Материал из РУВИКИ — свободной энциклопедии

Термохалинная циркуляция

Термохалинная циркуляция
Карта распространения
Упрощённое представление океанской термохалинной циркуляции. Синие линии — глубоководные течения (несущие более плотные воды), красные линии — поверхностные течения (несущие менее плотные воды)
Логотип РУВИКИ.Медиа Медиафайлы на РУВИКИ.Медиа

Термохали́нная циркуля́ция — циркуляция, создаваемая за счёт перепада плотности воды, образовавшегося вследствие неоднородности распределения температуры и солёности в океане. Понижение температуры и увеличение солёности жидкости увеличивают её плотность.

Термин Термохали́нная циркуля́ция относится к той части крупномасштабной океанической циркуляции, которая вызывается градиентами плотности в результате действия потоков пресной воды и тепла. Прилагательное термохалинный состоит из двух частей: термо — температура и халин — солёность. Эти два фактора (температура и солёность) вместе определяют плотность морской воды. Ветровые поверхностные течения (такие как Гольфстрим) перемещают воды из экваториальной части Атлантического океана к северу. Эти воды попутно охлаждаются и в итоге за счёт увеличившейся плотности погружаются ко дну (формируя Северо-Атлантическую глубинную водную массу). Плотные воды на глубинах перемещаются в сторону, противоположную направлению движения ветровых течений. Хотя бо́льшая их часть поднимается обратно к поверхности в районе Южного океана, самые старые из них (с транзитным временем около 1600 лет) поднимаются в северной части Тихого океана (Primeau, 2005). Таким образом, между океанскими бассейнами существует постоянное перемешивание, которое уменьшает разницу между ними и объединяет океаны Земли в глобальную систему. Во время движения водные массы постоянно перемещают как энергию (в форме тепла), так и вещество (частицы, растворённые вещества и газы), поэтому термохалинная циркуляция существенно влияет на климат Земли.

Термохалинную циркуляцию часто называют океаническим конвейером (англ. ocean conveyor belt).


История исследований

[править | править код]
Влияние температуры и солёности на максимальную плотность морской воды и температуру замерзания морской воды.

Давно известно, что ветер может управлять океанскими течениями, но только на поверхности.[1]В 19 веке некоторые океанографы предположили, что конвекция тепла может приводить к более глубоким течениям. В 1908 году Йохан Сандстрём провёл серию экспериментов на морской исследовательской станции в Борнё, которые доказали, что токи, приводимые в движение за счёт передачи тепловой энергии, существуют, но требуют, чтобы «нагрев происходил на большей глубине, чем охлаждение».[2][3] Обычно происходит обратное, потому что океанская вода нагревается сверху Солнцем и становится менее плотной, поэтому поверхностный слой плавает на поверхности над более холодными и плотными слоями, что приводит к расслоению океана. Тем не менее, ветер и приливы вызывают смешивание между этими слоями воды, одним из примеров является диапикнальное перемешивание, вызванное приливными течениями.[4] Это перемешивание является тем, что обеспечивает конвекцию между слоями океана и, следовательно, глубоководными течениями.[3]

В 1920-х годах концепция Сандстрёма была расширена за счёт учёта роли солёности в формировании слоя океана.[3] Солёность важна, потому что, как и температура, она влияет на плотность воды. Вода становится менее плотной по мере повышения температуры и увеличения расстояния между её молекулами, но более плотной по мере увеличения солёности, поскольку в этой воде растворено большее количество солей.[5]Кроме того, в то время как пресная вода наиболее плотна при температуре 4 °C, морская вода становится только плотнее по мере охлаждения, пока не достигнет точки замерзания. Эта точка замерзания также ниже, чем для пресной воды, из-за солёности и может быть ниже −2 °C, в зависимости от солёности и давления.[6]

Структура

[править | править код]

Эти различия в плотности, вызванные температурой и солёностью, в конечном итоге разделяют океанскую воду на отдельные водные массы, такие как глубоководные воды Северной Атлантики и донные воды Антарктики. Эти две воды являются основными двигателями циркуляции, которая была установлена в 1960 году Генри Стоммелем и Арнольдом Б. Аронсом.[7] Они имеют сигнатуры химических, температурных и изотопных отношений (например, отношение 231Па / 230Th), которые можно проследить, рассчитать их расход и определить их возраст. Придонных вод Антарктики образуется потому, что Северная Атлантика является редким местом в океане, где осадки, которые добавляют пресную воду в океан и тем самым снижают его солёность, перевешиваются испарением, отчасти из-за сильной ветрености. Когда вода испаряется, она оставляет после себя соль, поэтому поверхностные воды Северной Атлантики особенно солёные. Северная Атлантика также является и без того прохладным регионом, и ещё больше снижает температуру воды. Таким образом, эта вода опускается вниз в Норвежском море, заполняет бассейн Северного Ледовитого океана и разливается на юг через хребет Гренландия-Шотландия — трещины в подводных порогах, соединяющих Гренландию, Исландию и Великобританию. Она не может течь в сторону Тихого океана из-за узких отмелей Берингова пролива, но медленно впадает в глубокие абиссальные равнины южной Атлантики[8]

