Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Исследования глубинной циркуляции Атлантики 14
1.1. Глубинные и донные водные массы Атлантического океана 16
1.1.1. Формирование водных масс Атлантики и их классификация 16
1.1.2. Северо-Атлантическая глубинная вода 19
1.1.3. Антарктическая донная вода 21
1.2. Исследования потоков Антарктической донной воды в абиссальных каналах 22
1.2.1. Глубоководные каналы и разломы Атлантического океана 22
1.2.2. Измерения потоков ААДВ в канале Вима 26
1.3. Измерения рельефа морского дна и анализ доступных батиметрических карт 28
1.3.1. Способы измерения глубины океана 28
1.3.2. Батиметрические базы данных 32
Глава 2. Методика глубоководных исследований 35
2.1. Описание приборов и методов измерений 36
2.1.1. Погружаемое экспериментальное оборудование 36
2.1.2. Бортовое экспериментальное оборудование 38
2.1.3. Обработка данных CTD 40
2.1.4. Обработка данных LADCP 42
2.1.5. Построение разрезов через абиссальные каналы 46
2.2. Численное моделирование придонных потоков 46
2.2.1. Модель циркуляции океана INMOM 47
2.2.2. Настройка модели и сценарии численных экспериментов 48
Глава 3. Потоки антарктических вод в Юго-Западной Атлантике 51
3.1. Рельеф морского дна между Аргентинской и Бразильской котловинами 51
3.2. Придонный поток ААДВ в канале Вима 54
3.2.1. Поперечная структура течения 54
3.2.2. Изменчивость структуры течения вдоль канала 57
3.3. Течения в придонном слое над плато Сантос 61
3.3.1. Экспедиции 2016 г. по исследованию потоков над плато Сантос 61
3.3.2. Термохалинная структура вод и наблюдаемые скорости течений 63
3.3.3. Численное моделирование течений над плато Сантос 68
3.4. Выводы по Главе 3 70
Глава 4. Придонные течения в разломах Срединно-Атлантического хребта 72
4.1. Течения в экваториальном разломе Романш 73
4.1.1. Топография морского дна в районе разлома 74
4.1.2. Изменчивость структуры потока ААДВ вдоль разлома 76
4.2. Поток донных вод в разломе Вима 79
4.2.1. Топография дна и термохалинная структура вод в разломе Вима. 79
4.2.2. Поперечная структура течения по данным натурных наблюдений 82
4.2.3. Влияние малых каналов к северу и югу от разлома на общий водообмен 90
4.2.4. Моделирование трехмерной структуры течения 94
4.3. Разломы южной части Северо-Атлантического хребта 98
4.3.1. Пути распространения ААДВ к югу от разлома Вима 99
4.3.2. Разломы Марафон, Кабо-Верде и Кейн 110
4.4. Выводы по Главе 4 113
Глава 5. Придонные течения Северной Атлантики 114
5.1. Придонные течения в районе Восточно-Азорского хребта 114
5.1.1. Рельеф дна и структура вод Северо-Восточной Атлантики 114
5.1.2. Поток ААДВ в проходе Дискавери. 117
5.1.3. Западный проход в Восточно-Азорском хребте 120
5.1.4. Динамическая устойчивость придонных течений 123
5.2. Поток донных вод в Медвежинском желобе 124
5.2.1. CTD и ADCP измерения 2017 г. на западе Баренцева моря. 126
5.2.2. Термохалинная структура вод и скорости течений . 127
5.3. Выводы по Главе 5 131
Заключение 132
Список литературы 135
- Глубоководные каналы и разломы Атлантического океана
- Изменчивость структуры течения вдоль канала
- Пути распространения ААДВ к югу от разлома Вима
- Термохалинная структура вод и скорости течений
Глубоководные каналы и разломы Атлантического океана
Срединно-Атлантический хребет (САХ) разделяет глубоководные котловины западной и восточной частей Атлантики и во многом определяет гидрологическую структуру придонных вод. САХ является частью системы срединно-океанических хребтов (СОХ) и в свою очередь делится на Северо-Атлантический хребет и Южно-Атлантический хребет, условно разделяемые экваториальным разломом Чейн [Redfern, 2001]. Их общая протяженность составляет почти 19 тыс. км, глубины над хребтом – до 3.5 км, возвышение над окружающими абиссальными равнинами – 2–3 км.
