует и на крайнем севере обоих океанов. Область максимума солености в южной части Индийского океана подобна области максимума солености в южной части Тихого океана. В северной части Индийского океана на распределении солености сказывается воздействие муссонов на циркуляцию поверхностных вод. В зимний период течения поверхностных вод, увлекаемые северо-восточным муссоном, имеют генеральное направление на запад. В течение зимнего периода холодный сухой воздух дует с Азиатского материка на океан. Согреваясь над океаном, воздух поглощает влагу, что определяет увеличение солености, особенно в самой северной части Индийского океана. Летом мус-сонные ветры дуют с юго-запада на Азиатский материк. Циркуляция вод океана преобразуется, так что поверхностные течения направлены с запада на восток. Влажные океанические воздушные массы надвигаются на Индию и Юго-Восточную Азию, что вызывает дожди, самые обильные на Земле. Эти дожди уменьшают соленость поверхностных вод, прежде всего в восточной части океана. В период испарения поверхностные течения направлены с востока на запад, а в период дождей — с запада на восток. В результате возникает градиент солености между западной и восточной частями океана. Наибольшая соленость на поверхности (40%о) наблюдается в Красном море и Персидском заливе. Здесь высокая соленость определяется иссушающим действием ветров, дующих над этими узкими акваториями. Минимум солености промежуточных вод Слои экстремальных значений элементов гидрологического режима должны чередоваться. Следовательно, ниже поверхностного максимума должна находиться поверхность, вдоль которой соленость минимальна. Такая соленость, как правило, встречается на глубинах от 500 до 1000 м. Соленость в этом слое изменяется в пределах от 35%о и более до 34%о и менее. Обзор области минимальной солености на промежуточных глубинах начнем с Южного океана. Южнее параллели 45° ю. область минимальной солености отсутствует. К северу от этой параллели в слое минимальной солености промежуточных вод наименьшее значение солености 34,2%о. По мере смещения на север в Атлантическом, Индийском и Тихом океанах значения минимума солености возрастают, что указывает на генеральный перенос вод с юга на север. Минимум солености, который образуется в Южном океане, распространяется на север и достигает различных широт. В северо-восточной части Атлантики он распространен до 45° с. ш., а в Тихом океане только до 15° с. ш., тогда как в Индийском океане минимум солености не наблюдается севернее 10° ю. ш. Наивысшая соленость в слое минимума обнаружена в Северной Атлантике возле Гибралтарского пролива. Это повышение солености является результатом смешения атлантических вод со стоком из Средиземного моря, который подстилает воды с минимальной соленостью. В северной части Тихого океана выделяется область минимума солености с центром около 40° с. ш. В направлении к экватору значения солености возрастают. Эта область минимума солености может быть прослежена до экватора, где она перекрывается водами минимальной солености, распространяющимися на север из Южного океана. Две области минимума солености разделены небольшим максимумом солености. Меньшая область минимальной солености распространяется в Северную Атлантику и северо-западную часть Индийского океана.
Глубоководный максимум солености
Ниже промежуточного слоя минимальной солености соленость вновь возрастает. В Тихом океане это возрастание солености продолжается до дна, так что область максимума солености здесь не выделяется, тогда как на большей части Атлантического океана соленость увеличивается до максимума и затем вновь понижается до дна. Слой вод максимальной солености образуется на глубинах 1—2 км. Наибольшая соленость в этом слое наблюдается на выходе из Гибралтарского пролива. Воды, вытекающие из Средиземного моря на глубине 1—2 км, включаются в глубоководную циркуляцию Атлантического .океана. В западной части Северной Атлантики, где соленость возрастает на всем протяжении до дна, заметного максимума солености нет. Понижение солености в слое максимума солености указывает на то, что воды движутся на юг Атлантического океана и затем поворачивают на восток, огибают оконечность Африки и переносятся вокруг Антарктического материка. В Индийском океане глубоководный максимум солености распространен на север до 15° ю. ш., а в Тихом океане — только до 50° ю. ш. Выделяются глубоководные максимумы солености в северо-западных частях Индийского и Атлантического океанов. Глубоководный слой максимума солености является самым нижним экстремумом солености, с дальнейшим увеличением глубины соленость убывает до дна океана.