В Южном океане сильные катабатические ветры, дующие с антарктического континента на шельфовые ледники, сдуют вновь образовавшийся морской лёд, открывая полыньи в таких местах, как моря Уэдделла и Росса, у побережья Адели и у мыса Дарнли. Океан, уже не защищённый морским льдом, испытывает жестокое и сильное похолодание (см. полынья). Тем временем морской лёд начинает формироваться, поэтому поверхностные воды также становятся более солёными, а значит, очень плотными. На самом деле, образование морского льда способствует повышению солёности поверхностной морской воды; Более солёный соляной раствор остаётся после того, как вокруг него образуется морской лёд (преимущественно чистая вода замерзает). Повышение солёности снижает температуру замерзания морской воды, поэтому холодный жидкий рассол образуется в виде включений в сотах льда. Соляной раствор постепенно растапливает лёд прямо под ним, в конечном итоге выкапывая из ледяной матрицы и опускаясь. Этот процесс известен как отбраковка рассола. В результате придонные воды Антарктики опускаются и текут на север и восток. Она плотнее, чем Глубоководье Северной Атлантики, и поэтому протекает под ней. Придонные воды Антарктики сформированные в море Уэдделла, в основном заполнит Атлантический и Индийский бассейны, в то время как AABW, сформированная в море Росса, будет течь в сторону Тихого океана. В Индийском океане происходит вертикальный обмен нижнего слоя холодной и солёной воды из Атлантики и более тёплой и пресной воды верхнего слоя океана из тропической части Тихого океана, что известно как переворачивание. В Тихом океане остальная холодная и солёная вода из Атлантики подвергается воздействию Халина и быстрее становится теплее и преснее.[9][10][11][12][13]

Поверхностные воды текут на север и опускаются в густой океан у берегов Исландии и Гренландии. Она соединяется с глобальной термохалинной циркуляцией в Индийском океане и Антарктическим циркумполярным течением[14]

Из-за оттока холодной и солёной воды под водой уровень моря в Атлантическом океане немного ниже, чем в Тихом, а солёность воды в Атлантическом океане выше, чем в Тихом. Это создаёт большой, но медленный поток более тёплой и пресной воды из тропической части Тихого океана в Индийский океан через Индонезийский архипелаг, чтобы заменить холодную и солёную антарктическую придонную воду. Это также известно как «солевое воздействие» (чистый приток пресной воды в высоких широтах и испарение в низких широтах). Эта более тёплая и свежая вода из Тихого океана течёт через Южную Атлантику к Гренландии, где она охлаждается и подвергается испарительному охлаждению, а затем опускается на дно океана, обеспечивая непрерывную термохалинную циркуляцию[15][16]

Подъём глубинных вод океана к поверхности

[править | править код]

По мере того, как глубокие воды погружаются в океанские бассейны, они вытесняют более старые глубоководные массы, которые постепенно становятся менее плотными из-за продолжающегося перемешивания океана. Таким образом, вода поднимается, что известно как апвеллинг. Его скорости очень медленные даже по сравнению с движением придонных водных масс. Поэтому трудно измерить, где происходит апвеллинг, используя скорость течения, учитывая все другие процессы, вызванные ветром, происходящие в поверхностном океане. Глубоководные районы имеют свою собственную химическую сигнатуру, сформированную в результате распада твёрдых частиц, попадающих в них в ходе долгого путешествия на глубине. Ряд учёных пытались использовать эти индикаторы, чтобы определить, где происходит апвеллинг. Уоллес Брокер, используя коробчатые модели, утверждает, что основная часть глубоководного апвеллинга происходит в северной части Тихого океана, используя в качестве доказательства высокое содержание кремния, обнаруженное в этих водах. Другие следователи не нашли столь чётких доказательств.[17]