Распространение ААДВ в меридиональном направлении происходит неравномерно в восточной и западной частях Атлантики, и многочисленные разломы САХ обеспечивают водообмен между ними в зональном направлении (рис. 1.7, табл. 1.2). Почти вся Антарктическая донная вода, образующаяся в море Уэдделла, попадает в Аргентинскую котловину и перетекает далее в Бразильскую котловину через канал Вима, промытый абиссальными течениями [Gamboa, 1983]. Распространению этой воды на север в восточной Атлантике препятствует Китовый хребет на 20 – 40 ю.ш.. Донные воды антарктического происхождения ( 1.4C) перетекают через Китовый проход [Connary, 1974], однако в Ангольской котловине следы этого перетока достаточно быстро теряются.
Дополнительный, слабый поток ААДВ через Китовый хребет также существует в двух узких проходах на 2 в.д. [Shannon, 1969; Shannon, 1991] и 2 з.д. [Needham, 1986; Warren, 1991]. Незначительный заток вод в Ангольскую котловину происходит с запада через разломы Рио-де-Жанейро и Рио-Гранде в Южно-Атлантическом хребте [Mercier, 2000]. Кроме того, существует заток этой воды с севера из экваториальных бассейнов Восточной Атлантики. Основной поток ААДВ проходит в западной части Атлантического океана через Экваториальный канал в Гвианскую и Северо-Американскую котловины. При этом в восточную Атлантику ААДВ перетекает через разломы Северо-Атлантического хребта – через экваториальные Романш и Чейн, систему разломов Вернадского, Богданова, Долдрамс (7–10 с.ш.), разлом Вима (11 с.ш.) и некоторым более северным [Morozov et al., 2018]. На западе Атлантического океана воды антарктического происхождения доходят до Ньюфаундлендской банки, на востоке – до проходов Дискавери и Западный в Восточно-Азорском хребте [Тараканов, 2013а].
Изменчивость структуры течения вдоль канала
Для исследования продольной изменчивости структуры течения было выполнено численное моделирование потока через канал Вима. Расчеты проводились с помощью модели INMOM, подробно реализация моделирования и логика подготовки начальных данных описаны в разделе 2.2. В применении к течению в канале Вима была выбрана прямоугольная область Юго-Западной Атлантики между 37 и 22.8 ю.ш. и между 45.2 и 29 з.д. Эта область полностью охватывает канал Вима, плато Сантос и возвышенность Риу-Гранди, также сюда попадают части Бразильской и Аргентинской котловин. Горизонтальное разрешение составляет 0.02 по широте и долготе, что дает в поперечном сечении канала Вима шириной 20 км порядка 10 расчетных точек. Сигма-уровни по вертикали заданы неравномерно. Общее число вертикальных уровней – 33, при этом шаг по глубине для придонных горизонтов определяется следующим условием: в точке с глубиной океана 4850 м последние 10 уровней отсчитываются от дна с дискретностью 50 м; соответственно для точки с произвольной глубиной океана h шаг по глубине для последних 10 уровней равен 50h/4850.
Измерения выполнены в апреле 2017 г. При использовании сигма-уровней хорошее разрешение у дна достигается как в самом канале Вима, так и в более глубоких Бразильской и Аргентинской котловинах. С учетом того, что седловина канала имеет глубину 4614 м, а существенная часть дна канала лежит на уровне 4650 – 4700 м, данные по скорости течений для представления и анализа результатов расчетов были проинтерполированы на горизонт 4600 м (рис. 3.7). Анализ результатов расчетов показал, что придонные скорости течений в океанских котловинах не превышают 8 – 10 см/с. Максимальные скорости течений достигают до 35 см/с и наблюдаются в самой узкой части канала. Характерные скорости течений имеют величины порядка 20–30 см/с и наблюдаются по всей длине канала, общий перенос направлен с юга на север и далее на северо-восток, в Бразильскую котловину.