Распределение потенциальной температур в придонном слое вод
Для изучения придонных течений глубоководной части океана необходимо рассмотреть распределение потенциальной температуры. В любой части океана с увеличением глубины потенциальная температура воды понижается. Следовательно, смешение придонных вод с вышележащими может привести лишь к повышению потенциальной температуры. Кроме того, придонные воды нагреваются теплом, поступающим из внутренней части Земли. Поскольку, как уже указывалось, перемешивание и геотермальное нагревание могут приводить только к повышению потенциальной температуры, любые движения придонных вод будут вызывать увеличение потенциальной температуры. В море Уэдделла (Антарктика) отмечена самая низкая потенциальная температура —0,8° С, к северу она возрастает. Срединно-Атлантический хребет разделяет глубины Атлантического океана на восточный и западный бассейны. Придонные антарктические воды поступают в западный бассейн и затем через впадину Романш, расположенную у экватора, проникают в восточный бассейн. Придонные воды Тихого океана также распространяются с юга на север. В юго-восточную часть бассейна Тихого океана придонные воды приходят из моря Росса, тогда как остальные части заполняются водами с запада. Воды, вступающие в юго-западную часть бассейна Тихого океана, имеют потенциальную температуру 0,3° С, у экватора она достигает 0,85° С и поднимается до 1,1° С ко времени достижения северо-восточной части бассейна Тихого океана. Бассейн Индийского океана с юга пополняется холодными придонными водами, втекающими в него как с запада, так и с востока. Распределение потенциальной температуры показывает, что придонные воды вливаются в Мировой океан из акватории, окружающей Антарктиду, и распространяются к северу. Северный Ледовитый океан получает лишь небольшое количество придонных вод, которые формируются в Норвежском море и затем перетекают в Северо-Европейский бассейн с потенциальной температурой —0,4° С. Эти придонные воды изолированы от Северной Атлантики сравнительно высокими подводными хребтами Гренландско-Исландским и Фареро-Шетландским. Некоторая часть придонных арктических вод с потенциальной температурой 1,5° С выносится в северную часть западного бассейна Атлантического океана.
Глубоководная циркуляция вод Атлантического и Тихого океанов
Рассмотренное распределение слоев экстремальной солености и придонной потенциальной температуры представляет картину глубоководной циркуляции Мирового океана. Теперь обобщим эту информацию и рассмотрим меридиональные разрезы, рассекающие Атлантический и Тихий океаны с юга на север. Придонные воды обоих океанов поступают из Антарктики, однако имеет также место адвекция арктических придонных вод в северную часть западного бассейна Атлантического океана. Распространяющийся на юг глубинный максимум солености обнаружен только в Атлантике, причем в этом океане слой минимума солености значительно менее симметричен относительно экватора. Оба океана имеют максимальную соленость поверхностного слоя вод севернее и южнее экватора. Придонные воды, заполняющие глубины Мирового океана, образуются на шельфе Антарктиды. По мере движения на юг в субантарктическом регионе температура и соленость поверхностных вод быстро понижаются. В то же время более соленые воды глубинного максимума солености выносятся из Атлантического океана на юг и образуют круговорот в Южном океане. В зимний период в водах вокруг Антарктиды происходит ледообразование. При образовании льда большая часть солей выделяется в воду. Таким образом, подо льдом соленость воды возрастает, т. е. увеличивается ее плотность. В результате, в частности на антарктическом шельфе, уплотнившиеся при ледообразовании поверхностные воды смешиваются с нижележащими более теплыми и солеными водами и образуют антарктические придонные воды. Под действием ветра морские льды дрейфуют на север до тех пор, пока не растают. В результате выноса льда в летний период в некотором удалении от берегов Антарктиды формируется зона с минимальной соленостью поверхностных вод. Перемешивание распресненных холодных поверхностных вод с теплыми и более солеными субантарктическими водами приводит к образованию погружающихся промежуточных вод минимальной солености, которые распространяются на север. Следовательно, образование антарктических морских льдов, в частности в море Уэдделла, играет важную роль в формировании придонных вод. Воды, погружающиеся в антарктическом регионе, обновляют придонные воды океана. Без такого обновления жизнь на глубинах была бы невозможна, так как дыхание животных поглотило бы кислород, растворенный в воде. Холодные антарктические воды отличаются высоким содержанием растворенного кислорода, который поступает на глубины с антарктическими придонными водами, образующимися зимой южного полушария. По мере движения придонных вод к северу концентрация растворенного кислорода понижается в результате биологического поглощения. Изменения экстремальной солености и уменьшение содержания кислорода в результате биологического поглощения указывают направление переноса глубинных вод, однако они не показывают скорости перемещения этих вод. Для того чтобы получить представление о временном масштабе циркуляции глубинных вод, можно воспользоваться природным изотопом радиоактивного углерода 14С. Этот изотоп образуется в атмосфере в результате облучения азота космическими лучами и попадает в океан в виде С02. Как только воды погрузятся, дальнейшее поступление в них 14С прекращается и в результате распада радиоактивность постепенно ослабевает. По количеству 14С, оставшегося в глубинных водах, можно установить, как долго эти воды не вступали в контакт с атмосферой. Данные показывают, что придонные воды Атлантики находятся на глубине около 400 лет. Придонные тихоокеанские воды значительно старше — порядка 1500 лет. К сожалению, 14С не позволяет нарисовать детальную картину циркуляции глубинных вод. Однако использование этого метода показывает, что в сравнении с Тихим океаном глубоководная циркуляция Атлантического океана характеризуется значительно большей интенсивностью. Это является результатом больших плотностных контрастов в Атлантическом океане. Кроме того, расположение Атлантики более благоприятно для поступления придонных антарктических вод из моря Уэдделла.