Прямые оценки интенсивности термохалинной циркуляции также были сделаны на 26,5° северной широты в Северной Атлантике в рамках совместной британско-американской программы RAPID. Он объединяет прямые оценки переноса океанических вод с помощью измерителей течений и подводных кабелей с оценками геострофического течения на основе измерений температуры и солёности, чтобы обеспечить непрерывные, полные по глубине, бассейновые оценки меридиональной циркуляции. Однако он работает только с 2004 года, что слишком мало, если учитывать, что циркуляция длится веками[18]

Влияние на глобальный климат

[править | править код]

Термохалинная циркуляция играет важную роль в снабжении тёплом полярных областей и, таким образом, в регулировании количества морского льда в этих регионах, хотя перенос тепла к полюсам за пределы тропиков значительно больше в атмосфере, чем в океане.[19] Считается, что изменения в термохалинной циркуляции оказывают значительное влияние на радиационный баланс Земли.

Считается, что большие притоки талой воды низкой плотности из озера Агассис и таяние ледников в Северной Америке привели к смещению глубинного образования и опусканию воды в крайней части Северной Атлантики и вызвали климатический период в Европе, известный как Поздний дриас.[20]

Замедление или крах Атлантической меридиональной опрокидывающей циркуляции[править | править код]

В 2021 году в Шестом оценочном докладе МГЭИК снова говорится, что Атлантическая меридиональная опрокидывающая циркуляция «весьма вероятно» снизится в течение 21 века и что существует «высокая уверенность» в том, что изменения в нём будут обратимыми в течение столетий, если обратить вспять потепление. В отличие от Пятого оценочного отчёта, в нём была только «средняя уверенность», а не «высокая уверенность» в том, что Aтлантическая меридиональная опрокидывающаяя циркуляция избежит краха до конца 21-го века. На это снижение вероятно, повлияло несколько обзорных исследований, которые обращают внимание на смещение стабильности циркуляции в моделях общей циркуляции, и упрощённые исследования по моделированию океана, предполагающие, что Атлантическая меридиональная опрокидывающаяя циркуляция может быть более уязвимым к резким изменениям климата, чем предполагают более масштабные модели.

В 2022 году обширная оценка всех потенциальных переломных моментов в климате выявила 16 вероятных переломных моментов в климате, включая крах Атлантической меридиональной опрокидывающий циркуляции. В нём говорится, что коллапс, скорее всего, будет вызван глобальным потеплением на 4 °C , но существует достаточная неопределённость, чтобы предположить, что он может быть вызван уровнями потепления от 1,4 °C до 8 °C . По оценкам, после того, как произойдёт крах Атлантической меридиональной опрокидывающий циркуляции, это произойдёт через 15-300 лет, а скорее всего, примерно через 50 лет. Оценка также рассматривала коллапс Северного субполярного круговорота как отдельный переломный момент, который может наступить при температуре от 1,1 °C до 3,8 °C , хотя это моделируется только частью климатических моделей. Наиболее вероятным переломным моментом для коллапса Северного субполярного круговорота является 1,8 °C , и после запуска коллапс круговорота произойдёт между 5 и 50 годами, а скорее всего через 10 лет. По оценкам, потеря этой конвекции снизит глобальную температуру на 0,5 °C, в то время как средняя температура в Европе снизится примерно на 3 °C . Это также окажет существенное воздействие на региональные уровни осадков.

По состоянию на 2024 год нет единого мнения о том, произошло ли последовательное замедление циркуляции Атлантической меридиональной опрокидывающий циркуляции, но нет никаких сомнений в том, что это произойдёт в случае продолжающегося изменения климата. По данным МГЭИК, наиболее вероятными последствиями будущего снижения Атлантической опрокидывающей циркуляции являются уменьшение осадков в средних широтах, изменение характера сильных осадков в тропиках и Европе, а также усиление штормов, которые следуют по пути Северной Атлантики. В 2020 году исследование показало, что ослабление Атлантической меридиональной опрокидывающий циркуляции замедлит сокращение морского льда в Арктике. и приводят к атмосферным тенденциям, подобным тем, которые, вероятно, имели место во время позднего дриаса, таким как смещение на юг межтропической зоны конвергенции. Изменения в осадках при сценариях с высоким уровнем выбросов будут гораздо более значительными.

Снижение Атлантической меридиональной опрокидывающий циркуляции будет сопровождаться ускорением повышения уровня моря вдоль восточного побережья США; по крайней мере одно такое событие было связано с временным замедлением Атлантической меридиональной циркуляции. Этот эффект будет вызван усилением потепления и тепловым расширением прибрежных вод, которые будут передавать меньше своего тепла в Европу; Это одна из причин, по которой повышение уровня моря вдоль восточного побережья США, по оценкам, в три-четыре раза выше, чем в среднем по миру.


