Стратификация океана

В различных частях Мирового океана — в полярных, субполярных, тропических и других регионах — наблюдаются различные температурные профили. Однако в этих профилях можно выделить несколько общих характеристик^[2]:

1. квазиоднородный поверхностный слой, который хорошо перемешивается под воздействием ветра и волн;
2. термоклин, который может быть сезонным или главным. Обычно располагается на глубине до нескольких сотен метров, но может достигать 1,5-2 километров
3. относительно однородный глубинный слой, который простирается до самого дна.

Наиболее значительные различия наблюдаются в поверхностном слое, где происходит активное взаимодействие с атмосферой. Однако на больших глубинах эти различия становятся менее выраженными^[2].

Стратификация водной толщи по солёности формируется на основе разницы в плотности, которая, в свою очередь, определяется температурой и содержания солей. Более лёгкая, менее солёная вода остаётся на поверхности, в то время как более солёная и плотная вода опускается на глубину. Участок профиля, где наблюдается выраженная зависимость солёности от глубины, называется галоклином. В отличие от профилей температуры, профили солёности более разнообразны в разных частях океана. Существует больше типичных профилей солёности, чем типичных температурных профилей. Всего выделяют от 7 до 11 основных профилей солёности^[2].

Плотность воды в океане, которая определяется как масса на единицу объёма, имеет сложную зависимость от температуры (${\displaystyle T}$), солёности (${\displaystyle S}$) и давления (${\displaystyle p}$). Давление определяется плотностью и глубиной вышележащей воды и обозначается как ${\displaystyle \rho (S,T,p)}$. При этом влияние давления на плотность воды незначительно, поскольку морская вода практически не сжимается. Изменение температуры воды же напрямую влияет на расстояние между участками воды^[3].

Когда температура воды повышается, расстояние между участками воды увеличивается. Линейность является мерой массы растворённых твёрдых веществ, которые в основном состоят из соли. Увеличение солёности приводит к увеличению плотности. Образуется слой скачка — слой воды, в котором температура, солёность, плотность резко возрастают по сравнению с вертикальными градиентами в выше- и нижележащих слоях. Слой температурного скачка называется термоклин, слой скачка солёности — галоклин, слой скачка плотности — пикноклин. Разница заключается в том, что плотность с глубиной увеличивается, тогда как солёность и температура уменьшаются^[4][5].

Галоклин, термоклин и пикноклин в точке 10E, 30S. Для этого изображения использованы среднегодовые значения из базы данных GODAS.^[6]

В океане существует определённый диапазон температур и солёности. Данные GODAS позволяют наглядно представить возможности и случаи возникновения различных сочетаний данных параметров на графике^[6].

График потенциальной температуры и солёности на основании данных GODAS за 2020 год[6].

Выпадения комбинаций потенциальной температуры и солёности в океане на основании данных GODAS за 2020 год[6].

Плотность океанической воды описывается формулой ЮНЕСКО следующим образом^[7]:

$${\displaystyle \rho ={\frac {\rho (S,T,0)}{1-{\frac {p}{K(S,T,p)}}}}.}$$

${\displaystyle \rho (S,T,0)}$

${\displaystyle K(S,T,p)}$

Плотность воды в большей степени зависит от температуры, чем от солёности, как следует из точной формулы и подтверждается графиками, построенными на основе данных GODAS. На этих графиках чётко видно, что места с самой холодной водой, расположенные на полюсах, также отличаются самой высокой плотностью. Однако регионы с самой высокой солёностью не всегда имеют самую высокую плотность, что свидетельствует о том, что температура играет ключевую роль в формировании плотности морской воды^[6].

Стратификация океана можно определить и количественно оценить по изменению плотности с глубиной. Частота плавучести, также называемая частотой Брента — Вяйсяля, может использоваться в качестве прямого показателя стратификации в сочетании с наблюдениями за температурой и солёностью.

Частота плавучести ${\displaystyle N}$ — это внутренняя частота внутренних гравитационных волн. Она определяет, как часто вода, смещённая по вертикали, будет совершать колебательные движения вверх и вниз^[1].

Частота плавучести определяется следующим образом:

$${\displaystyle N^{2}={\frac {-g}{\rho _{0}}}{\frac {\partial \rho }{\partial z}}.}$$

${\displaystyle \rho _{0}}$ — эталонная плотность,

${\displaystyle {\partial }}$ — частная производная,

${\displaystyle g}$ — ускорение свободного падения (ускорение, придаваемое телу силой тяжести),

${\displaystyle \rho }$ — потенциальная плотность, которая зависит от температуры и солёности.

Считается, что вода имеет стабильную стратификацию для ${\displaystyle \partial \rho /\partial z<0}$, что приводит к реальному значению ${\displaystyle N}$.

Поскольку океан характеризуется стабильностью, то соответствующие значения ${\displaystyle N}$в его толще варьируются от примерно ${\displaystyle 10^{-4}}$ в глубоководных слоях до ${\displaystyle 10^{-3}}$ в верхних. Период плавучести определяется как ${\displaystyle 1/N}$. В соответствии с предыдущими значениями, данный период обычно составляет от 10 до 100 минут. Однако в некоторых областях океана наблюдается нестабильная стратификация, которая приводит к возникновению конвекции^[8].

Увеличение стратификации в толще воды приводит к повышению значения ${\displaystyle N^{2}}$, что, в свою очередь, приводит к уменьшению интенсивности турбулентного перемешивания и, следовательно, вихревую вязкость^[9]. Кроме того, повышение ${\displaystyle N^{2}}$ означает увеличение ${\displaystyle |\partial \rho /\partial z|}$, что свидетельствует об увеличении разницы в плотности в водной толще. Стратификация океана меняется в течение года, так как она зависит от плотности, а следовательно, от температуры и солёности. Межгодовые колебания стратификации в тропической части Тихого океана в основном обусловлены явлением Эль-Ниньо, которое может быть связано с сильными колебаниями глубины термоклина в восточной части экваториального Тихого океана^[1].