Характеристики вод Мирового океана
Меридиональные разрезы показывают, что большая часть вод Атлантического и Тихого океанов находится ниже слоя минимальной солености. Поэтому температура и соленость глубинных вод сравнительно однообразны. Монтгомери (1958) обобщил характеристики вод Мирового океана, установив объемы вод в заданных интервалах потенциальной температуры и солености. Около 75% всего объема вод Мирового океана приходится на интервалы солености 34—35%о и потенциальной температуры 0—6° С. Циркуляция океана определяется сочетанием адвекции и турбулентной диффузии. Адвективные движения перемещают воды, диффузия смешивает их со смежными водами. С течением времени экстремальные значения гидрологических элементов водной толщи уменьшаются вследствие перемешивания. Скорости движения вод в океане могут быть определены с использованием неподвижного измерителя течений или путем изучения движения маркера, перемещающегося вместе с водой. Скорости переноса водных масс могут быть также рассчитаны по распределению плотности при условии, что движение устойчиво и известна скорость течения на поверхности, относительно которой ведутся вычисления. Для определения циркуляции глубинных вод океана можно воспользоваться изменениями, наблюдаемыми в слоях экстремальных значений температуры и солености. Движение в этих слоях направлено в сторону уменьшения максимума солености, или возрастания минимума солености, или увеличения потенциальных температур придонных вод. Придонные воды, формирующиеся в районе Антарктики, распространяются на север в Атлантическом, Индийском и Тихом океанах. Глубоководный слой максимальной солености образуется в северной части Атлантического океана и распространяется в Южный океан. Воды слоя минимальной солености, формирующегося в Южном океане, текут на север в Атлантический, Индийский и Тихий океаны. В северной части Тихого океана образуется изолированный минимум солености, воды которого текут к экватору. Слой максимума солености, расположенный на небольшой глубине под поверхностью океана, образуется к северу и югу от экватора и распространяется по обе стороны от него. Приток антарктических придонных вод снабжает кислородом Атлантический, Индийский и Тихий океаны и обеспечивает жизнь на глубинах. В первом приближении представление о скорости глубоководного водообмена можно получить по содержанию в глубинных водах изотопа 14С. Средняя потенциальная температура океана 3,52° С, средняя соленость 34,72%о.
Проследим за перемещением частиц воды, помеченных краской, выпущенной в море. На поверхности моря перемещение окрашенных вод будет определяться поверхностными течениями. Зимой в какой-то момент воды могут охладиться настолько, что окажутся плотнее смежных вод и погрузятся. В этом случае окрашенные воды будут продолжать дрейф в медленном подповерхностном течении. Горизонтальное и вертикальное перемещение воды на поверхности и на глубинах моря принято определять термином адвекция. На протяжении всего времени пребывания окрашенных вод у поверхности их температура и соленость могут изменяться под влиянием тепло- и водообмена с атмосферой. Однако как только воды погрузятся, взаимодействие с атмосферой прервется, вследствие чего соленость будет устойчиво сохраняться, тогда как по мере изменения глубины в результате сжатия при погружении или расширения при подъеме температура воды будет меняться. Изменения температуры воды в зависимости от глубины погружения могут быть рассчитаны с помощью потенциальной температуры. Потенциальная температура воды — это температура, которую принял бы образец воды, поднятый к поверхности моря при условии отсутствия теплообмена с окружающей средой. Поднимающиеся к поверхности моря воды расширяются. В результате они несколько охлаждаются. Таким образом, потенциальная температура всегда несколько меньше, чем измеренная. Рисунок 9.4 показывает, что температура воды, измеренная в Филиппинской впадине, возрастает с глубиной. Однако на глубинах свыше 4 км постоянно сохраняется потенциальная температура 1,2° С. Ниже фотической зоны содержание кислорода в воде уменьшается во времени вследствие биологического поглощения, поэтому соленость и температуру относят к консервативным характеристикам воды. Примером неконсервативных характеристик являются концентрации кислорода и биогенов.