Экспериментальные наблюдения скоростей в канале с помощью погружаемого допплеровского профилографа течений проводились несколько раз в районе седловины в середине канала (3112 ю.ш.), а также на выходе (2640 ю.ш.) [Морозов и др., 2014] и на входе (3334 ю.ш.) в канал. Характерные скорости течения у дна на седловине составляют до 30 см/с, на выходе из канала 10-20 см/с. Рассчитанные значения скорости в точках измерений согласуются с экспериментальными данными. Измеренные скорости течения на входе в канал 5– 10 см/с, что также соответствует расчетным значениям. Распределение горизонтальных скоростей на глубине 4600 м с более подробным разрешением представлено на рис. 3.8 для отдельных участков канала. 61 Рис. 3.8. Расчетные скорости течения на глубине 4600 м. A, B, C, D, E и F – разные участки канала размером 11 последовательно по ходу распространения ААДВ (с юга на северо-восток). Данные представлены на сетке разрешением 4.5 км 4.5 км, расчет проводился на сетке вдвое лучшего разрешения (0.020.02). Оттенками серого показана топография морского дна (Smith&Sandwell с исправлениями и дополнительным сглаживанием), использующаяся при моделировании На начальном относительно прямом участке (рис. 3.8А) просматривается эффект прижимания потока к правой по ходу течения стенке. По расчетным данным скорости течений в этом слое изменяются от 30 см/с у восточного борта канала практически до нуля у западного. Такой эффект наблюдается на относительно прямых участках канала, при изменениях направления канала поток может прижиматься и к противоположной стенке. Например, при небольшом повороте канала к востоку на 2930 ю.ш. (рис 3.8С) отчетливо видны максимальные скорости у западного склона канала. Направление течения может быстро меняться в зависимости от локального рельефа канала, например, в точке 2815 ю.ш., 3815 з.д. происходит разворот потока на 90. Радиус поворота при этом примерно того же размера, что и ширина течения (рис. 3.8E). После выхода из канала течение продолжает распространяться в северном направлении (рис. 3.8F). При локальных расширениях канала поток сохраняет относительно узкую струю. Этот факт можно объяснить законом сохранения энергии – при равномерном расширении струи обязательно должно было бы происходить уменьшение скорости потока и, соответственно, уменьшение его кинетической энергии. Таким образом, для сохранения энергии необходимо, чтобы поток был сосредоточен в узкой струе даже в широких частях канала.
В средней части канала происходит разветвление течения на две отдаленные друг от друга струи (рис. 3.9). Северная часть проходит по самой глубокой части канала и переносит наиболее холодные воды. Южная ветвь просматривается на глубинах 4300 – 4400 м, скорости здесь не меньше, чем в северной части (до 20-25 см/с). Расстояние между разделением и слиянием этих двух ветвей течения – 200 км, потоки удаляются друг от друга на расстояние до 50 км.
Пути распространения ААДВ к югу от разлома Вима
Ключевыми разломами в этой части Срединно-Атлантического хребта являются разломы в районе 7–8 с.ш., а именно разломы Богданова, Безымянный (на 730 с.ш.), Вернадского и Долдрамс. Глубина седловин этих разломов колеблется в пределах 3800 – 4365 м. Целью нескольких последних экспедиций в этот район было картирование глубоководных потоков через многочисленные разломы в этой части хребта. Измерения показали сложную структуру глубоководных течений. Несмотря на генеральное перемещение придонных вод на восток, взаимное расположение разломов и рифтов приводит к тому, что течения направлены как в меридиональном, так и в зональном направлении, причем не всегда в сторону котловины Кабо-Верде. Результаты исследований описаны ниже отдельно по каждому разлому, разломы описываются последовательно с юга на север. Общая схема разломов, выполненные станции и придонная температура на них показаны на рис. 4.27.
