Даунвеллинг — это нисходящее движение порции жидкости и ее свойств (например, солености, температуры, pH) в пределах более крупной жидкости. Он тесно связан с апвеллингом , восходящим движением жидкости.
Хотя термин «даунвеллинг» чаще всего используется для описания океанического процесса, он также используется для описания различных явлений Земли. Сюда входит динамика мантии, движение воздуха и движение в пресноводных системах (например, крупных озерах ). В этой статье основное внимание будет уделено океаническому даунвеллингу и его важным последствиям для циркуляции океана и биогеохимических циклов. Два основных механизма транспортируют воду вниз: сила плавучести и ветровой перенос Экмана (т. е. нагнетание Экмана). [1] [2]
Даунвеллинг имеет важные последствия для морской жизни . Поверхностные воды, как правило, имеют более низкое содержание питательных веществ по сравнению с глубинными водами из-за первичной продукции с использованием питательных веществ в фотической зоне . Однако поверхностные воды содержат больше кислорода по сравнению с глубинными водами океана из-за фотосинтеза и газообмена между воздухом и морем . Когда вода перемещается вниз, кислород закачивается под поверхность, где он используется разлагающимися организмами. [3] События даунвеллинга сопровождаются низкой первичной продукцией на поверхности океана из-за отсутствия поступления питательных веществ снизу. [3]
Вынужденное плавучестью опускание, часто называемое конвекцией , представляет собой углубление водного пакета из-за изменения плотности этого пакета. Изменения плотности на поверхности океана в первую очередь являются результатом испарения , осадков , нагрева, охлаждения или введения и смешивания альтернативного источника воды или солености, такого как приток рек или отбрасывание рассола . Примечательно, что конвекция является движущей силой глобальной термохалинной циркуляции . Для того чтобы водный пакет двигался вниз, его плотность должна увеличиться; поэтому испарение, охлаждение и отбрасывание рассола являются процессами, которые контролируют вынужденное плавучестью опускание. [1]
Экмановский перенос — это чистый перенос массы поверхности океана, возникающий в результате ветрового напряжения и силы Кориолиса . Когда ветер дует по поверхности океана, он вызывает силу трения, которая увлекает за собой самые верхние поверхностные воды. Из-за вращения Земли эти поверхностные течения развиваются под углом 45° к направлению ветра. Однако совокупность сил трения приводит к тому, что чистый перенос через слой Экмана составляет 90° вправо от ветрового напряжения в Северном полушарии и 90° влево в Южном полушарии . Экмановский перенос накапливает воду между пассатами и западными ветрами в субтропических круговоротах или вблизи берега во время прибрежного нисходящего потока. [4] Увеличенная масса поверхностной воды создает зоны высокого давления, которые толкают воду вниз. Он также может создавать длинные зоны конвергенции во время устойчивых ветров, создавая циркуляцию Ленгмюра .
Плавучесть теряется из-за охлаждения, испарения и отторжения рассола через образование морского льда . Потеря плавучести происходит во многих пространственных и временных масштабах.
В открытом океане есть регионы, где охлаждение и углубление смешанного слоя происходят ночью, а океан повторно стратифицируется в течение дня. В годовых циклах широко распространенное охлаждение начинается осенью, и конвективное углубление смешанного слоя может достигать сотен метров вглубь океана. Для сравнения, глубина смешанного слоя, создаваемая ветром, ограничена 150 м.