Замедление или коллапс Антарктического колебания

Кроме того, основной контролирующей моделью внетропического климата Южного полушария является Южный кольцевой режим, который проводит всё больше и больше лет в своей положительной фазе из-за изменения климата а также последствий истощения озонового слоя, что означает большее потепление и больше осадков над океаном из-за более сильных западных ветров, что ещё больше опресняет Южный океан. Климатические модели в настоящее время расходятся во мнениях о том, будет ли циркуляция Южного океана продолжать реагировать на изменения Южного кольцевого режима так, как она реагирует сейчас, или она в конечном итоге приспособится к ним. По состоянию на начало 2020-х годов их лучшая оценка с ограниченной достоверностью заключается в том, что нижняя ячейка будет продолжать слабеть, в то время как верхняя ячейка может усилиться примерно на 20 % в течение 21 века. Ключевой причиной неопределённости является плохое и непоследовательное представление стратификации океана даже в моделях CMIP6 — наиболее продвинутом поколении, доступном по состоянию на начало 2020-х годов. Кроме того, наибольшую долгосрочную роль в состоянии циркуляции играют талые воды Антарктики, и потеря антарктического льда была наименее определённым аспектом будущего повышения уровня моря прогнозы на длительный срок.

Моделирование потепления в XXI веке по «промежуточному» сценарию глобального потепления (вверху). Потенциальный крах субполярного круговорота при таком сценарии (в середине). Крах всей Атлантической меридиональной опрокидывающей циркуляции (внизу).

Аналогичные процессы происходят и с Атлантической меридиональной опрокидывающей циркуляцией, на которую также влияют потепление океана и потоки талой воды из уменьшающегося ледяного щита Гренландии. Вполне возможно, что обе циркуляции могут не просто продолжать ослабевать в ответ на усиление потепления и опреснения, но в конечном итоге полностью схлопнуться до гораздо более слабого состояния, что будет трудно обратить вспять и что станет примером переломных моментов в климатической системе. Существуют палеоклиматические свидетельства того, что опрокидывающая циркуляция была значительно слабее, чем сейчас, в прошлые периоды, которые были как теплее, так и холоднее, чем сейчас. Тем не менее, в Южном полушарии проживает всего 10 % населения мира, и опрокидывающей циркуляции Южного океана исторически уделялось гораздо меньше внимания, чем Атлантической циркуляции. Следовательно, в то время как многочисленные исследования были направлены на оценку точного уровня глобального потепления, которое может привести к коллапсу Атлантической меридиональной опрокидывающей циркуляцией, временных рамок, в течение которых может произойти такой коллапс, и региональных последствий, которые он вызовет, по состоянию на начало 2020-х годов существует гораздо меньше эквивалентных исследований для опрокидывающей циркуляции Южного океана. Было высказано предположение, что его коллапс может произойти между 1,7 °C и 3 °C , но эта оценка гораздо менее определённа, чем для многих других переломных моментов

См. также

[править | править код]