Диффузия
Продолжим изучение движения вод, маркированных краской. С течением времени пятно расплывается и интенсивность его окраски ослабевает вследствие смешения с чистой морской водой. Через тысячи лет краска распространилась бы равномерно по всей акватории океана. Диффузия в море является результатом двух процессов. В жидкости, находящейся в стационарных условиях, растворенные вещества постепенно распространяются по всему объему благодаря беспорядочному движению молекул раствора и растворителя. Процессы молекулярной диффузии настолько медленны, что ими можно пренебречь во всех случаях, когда временные интервалы заданы в масштабе океана. Даже в тех случаях, когда мы кладем сахар в кофе, мы не ждем, пока молекулярная диффузия равномерно распределит его по всему стакану, а ускоряем процесс перемешиванием. Перемешивание приводит к тесному контакту насыщенного и ненасыщенного растворов, так что молекулярная диффузия выравнивает градиенты на кратчайших дистанциях. Таким образом, в конечном счете гомогенность раствора является результатом молекулярной диффузии. Диффузия, возникающая при перемешивании, называется турбулентной диффузией, поскольку она вызывается турбулентными вихрями. В море энергия перемешивания поставляется взаимодействием между атмосферой и океаном, а также приливообразующими силами. Крупномасштабные однородные движения вод, такие, как волнение или океанические течения, сопровождаются турбулентными движениями частиц, которые вызывают перемешивание. Примером возникновения такой турбулентности может служить разрушение волн, выходящих на мелководье.
Адвекция и диффузия
Насколько это было возможно, мы рассматривали адвекцию и диффузию раздельно. В действительности оба эти процесса протекают одновременно. Однако в тех случаях, когда адвекция сочетается с диффузией, направление движения является фиксированным. С течением времени концентрация меченых вод может только уменьшаться, а область их распространения — только расширяться, так как в море не существует процессов, которые могли бы концентрировать воды. Исключение составляет испарение, которое может увеличить соленость вод на поверхности моря и тем самым увеличить концентрацию солей. Следуя за движением меченых вод, можно изучить циркуляцию вод океана. Так, например, можно сбрасывать с самолета красящие вещества и производить аэрофотосъемки с целью фиксации движения и диффузии окрашенных вод. Для изучения подповерхностных течений пришлось бы выпускать маркирующее вещество на глубинах и затем собирать пробы воды для определения последующего перераспределения меченых вод в море. Однако в первом приближении можно получить представление о циркуляции вод океана и без введения маркирующих веществ, используя естественные вариации консервативных характеристик. Например, сток из Средиземного моря образует в Северной Атлантике язык вод повышенной солености. Можно нанести на карту эти воды повышенной солености и интерпретировать их движение, исходя из постулата, что с течением времени соленость их может изменяться только в сторону уменьшения. Однако прежде чем перейти к изучению природных «меченых» вод в океане, рассмотрим другой путь измерения адвективных движений в море.
Измерение океанических течений
При измерении океанических течений могут быть использованы два метода. Первый из них основан на измерении скорости потока относительно неподвижного измерителя течений. При втором методе используется маркер, который движется вместе с водой, и изучается его смещение относительно дна океана. В первом случае при измерении прибор должен оставаться в неизменном положении относительно дна океана. Для этого недостаточно остановить океанографическое судно и спустить за борт измеритель течения, так как судно будет дрейфовать под действием поверхностного течения и ветра. Исследовательское судно должно быть поставлено на якорь или прибор должен быть подвешен на тросе, соединяющем якорь с поддерживающим буем. Для того чтобы трос подвергался минимальному воздействию поверхностных волн и других движений воды, поддерживающий буй устанавливается глубже поверхности, до которой распространяется сильное волнение, а затем на исследуемых горизонтах подвешиваются измерители течений. Измерители течений представляют собой систему, состоящую из приводимого в движение током воды пропеллера или ротора, скорость вращения которого показывает скорость течения, и флюгера, разворачивающего прибор по течению, направление которого определяется с помощью магнитного компаса. Современные измерители снабжены записывающим устройством, так что данные могут быть получены за длительный период времени. Измеритель течения поддерживается на плаву с помощью якорного устройства. По истечении заданного времени или по акустическому сигналу с судна происходит размыкание якорь-цепи, и поддерживающий буй с приборами всплывает к поверхности, где он может быть поднят на борт судна. Для облегчения обнаружения плавающий буй подает световые и радиосигналы. Простой, но оригинальный метод измерения придонных течений предложил Дж. Н. Карузерс (1967). Техническое оснащение прибора несложное: небольшой сосуд, касторовое масло и желатин. Если