Большие испарения могут вызывать конвекцию ; однако скрытая потеря тепла , связанная с испарением, обычно доминирует, и зимой этот процесс приводит к образованию глубоких вод Средиземного моря . В некоторых местах - Гренландское море , Лабрадорское море , море Уэдделла и море Росса - глубокая конвекция (>1000 м) вентилирует ( насыщает кислородом ) большую часть глубоких вод мирового океана и приводит в движение термохалинную циркуляцию . [1]
Субтропические круговороты действуют в самых больших масштабах, которые мы наблюдаем при нисходящем потоке. Ветры к северу и югу от каждого океанического бассейна дуют друг напротив друга, так что перенос Экмана перемещает воду к центру бассейна. Это движение накапливает воду, создавая зону высокого давления в центре круговорота, низкое давление на границах и углубляет смешанный слой . Вода в этой зоне рассеивалась бы наружу, если бы планета не вращалась. Однако из-за силы Кориолиса вода вращается по часовой стрелке в Северном полушарии и против часовой стрелки в Южном, создавая круговорот. Во время вращения вращающаяся зона высокого давления заставляет воду опускаться вниз, что приводит к нисходящему потоку. [4] Типичные скорости нисходящего потока, связанные с океаническими круговоротами, составляют порядка десятков метров в год. [5]
Прибрежный даунвеллинг происходит, когда ветры дуют параллельно берегу. При таких ветрах перенос Экмана направляет движение воды к берегу или прямо от него. Если перенос Экмана перемещает воду к берегу, береговая линия действует как барьер, заставляя поверхностные воды скапливаться на берегу. Скопившаяся вода вытесняется вниз, закачивая теплую, бедную питательными веществами , насыщенную кислородом воду под смешанный слой. [3] [4]
Циркуляция Ленгмюра развивается из ветра, который через перенос Экмана создает чередующиеся зоны конвергенции и дивергенции на поверхности океана. В конвергентных зонах, отмеченных длинными полосами плавающего скопления мусора , развиваются когерентные вихри, которые транспортируют поверхностные воды к основанию смешанного слоя. Кроме того, прямое ветровое перемешивание и сдвиг течения у основания смешанного слоя могут создавать нестабильности и турбулентность , которые еще больше смешивают свойства внутри и у основания. [6]
Мезо- (>10-100 км) и субмезомасштабные (<1-10 км) вихри являются повсеместными особенностями верхнего слоя океана. Вихри имеют либо циклоническое ( холодное ядро ), либо антициклоническое ( теплое ядро ) вращение. Вихри с теплым ядром характеризуются антициклоническим вращением, которое направляет поверхностные воды внутрь, создавая высокую температуру и высоту поверхности моря. [7] Высокое центральное гидростатическое давление, поддерживаемое этим вращением, вызывает опускание воды и депрессию изопикн — поверхностей постоянной плотности (см. Вихревой насос ) в масштабах сотен метров в год. [8] Типичным результатом является более глубокий поверхностный слой теплой воды, часто характеризующийся низкой первичной продукцией . [9] [10]
Вихри с теплым ядром играют множество важных ролей в биогеохимических циклах и взаимодействиях воздуха и моря. Например, эти вихри, как видно, уменьшают образование льда в Южном океане из-за высоких температур поверхности моря. [11] Также было замечено, что потоки углекислого газа из воздуха в море уменьшаются в центре этих вихрей, и что температура была основной причиной этого подавленного потока. [12] Вихри с теплым ядром переносят кислород во внутренние области океана (ниже фотической зоны), что поддерживает дыхание . [13] Хотя такие соединения, как кислород, переносятся в глубокие слои океана, наблюдается снижение экспорта углерода в вихрях с теплым ядром из-за усиленной стратификации в их центре. [14] Такая стратификация препятствует перемешиванию богатых питательными веществами вод с поверхностью, где они могли бы подпитывать первичное производство. В этом случае, поскольку первичное производство остается низким, потенциал экспорта углерода остается низким.
Океанические фронты образуются в результате горизонтальной конвергенции разнородных водных масс. Они могут развиваться в регионах поступления пресной воды , отмеченных горизонтальными градиентами плотности из-за разницы солености и температуры или растяжения и удлинения вращающихся потоков. [15]
Субмезомасштабные фронты и нити образуются в результате взаимодействия океанических течений и нестабильности потока. Это области, которые соединяют поверхностный слой и внутреннюю часть океана. [16] Эти области характеризуются горизонтальными градиентами плавучести < 10 км в масштабе, вызванными наклонными изопикнами. Два основных механизма транспортируют поверхностные воды на глубину: адиабатический наклон и релаксация этих изопикн и вдольизопикнический поток или субдукция. [17] Эти механизмы могут транспортировать поверхностные свойства, такие как тепло , ниже смешанного слоя и способствовать секвестрации углерода через биологический насос . [18] Численные модели предсказывают вертикальные скорости на субмезомасштабных фронтах порядка 100 м/день. [15] Однако вертикальные скорости более 1000 м/день наблюдались с помощью океанских поплавков. [19] Эти наблюдения редки, поскольку датчики, установленные на судах, не обладают достаточной точностью для измерения вертикальных скоростей.