Примечания

[править | править код]
  1. ↑ Schmidt, Gavin Gulf Stream slowdown? RealClimate (26 мая 2005). Архивировано 20 февраля 2006 года.
  2. ↑ Rahmstorf, S. Thermohaline Ocean Circulation // Encyclopedia of Quaternary Sciences / Elias, S. A.. — Elsevier Science, 2006. — ISBN 0-444-52747-8.
  3. ↑ 1 2 3 Rahmstorf, S (2003). “The concept of the thermohaline circulation” (PDF). Nature. 421 (6924): 699. Bibcode:2003Natur.421..699R. DOI:10.1038/421699a. PMID 12610602. S2CID 4414604.
  4. ↑ Eden, Carsten. Ocean Dynamics. — Springer, 2012. — P. 177. — ISBN 978-3-642-23449-1.
  5. ↑ Wyrtki, K (1961). “The thermohaline circulation in relation to the general circulation in the oceans”. Deep-Sea Research. 8 (1): 39—64. Bibcode:1961DSR.....8...39W. DOI:10.1016/0146-6313(61)90014-4.
  6. ↑ Pawlowicz, Rich Key Physical Variables in the Ocean: Temperature, Salinity, and Density. Nature Magazine (2013). Дата обращения: 11 марта 2024.
  7. ↑ Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). On the abyssal circulation of the world ocean. — I. Stationary planetary flow patterns on a sphere. Deep Sea Research (1953), 6, 140—154.
  8. ↑ Reagan, James; Seidov, Dan; Boyer, Tim (11 June 2018). “Water Vapor Transfer and Near-Surface Salinity Contrasts in the North Atlantic Ocean”. Scientific Reports [англ.]. 8: 8830. Bibcode:2018NatSR...8.8830R. DOI:10.1038/s41598-018-27052-6. PMC 5995860. PMID 29891855.
  9. ↑ Massom, R.; Michael, K.; Harris, P.T.; Potter, M.J. (1998). “The distribution and formative processes of latent heat polynyas in East Antarctica”. Annals of Glaciology. 27: 420—426. Bibcode:1998AnGla..27..420M. DOI:10.3189/1998aog27-1-420-426.
  10. ↑ Tamura, Takeshi; Ohshima, Kay I.; Nihashi, Sohey (April 2008). “Mapping of sea ice production for Antarctic coastal polynyas”. Geophysical Research Letters [англ.]. 35 (7). Bibcode:2008GeoRL..35.7606T. DOI:10.1029/2007GL032903. ISSN 0094-8276.
  11. ↑ Morrison, A. K.; Hogg, A. McC.; England, M. H.; Spence, P. (May 2020). “Warm Circumpolar Deep Water transport toward Antarctica driven by local dense water export in canyons”. Science Advances [англ.]. 6 (18): eaav2516. Bibcode:2020SciA....6.2516M. DOI:10.1126/sciadv.aav2516. ISSN 2375-2548. PMC 7195130. PMID 32494658.
  12. ↑ Williams, G. D.; Herraiz-Borreguero, L.; Roquet, F.; Tamura, T.; Ohshima, K. I.; Fukamachi, Y.; Fraser, A. D.; Gao, L.; Chen, H.; McMahon, C. R.; Harcourt, R.; Hindell, M. (2016-08-23). “The suppression of Antarctic bottom water formation by melting ice shelves in Prydz Bay”. Nature Communications [англ.]. 7 (1): 12577. Bibcode:2016NatCo...712577W. DOI:10.1038/ncomms12577. ISSN 2041-1723. PMC 4996980. PMID 27552365.
  13. ↑ Narayanan, Aditya; Gille, Sarah T.; Mazloff, Matthew R.; du Plessis, Marcel D.; Murali, K.; Roquet, Fabien (June 2023). “Zonal Distribution of Circumpolar Deep Water Transformation Rates and Its Relation to Heat Content on Antarctic Shelves”. Journal of Geophysical Research: Oceans [англ.]. 128 (6). Bibcode:2023JGRC..12819310N. DOI:10.1029/2022JC019310. ISSN 2169-9275.
  14. ↑ The Thermohaline Circulation — The Great Ocean Conveyor Belt Архивировано 19 декабря 2022 года. NASA Scientific Visualization Studio, visualizations by Greg Shirah, 8 October 2009. Public Domain Эта статья включает текст из этого источника, который находится в общественном достоянии.
  15. ↑ United Nations Environment Programme / GRID-Arendal, 2006, [1] Архивировано 28 января 2017 года.. Potential Impact of Climate Change
  16. ↑ Talley, Lynne. Some aspects of ocean heat transport by the shallow, intermediate and deep overturning circulations // Mechanisms of Global Climate Change at Millennial Time Scales. — 1999. — Vol. 112. — P. 1–22. — ISBN 0-87590-095-X. — doi:10.1029/GM112p0001.
  17. ↑ S., Broecker, Wallace. The great ocean conveyor : discovering the trigger for abrupt climate change. — Princeton University Press, 2010. — ISBN 978-0-691-14354-5.
  18. ↑ RAPID: monitoring the Atlantic Meridional Overturning Circulation at 26.5N since 2004. www.rapid.ac.uk.
  19. ↑ Trenberth, K; Caron, J (2001). “Estimates of Meridional Atmosphere and Ocean Heat Transports”. Journal of Climate. 14 (16): 3433—43. Bibcode:2001JCli...14.3433T. DOI:10.1175/1520-0442(2001)014<3433:EOMAAO>2.0.CO;2.
  20. ↑ Broecker, WS (2006). “Was the Younger Dryas Triggered by a Flood?”. Science. 312 (5777): 1146—8. DOI:10.1126/science.1123253. PMID 16728622. S2CID 39544213.

Литература

[править | править код]

Ссылки

[править | править код]


Источник — https://ru.ruwiki.ru/w/index.php?title=Термохалинная_циркуляция&oldid=1205869511