поставить поплавок на якорь на гибком тросе, он займет вертикальное положение только в случае отсутствия течения. При течении поплавок будет отклоняться от вертикали точно так же, как привязной воздушный шар под влиянием ветра. Существуют различные типы измерителей течений, основанных на измерении угла наклона и направления. Основной принцип прибора Карузерса, который он назвал «Пиза» (по имени широкоизвестной «падающей» башни), заключается в следующем. В небольшой сосуд, наполовину заполненный раствором желатина, вливается касторовое масло. На оси, прикрепленной к верхней части сосуда, подвешивается небольшой магнит. Нагретый сосуд с расплавленным желатином привязывается гибким тросом к якорю и быстро погружается на морское дно, где сосуд всплывает над якорем и отклоняется от вертикали в зависимости от скорости донного течения. Низкие температуры придонных вод охлаждают желатин. Загустевший желатин фиксирует наклон уровня и положение магнитной стрелки. В поднятом на борт судна приборе поверхность касторового масла принимает горизонтальное положение, а желатин сохраняет наклон поверхности. Скорость течения определяется по углу между поверхностями желатина и касторового масла, а направление — по магнитной стрелке. Другой принцип измерений океанических течений заключается в помещении маркера в воды океана и наблюдении за его перемещением. В этом случае можно использовать парашют, который раскрывается на заданной глубине и дрейфует с течением. Линь соответствующей длины связывает парашют с плавающей на поверхности моря поддерживающей системой, состоящей из соединенных обоймой надутых цилиндрических поплавков. Через обойму пропущен бамбуковый шест с отвесом на нижнем конце, на верхнем конце шеста укреплены радарный отражатель, световая сигнализация и флаг. С помощью этих устройств за движением .поплавка можно следить с исследовательского судна визуально и с помощью радара в любое время суток. Большое сопротивление воды обеспечит точное совпадение Дрейфа парашюта с течениями на заданной глубине. В настоящее время принята суточная продолжительность измерений дрейфа. Для фиксации точки начала отсчета служит установленный на якоре буй с радарным отражателем. Определение относительного положения поплавка и буя на экране радара позволяет изучать дрейф как функцию времени. Опуская парашютные драги на соответствующие горизонты, можно одновременно изучать течения на различных глубинах. Другой метод исследования глубинных течений был предложен Дж. Сволоу (1955). Этот метод основывается на поплавках, свободно плавающих в море; плотность поплавков рассчитана так, чтобы после опускания за борт они погрузились до заданной глубины — поэтому их называют уравновешенными поплавками. Для того чтобы судно могло следить за горизонтальным перемещением уравновешенных поплавков, они снабжаются излучателем звуковых сигналов. Результаты типичной серии наблюдений за течениями с парашютными драгами на глубинах 10, 75 и 500 м показаны на рис. 28.5. Продолжительность наблюдений 23,8 ч. Хотя в деталях траектории совершенно не похожи между собой, средний дрейф двух верхних приборов согласуется достаточно хорошо. Траектории показывают, что разовые непосредственные отсчеты характеристик течений не показательны. Точное представление о долговременном переносе вод может быть получено на основании измерений, охватывающих достаточно большой период времени, с тем чтобы осреднились нерегулярные и приливные движения вод. В приведенном примере скорость дрейфа была сравнительно велика. Однако во многих районах океана нерегулярные движения вод имеют много большую скорость, чем установившийся дрейф, так что определение средней скорости течения чрезвычайно трудно и требует продолжительных наблюдений. Океанические течения могут также определяться косвенными методами — по распределению плотности. Исходя из изменений плотности относительно, отсчетной поверхности, можно получить распределение давления в океане. Если циркуляция вод в океане имеет установившийся характер, то скорость относительно отсчетной поверхности может быть получена по уравнению, связывающему горизонтальные градиенты давления с ускорением Кориолиса. Такие расчеты дают хорошие результаты для быстрых поверхностных течений, где горизонтальные градиенты плотности сравнительно велики, а движением вод на отсчетной поверхности можно пренебречь. На глубинах океана горизонтальная изменчивость плотности значительно меньше, однако движение вод может распространяться до дна. Поэтому непосредственные измерения течений, проведенные на нижнем горизонте, и наблюдения за горизонтальными изменениями плотности позволяют рассчитать скорости течения на других глубинах. Имеющиеся в настоящее время данные непосредственных измерений течений и качественно, и количественно недостаточны для детального описания движений вод океана. Необходимо проделать большую работу для того, чтобы понять, как формируются поверхностные течения океана и связь их изменчивости во времени с изменениями атмосферных процессов. Поэтому для описания глубинных перемещений вод пользуются главным образом природными маркерами — эстремальными значениями солености и температуры.