Глобальное потепление и изменение климата оказывают влияние на температуру и солёность океана, что, в свою очередь, влияет на плотность воды и вызывает изменения в вертикальной стратификации. Она может препятствовать перемешиванию водных масс, что влияет на интенсивность вертикального обмена теплом, углеродом, кислородом и другими веществами. Таким образом, стратификация становится ключевым элементом климатической системы Земли. В 2022 году глобальная стратификация верхних слоёв океана продолжила расти и получила одно из самых высоких значений за всю историю наблюдений^[10].

Средние значения ${\displaystyle N^{2}}$ для различных океанических бассейнов на основе данных GODAS за 1980, 2000 и 2020 годы[6].

Изменение значения ${\displaystyle N^{2}}$ для различных океанических бассейнов на основе данных GODAS за 1980, 2000 и 2020 годы[6].

Представленные выше графики на основе данных GODAS охватывают временной промежуток с января 1980 года по март 2021 года и отражают частоту колебаний плотности воды в различных слоях океана. Анализ данных за 1980, 2000 и 2020 годы показывает, что с течением времени стратификация становится менее выраженной. Наиболее значительные изменения в стратификации наблюдаются в верхних 500 метрах океана. Однако, начиная примерно с глубины 1000 метров, стратификация становится более стабильной, и изменения становятся менее заметными^[6].

Многие научные публикации, журналы и блоги утверждают, что стратификация в океанах усилилась^[11][12]. Это подтверждают данные, представленные на графике ниже. Наибольшие изменения стратификации наблюдаются в Южном океане, за ним следует Тихий океан. При этом в Тихом океане увеличение стратификации в восточной экваториальной зоне оказалось больше, чем в западной экваториальной зоне. Вероятно, это связано с ослаблением пассатов и уменьшением апвеллинга в восточной части Тихого океана, что может быть обусловлено ослаблением циркуляции Уокера^[1][13].

На рисунке показаны глобальные изменения стратификации ${\displaystyle N^{2}}$ с 1960 по 2018 год на глубине от 0 до 2000 метров. (a) Глобальные изменения, (b) Тихий океан, (c) Атлантический океан, (d) Индийский океан, (e) Южные океаны. Тонкие серые линии обозначают межгодовые колебания. Небольшой график в (a) показывает показатели ${\displaystyle N^{2}}$ для глобального случая и для бассейнов. Они рассчитаны по центрированным разностям сглаженных временных рядов (Glb — глобальные изменения, Pac — Тихий океан, Atl — Атлантический океан, So — Южный океан, Ind — Индийский океан).

Изменение температуры является основным фактором, способствующим усилению стратификации, в то время как солёность имеет значение лишь на локальном уровне. Океан обладает уникальной способностью аккумулировать и перемещать значительные объёмы тепла, углерода и пресной воды. Несмотря на то, что примерно 70 % поверхности Земли покрыто водой, более 75 % обмена водой между поверхностью Земли и атмосферой происходит над океанами. Океан является мощным поглотителем энергии солнечного света в виде тепла, которое сначала впитывается поверхностью, а затем распространяется на более глубокие слои. Данный процесс усиливается парниковыми газами в атмосфере, которые удерживают часть солнечной энергии, также поглощаемой водой. В результате происходит увеличение количества тепла, накапливаемого в океанах. Повышение температуры происходит постепенно, в отличие от атмосферы^[1][14][15].

Однако с 1993 года океанское поглощение тепла удвоилось. Повсеместно наблюдается повышение температуры воды на глубине до 700 метров. В результате верхние слои океана становятся менее плотными из-за потепления, в то время как более глубокие слои не испытывают такого значительного изменения температуры и плотности^[14][15].

Солёность воды зависит от разницы между количеством осадков и испарением. Океанические течения играют ключевую роль в перемещении пресной и солёной воды, поддерживая баланс в природе^[1].

Испарение способствует повышению концентрации соли в воде, что, в свою очередь, приводит к увеличению её плотности. Осадки же оказывают противоположное воздействие, поскольку они снижают плотность верхних слоёв воды. Таким образом, можно сделать вывод, что солёность играет более локальную роль в усилении стратификации, хотя её влияние и не такое значительное, как влияние температуры^[16].

Снижение содержания растворённого кислорода и, следовательно, его поступление в более глубокие слои океана, вероятно, связано с усилением стратификации верхних слоёв океана. Кислород играет ключевую роль в различных циклах, таких как углеродный, азотный и многих других, включая фосфор, железо и магний, поэтому деоксигенация может привести к серьёзным последствиям^[17].

Усиление стратификации оказывает комплексное влияние на морские экосистемы.

С одной стороны, изменение температуры вод влияет на распределение морских организмов. Утолщение верхнего тёплого слоя вынуждает некоторые виды смещаться в более глубокие, холодные зоны обитания. В то же время, резкие перепады плотности создают физический барьер, который пространственно разделяет виды, ограничивая их вертикальную миграцию и способствуя изоляции популяций^[18].

С другой стороны, стратификация выступает в роли эффективного барьера для вертикального перемешивания и препятствует перемещению питательных веществ из глубинных резервуаров в освещаемую солнцем поверхность, где обитает большинство продуцентов. В результате происходит расширение олиготрофных регионов с низкой продуктивностью.^[19].