Разлом Страхова 353 с.ш.. В самой южной части Северо-Атлантического хребта от 0 до 7 с.ш. почти нет глубоководных разломов, по которым ААДВ могла бы распространяться на восток. Исключением является разлом Страхова (седловина расположена на 0352,50 с.ш., 3253,49 з.д.). Гидрологические измерения в этом разломе ранее не проводились. В апреле 2016 г. нами был выполнен эхолотный промер и сделана одна станция, результаты измерений представлены на рис. 4.28. Эхолотный промер показал максимальную глубину седловины разлома 4023 м, ширина разлома по глубине 3700 м (глубина изотермы 2С) – 2.5 мили. Стенки разлома удерживают весь поток воды холоднее 2С в пределах разлома. Поток на восток зафиксирован в 500-метровом придонном слое со скоростями 12–14 см/с, минимальная потенциальная температура у дна составляет 1.742С. Поток донной воды глубже изотермы 2С – 0.097 Св, а глубже 1.9С – 0.037 Св.
Разлом Богданова 710 с.ш.. Этот разлом является самым южным из набора подряд идущих глубоководных разломов на 7–9 с.ш. Станции здесь выполнялись два раза, первый раз измерения проводились в сентябре 2015 г. (станция 2577, 0709.6 с.ш., 3455.2 з.д.), измерения были повторены в апреле 2016 г. (станция 2596, 0709.7 с.ш., 3455.1 з.д.). Станция 2596 располагалась в самой глубокой точке разлома, станция 2577 была несколько смещена к юго-западу и попала на южную стену разлома. Результаты измерений 2016 года представлены на рис. 4.29. Глубина седловины составляет 3943 м., ширина разлома по глубине 3800 м (положение изотермы 2С) 1 миля. Потенциальная температура в 2016 г. – 1.971С, что на 0.02 ниже, чем в 2015 (1.992С), что может быть связано с различными глубинами, до которых были выполнены станции. Скорости течения в 2016 году – до 15 см/с, в 2015 г. скорости составляли 5–7 см/с, соответственно расход ААДВ в 2016 году выше в два раза, чем в 2015 (0.04 Св и 0.02 Св соответственно).
Безымянный разлом 730 с.ш.. Н а 20 миль к с еверу от разлома Богданова расположен еще один разлом. В своей центральной части (36–39 з.д.) он достаточно хорошо выражен, в восточной части находятся несколько седловин, через которые вода перетекает как в зональном, так и в меридиональном направлении. В западной основной части нами была выполнена одна станция (2558, 0728.7 с.ш., 3659.1 з.д.) осенью 2014 года. Глубина разлома в этой части – 4650 м, минимальная потенциальная температура – 1.51С. Скорости течения в придонном слое составляют до 10 см/с на восток, а перенос вод холоднее 2С – 0.17 Св.
В восточной части Безымянного разлома весной 2016 г. было выполнено 4 станции через три ответвления в разломе. Станции 2597 и 2598 составили небольшой меридиональный разрез через разлом по 3508.0 з.д., распределение термохалинных характеристик и скоростей течения представлено на рис. 4.30. Глубина разлома составляет 4530 м, ширина разлома по изобате 3800 м (глубина изотермы 2С) – около 6 миль, температура у дна 1.767С. Поток направлен на северо-восток со скоростями более 10 см/с. В 2015 году в этом же месте была выполнена станция 2576, температура составляла 1.759С, а поток на северо-восток был в пределах 2-3 см/с. Расход ААДВ по измерениям 2016 г. – 0.293 Св.