Экстремальные поверхности
Вследствие нерегулярности движения вод в океане по измерениям течений трудно представить картину глубоководной циркуляции вод, соответствующую действительности. Для дополнения непосредственных измерений течений можно использовать время распространения в море природных маркеров. Допустим, что на избранной глубине в океан введены воды высокой солености. Примером может служить приток средиземноморских вод в Атлантический океан, в результате которого соленость на глубинах повышается до максимальных значений, а затем воды слоя максимальной солености распространяются в горизонтальном направлении и подвергаются турбулентной диффузии, вследствие чего структура- солености по вертикали будет иметь менее интенсивный максимум. Точно так же, как соленость в слое максимальной солености может только уменьшаться со временем, соленость в слое минимальной солености может лишь возрастать в результате смешения с выше- и нижележащими солеными водами. Однако в этом случае движение вод в слое минимальной солености будет происходить в сторону повышения солености. Таким же образом с течением времени температура воды в слое температурного минимума может только возрастать, а температура воды в слое температурного максимума — только понижаться. Необратимость диффузионных процессов во времени позволяет рассчитать движение морской воды в слоях экстремальных значений элементов гидрологического режима. Поскольку температура морских вод в общем понижается от поверхности ко дну, слой температурных экстремумов встречается сравнительно редко. В вертикальной структуре солености обычно наблюдаются максимумы и минимумы, которые позволяют рассчитывать движение вод на глубинах океана. С этой целью на карту наносят значения полей солености в слоях с резким отличием гидрологических характеристик. Течения в этих слоях будут направлены от больших значений к меньшим. Рассмотрим распределение экстремальных соленостей Мирового океана начиная с поверхности.
Поверхностный максимум солености
Исследование распределения солености по вертикали показало существование поверхностного максимума солености поверхностных вод в низких широтах. Этот максимум обычно находится в слое от поверхности до глубины 100 м. Распределение солености в слое максимальной солености показано на рис. 28.7. Соленость поверхностного максимума колеблется от 37%о и выше в Атлантическом океане до 34,5%) и менее в северной части Тихого океана. В Атлантическом и Тихом океанах наибольшие значения солености располагаются симметрично относительно экватора, приблизительно вдоль 20° северной и южной широты. Обращает на себя внимание то, что в Атлантическом океане соленость значительно выше, чем в Тихом. Наиболее очевидна разница между Северной Атлантикой и северной частью Тихого океана. Соленость понижается к экватору и к высоким широтам. Максимум солености образуется поверхностными водами, погружающимися в зимний период в областях высокой солености поверхностных вод. Эти воды затем распространяются к северу и югу. Вдоль экватора максимум солености находится под воздействием экваториальных противотечений, которые переносят воды с максимальной соленостью. Атлантическом и Тихом океанах выделяются четыре области максимума солености. Южнее параллели 45° ю. максимум солености выклинивается. Точно так же он отсутствует и на крайнем севере обоих океанов. Область максимума солености в южной части Индийского океана подобна области максимума солености в южной части Тихого океана. В северной части Индийского океана на распределении солености сказывается воздействие муссонов на циркуляцию поверхностных вод. В зимний период течения поверхностных вод, увлекаемые северо-восточным муссоном, имеют генеральное направление на запад. В течение зимнего периода холодный сухой воздух дует с Азиатского материка на океан. Согреваясь над океаном, воздух поглощает влагу, что определяет увеличение солености, особенно в самой северной части Индийского океана. Летом мус-сонные ветры дуют с юго-запада на Азиатский материк. Циркуляция вод океана преобразуется, так что поверхностные течения направлены с запада на восток. Влажные океанические воздушные массы надвигаются на Индию и Юго-Восточную Азию, что вызывает дожди, самые обильные на Земле. Эти дожди уменьшают соленость поверхностных вод, прежде всего в восточной части океана. В период испарения поверхностные течения направлены с востока на запад, а в период дождей — с запада на восток. В результате возникает градиент солености между западной и восточной частями океана. Наибольшая соленость на поверхности (40%о) наблюдается в Красном море и Персидском заливе. Здесь высокая соленость определяется иссушающим действием ветров, дующих над этими узкими акваториями. Минимум солености промежуточных вод Слои экстремальных значений элементов гидрологического режима должны чередоваться. Следовательно, ниже поверхностного максимума должна находиться поверхность, вдоль которой соленость минимальна. Такая соленость, как правило, встречается на глубинах от 500 до 1000 м. Соленость в этом слое изменяется в пределах от 35%о и более до 34%о и менее. Обзор области минимальной солености на промежуточных глубинах начнем с Южного океана. Южнее параллели 45° ю. область минимальной солености отсутствует. К северу от этой параллели в слое минимальной солености промежуточных вод наименьшее значение солености 34,2%о. По мере смещения на север в Атлантическом, Индийском и Тихом океанах значения минимума солености возрастают, что указывает на генеральный перенос вод с юга на север. Минимум солености, который образуется в Южном океане, распространяется на север и достигает различных широт. В северо-восточной части Атлантики он распространен до 45° с. ш., а в Тихом океане только до 15° с. ш., тогда как в Индийском океане минимум солености не наблюдается севернее 10° ю. ш. Наивысшая соленость в слое минимума обнаружена в Северной Атлантике возле Гибралтарского пролива. Это повышение солености является результатом смешения атлантических вод со стоком из Средиземного моря, который подстилает воды с минимальной соленостью. В северной части Тихого океана выделяется область минимума солености с центром около 40° с. ш. В направлении к экватору значения солености возрастают. Эта область минимума солености может быть прослежена до экватора, где она перекрывается водами минимальной солености, распространяющимися на север из Южного океана. Две области минимума солености разделены небольшим максимумом солености. Меньшая область минимальной солености распространяется в Северную Атлантику и северо-западную часть Индийского океана.