Тенденции нисходящего потока различаются в зависимости от широты и могут быть связаны с изменениями силы ветра и сменой сезонов . В некоторых районах прибрежный нисходящий поток является сезонным явлением, выталкивающим воды, обедненные питательными веществами, к берегу. Ослабление или изменение направления ветров, благоприятных для апвеллинга, создает периоды нисходящего потока, когда вода скапливается вдоль побережья. [20]
Температурные различия и ветровые режимы являются сезонными в умеренных широтах, создавая крайне изменчивые условия апвеллинга и даунвеллинга. [20] Например, осенью и зимой вдоль побережья Тихоокеанского северо-запада в Соединенных Штатах южные ветры в заливе Аляска и Калифорнийском течении создают благоприятные условия для даунвеллинга, перенося прибрежную воду с юга и запада к побережью. Эти явления даунвеллинга, как правило, длятся в течение нескольких дней и могут быть связаны с зимними штормами и способствуют низкому уровню первичной продукции, наблюдаемому осенью и зимой. [21] Напротив, во время «весеннего перехода» в конце сезона даунвеллинга и начале сезона апвеллинга отмечается наличие холодной, богатой питательными веществами, поднятой воды на побережье, что стимулирует высокий уровень первичной продукции. [22] В отличие от сезонно изменчивых умеренных регионов, даунвеллинг относительно устойчив на полюсах, поскольку холодный воздух снижает температуру соленой воды, переносимой круговоротами из тропиков . [23]
Во время нейтральной фазы и фазы Ла-Нинья Южного колебания Эль-Ниньо ( ЭНСО ) устойчивые восточные пассаты в экваториальных регионах могут вызывать накопление воды в западной части Тихого океана. Ослабление этих пассатов может создавать нисходящие волны Кельвина , которые распространяются вдоль экватора в восточной части Тихого океана. [24] Серия волн Кельвина, связанных с аномально высокими температурами поверхности моря в восточной части Тихого океана, может быть предшественником явления Эль-Ниньо . [25] Во время фазы Эль-Ниньо ЭНСО нарушение пассатов приводит к накоплению океанской воды у западного побережья Южной Америки . Этот сдвиг связан с уменьшением апвеллинга и может усилить прибрежный даунвеллинг. [26]
Биогеохимический цикл, связанный с нисходящим потоком, ограничен местоположением и частотой, с которой происходит этот процесс. Большая часть нисходящего потока, как описано выше, происходит в полярных регионах в виде глубоководного и придонного образования или в центре субтропических круговоротов . Донное и глубоководное образование в Южном океане ( море Уэдделла ) и северной части Атлантического океана ( Гренландия , Лабрадор , Норвежское и Средиземное моря ) вносит основной вклад в удаление и секвестрацию антропогенного углекислого газа , растворенного органического углерода (РОУ) и растворенного кислорода. [27] [28] [29] Растворимость растворенного газа выше в холодной воде, что позволяет увеличить концентрацию газа. [29]
Только Южный океан, как было показано, является наиболее важным высокоширотным регионом, контролирующим доиндустриальный уровень углекислого газа в атмосфере с помощью моделирования общей циркуляции . Циркуляция воды в регионе глубоководного формирования Антарктики является одним из основных факторов, втягивающих углекислый газ в поверхностные океаны. Другим является биологический насос , который обычно ограничен железом в Южном океане в районах с высоким содержанием питательных веществ и низким содержанием хлорофилла ( HNLC ). DOC может быть вовлечен во время формирования придонных и глубоководных вод, что составляет большую часть экспорта биогенного углерода. Считается, что экспорт DOC составляет до 30% биогенного углерода, который попадает в глубокий океан. Интенсивность потока DOC на глубину зависит от силы зимней конвекции, которая также влияет на микробную пищевую сеть, вызывая изменения в экспорте DOC на глубину. Растворенный кислород также опускается вниз в придонных и глубоководных местах формирования, способствуя повышению концентрации растворенного кислорода ниже 1000 метров.
Субтропические круговороты обычно ограничены в макро- и микроэлементах, таких как азот , фосфор и железо; в результате сообщества пикофитопланктона имеют низкие потребности в питательных веществах. Это отчасти связано с постоянным нисходящим потоком, который переносит питательные вещества из фотической зоны. Считается, что эти олиготрофные области поддерживаются быстрым круговоротом питательных веществ , который может оставлять мало углерода, который можно было бы секвестрировать. Динамика роли пикофитопланктона в круговороте углерода в субтропических круговоротах плохо изучена и активно изучается.
Районы с самой высокой первичной продуктивностью играют важную роль в биогеохимическом цикле углерода и азота. Даунвеллинг может либо смягчить, либо вызвать бескислородные условия в зависимости от начальных условий и местоположения. Длительные периоды апвеллинга могут вызвать деоксигенацию, которая облегчается событием даунвеллинга, переносящим растворенный кислород обратно на глубину. Бескислородные условия могут также быть результатом постоянного даунвеллинга после цветения водорослей динофлагеллятов с высокой биомассой . Накопление динофлагеллятов и других форм биомассы вблизи берега из-за даунвеллинга в конечном итоге приведет к истощению питательных веществ и смертности организмов. По мере разложения биомассы кислород истощается гетеротрофными бактериями, вызывая бескислородные условия.
Ветровые поверхностные течения: фон восходящих и нисходящих потоков