Глубоководный максимум солености
Ниже промежуточного слоя минимальной солености соленость вновь возрастает. В Тихом океане это возрастание солености продолжается до дна, так что область максимума солености здесь не выделяется, тогда как на большей части Атлантического океана соленость увеличивается до максимума и затем вновь понижается до дна. Слой вод максимальной солености образуется на глубинах 1—2 км. Наибольшая соленость в этом слое наблюдается на выходе из Гибралтарского пролива. Воды, вытекающие из Средиземного моря на глубине 1—2 км, включаются в глубоководную циркуляцию Атлантического .океана. В западной части Северной Атлантики, где соленость возрастает на всем протяжении до дна, заметного максимума солености нет. Понижение солености в слое максимума солености указывает на то, что воды движутся на юг Атлантического океана и затем поворачивают на восток, огибают оконечность Африки и переносятся вокруг Антарктического материка. В Индийском океане глубоководный максимум солености распространен на север до 15° ю. ш., а в Тихом океане — только до 50° ю. ш. Выделяются глубоководные максимумы солености в северо-западных частях Индийского и Атлантического океанов. Глубоководный слой максимума солености является самым нижним экстремумом солености, с дальнейшим увеличением глубины соленость убывает до дна океана.
Распределение потенциальной температур в придонном слое вод
Для изучения придонных течений глубоководной части океана необходимо рассмотреть распределение потенциальной температуры. В любой части океана с увеличением глубины потенциальная температура воды понижается. Следовательно, смешение придонных вод с вышележащими может привести лишь к повышению потенциальной температуры. Кроме того, придонные воды нагреваются теплом, поступающим из внутренней части Земли. Поскольку, как уже указывалось, перемешивание и геотермальное нагревание могут приводить только к повышению потенциальной температуры, любые движения придонных вод будут вызывать увеличение потенциальной температуры. В море Уэдделла (Антарктика) отмечена самая низкая потенциальная температура —0,8° С, к северу она возрастает. Срединно-Атлантический хребет разделяет глубины Атлантического океана на восточный и западный бассейны. Придонные антарктические воды поступают в западный бассейн и затем через впадину Романш, расположенную у экватора, проникают в восточный бассейн. Придонные воды Тихого океана также распространяются с юга на север. В юго-восточную часть бассейна Тихого океана придонные воды приходят из моря Росса, тогда как остальные части заполняются водами с запада. Воды, вступающие в юго-западную часть бассейна Тихого океана, имеют потенциальную температуру 0,3° С, у экватора она достигает 0,85° С и поднимается до 1,1° С ко времени достижения северо-восточной части бассейна Тихого океана. Бассейн Индийского океана с юга пополняется холодными придонными водами, втекающими в него как с запада, так и с востока. Распределение потенциальной температуры показывает, что придонные воды вливаются в Мировой океан из акватории, окружающей Антарктиду, и распространяются к северу. Северный Ледовитый океан получает лишь небольшое количество придонных вод, которые формируются в Норвежском море и затем перетекают в Северо-Европейский бассейн с потенциальной температурой —0,4° С. Эти придонные воды изолированы от Северной Атлантики сравнительно высокими подводными хребтами Гренландско-Исландским и Фареро-Шетландским. Некоторая часть придонных арктических вод с потенциальной температурой 1,5° С выносится в северную часть западного бассейна Атлантического океана.
Глубоководная циркуляция вод Атлантического и Тихого океанов
Рассмотренное распределение слоев экстремальной солености и придонной потенциальной температуры представляет картину глубоководной циркуляции Мирового океана. Теперь обобщим эту информацию и рассмотрим меридиональные разрезы, рассекающие Атлантический и Тихий океаны с юга на север. Придонные воды обоих океанов поступают из Антарктики, однако имеет также место адвекция арктических придонных вод в северную часть западного бассейна Атлантического океана. Распространяющийся на юг глубинный максимум солености обнаружен только в Атлантике, причем в этом океане слой минимума солености значительно менее симметричен относительно экватора. Оба океана имеют максимальную соленость поверхностного слоя вод севернее и южнее экватора. Придонные воды, заполняющие глубины Мирового океана, образуются на шельфе Антарктиды. По мере движения на юг в субантарктическом регионе температура и соленость поверхностных вод быстро понижаются. В то же время более соленые воды глубинного максимума солености выносятся из Атлантического океана на юг и образуют круговорот в Южном океане. В зимний период в водах вокруг Антарктиды происходит ледообразование. При образовании льда большая часть солей выделяется в воду. Таким образом, подо льдом соленость воды возрастает, т. е. увеличивается ее плотность. В результате, в частности на антарктическом шельфе, уплотнившиеся при ледообразовании поверхностные воды смешиваются с нижележащими более теплыми и солеными водами и образуют антарктические придонные воды. Под действием ветра морские льды дрейфуют на север до тех пор, пока не растают. В результате выноса льда в летний период в некотором удалении от берегов Антарктиды формируется зона с минимальной соленостью поверхностных вод. Перемешивание распресненных холодных поверхностных вод с теплыми и более солеными субантарктическими водами приводит к образованию погружающихся промежуточных вод минимальной солености, которые распространяются на север. Следовательно, образование антарктических морских льдов, в частности в море Уэдделла, играет важную роль в формировании придонных вод. Воды, погружающиеся в антарктическом регионе, обновляют придонные воды океана. Без такого обновления жизнь на глубинах была бы невозможна, так как дыхание животных поглотило бы кислород, растворенный в воде. Холодные антарктические воды отличаются высоким содержанием растворенного кислорода, который поступает на глубины с антарктическими придонными водами, образующимися зимой южного полушария. По мере движения придонных вод к северу концентрация растворенного кислорода понижается в результате биологического поглощения. Изменения экстремальной солености и уменьшение содержания кислорода в результате биологического поглощения указывают направление переноса глубинных вод, однако они не показывают скорости перемещения этих вод. Для того чтобы получить представление о временном масштабе циркуляции глубинных вод, можно воспользоваться природным изотопом радиоактивного углерода 14С. Этот изотоп образуется в атмосфере в результате облучения азота космическими лучами и попадает в океан в виде С02. Как только воды погрузятся, дальнейшее поступление в них 14С прекращается и в результате распада радиоактивность постепенно ослабевает. По количеству 14С, оставшегося в глубинных водах, можно установить, как долго эти воды не вступали в контакт с атмосферой. Данные показывают, что придонные воды Атлантики находятся на глубине около 400 лет. Придонные тихоокеанские воды значительно старше — порядка 1500 лет. К сожалению, 14С не позволяет нарисовать детальную картину циркуляции глубинных вод. Однако использование этого метода показывает, что в сравнении с Тихим океаном глубоководная циркуляция Атлантического океана характеризуется значительно большей интенсивностью. Это является результатом больших плотностных контрастов в Атлантическом океане. Кроме того, расположение Атлантики более благоприятно для поступления придонных антарктических вод из моря Уэдделла.
Характеристики вод Мирового океана
Меридиональные разрезы показывают, что большая часть вод Атлантического и Тихого океанов находится ниже слоя минимальной солености. Поэтому температура и соленость глубинных вод сравнительно однообразны. Монтгомери (1958) обобщил характеристики вод Мирового океана, установив объемы вод в заданных интервалах потенциальной температуры и солености. Около 75% всего объема вод Мирового океана приходится на интервалы солености 34—35%о и потенциальной температуры 0—6° С. Циркуляция океана определяется сочетанием адвекции и турбулентной диффузии. Адвективные движения перемещают воды, диффузия смешивает их со смежными водами. С течением времени экстремальные значения гидрологических элементов водной толщи уменьшаются вследствие перемешивания. Скорости движения вод в океане могут быть определены с использованием неподвижного измерителя течений или путем изучения движения маркера, перемещающегося вместе с водой. Скорости переноса водных масс могут быть также рассчитаны по распределению плотности при условии, что движение устойчиво и известна скорость течения на поверхности, относительно которой ведутся вычисления. Для определения циркуляции глубинных вод океана можно воспользоваться изменениями, наблюдаемыми в слоях экстремальных значений температуры и солености. Движение в этих слоях направлено в сторону уменьшения максимума солености, или возрастания минимума солености, или увеличения потенциальных температур придонных вод. Придонные воды, формирующиеся в районе Антарктики, распространяются на север в Атлантическом, Индийском и Тихом океанах. Глубоководный слой максимальной солености образуется в северной части Атлантического океана и распространяется в Южный океан. Воды слоя минимальной солености, формирующегося в Южном океане, текут на север в Атлантический, Индийский и Тихий океаны. В северной части Тихого океана образуется изолированный минимум солености, воды которого текут к экватору. Слой максимума солености, расположенный на небольшой глубине под поверхностью океана, образуется к северу и югу от экватора и распространяется по обе стороны от него. Приток антарктических придонных вод снабжает кислородом Атлантический, Индийский и Тихий океаны и обеспечивает жизнь на глубинах. В первом приближении представление о скорости глубоководного водообмена можно получить по содержанию в глубинных водах изотопа 14С. Средняя потенциальная температура океана 3,52° С, средняя соленость 34,72%о.