Помимо разреза по 3508.0 з.д. были выполнены станции еще в двух ответвлениях разлома – 2599 (0728.1 с.ш., 3501.47 з.д.) и 2600 (0734.79 с.ш., 3457.03 з.д.). Результаты измерений представлены на рис. 4.31. Глубина на станции 2599 составляет 4375 м, ширина по изобате 3800 м около 3 миль. Температура у дна – 1.800С. Зарегистрированы скорости на северо-восток до 8 см/с. Поток воды от 1.9 до 2.0С выходит за пределы канала. Станция 2600 располагалась ниже по течению в разломе, глубина 4222 м. Ширина по изобате 3800 м составляет около 5 миль. Температура 1.840С. Скорости у дна – около 2 см/с и направлены на восток. На горизонте 3870 м скорости на восток доходят до 12 см/с.
Разлом Вернадского 745 с.ш.. В этом разломе в 2014–2016 годах нами было выполнено в сумме 7 станций. 4 из них расположены вдоль разлома на 3815 з.д. (2604), 3725 з.д. (2557), 3533 з.д. (2575), 3457 з.д. (2601). Значения потенциальной температуры на этих станциях ожидаемо увеличиваются с запада на восток, 1.61C, 1.66С, 1.84С, 1.87С. Однако анализ динамики течений показывает, что движение происходит более сложным образом, чем просто в зональном направлении в сторону котловины Кабо-Верде. Скорости, измеренные в 2014 г. на станции 2557 составляют до 10см/с на запад, в то время как на западной станции 2604 течение направлено на восток со скоростью 16 см/с. Это значит, что вся эта вода должна вытекать в соседние разломы через рифт к северу или южную стену разлома. Подробнее придонная динамика в этом районе будет обсуждаться ниже. Термохалинная структура вод в самой западной и самой восточной частях разлома представлена на рис. 4.32. Следует отметить сокращение толщины слоя ААДВ от 1100 м на входе в разлом до 550 м на выходе. На входе в разлом Вернадского обнаружен водопад, в его нижней части выполнена станция 2604. Отчетливо видно характерное расщепление потока на две струи с верхним ядром на горизонте 3872 м со скоростями до 22 см/с и нижним ядром у дна со скоростями до 16 см/с. На выходе из разлома скорости достигают 17 см/с.
Рифтовая долина разлома Вернадского 8 с.ш.. Помимо измерений зонально ориентированных потоков внутри разломов нами были проведены измерения водообмена между отдельными разломами. К таким точкам относятся станция 2556 (0756.5 с.ш., 3801.9 з.д.) в рифтовой долине к северу от разлома Вернадского, станция 2658 (0735.0 с.ш., 3755.7 з.д.) в южной стене этого же разлома и три станции 2602, 2603, 2574 (0736.5 с.ш., 3641.6 з.д.) в канале, соединяющем Безымянный разлом 730 с.ш. и разлом Вернадского.
На станции 2556 максимальная глубина равна 4330 м, минимальная температура в этой точке составляет 1.701С. Скорости течения достигают 10 см/с на север, что дает перенос через рифтовую долину около 0.28 Св. Эта вода перетекает из разлома Вернадского в разлом Долдрамс. Аналогичное распространение придонных вод на север происходит в канале южной стены разлома Вернадского. В 2016 году здесь был выполнен разрез из двух станций (рис. 4.33). Придонная температура составляет 1.57С, что подтверждает тот факт, что вода в эту часть разлома Вернадского попадает с юга, из Безымянного разлома 730 с.ш.
Термохалинная структура вод и скорости течений
Термохалинная структура вод измерялась на двух разрезах вдоль и поперек Медвежинского желоба. Каждый из разрезов состоял из шести станций. Полученные распределения потенциальной температуры и солености показаны на рис. 5.12 и 5.13. Значения температуры на поверхности составляют 7-8С вдоль всего квазимеридионального разреза от Норвегии до Шпицбергена (рис. 5.12а). В отличие от поверхностной температуры, температура у дна постепенно уменьшается в северном направлении. Несмотря на то, что наиболее глубокой частью разреза является Медвежинский желоб, значения придонной температуры здесь не являются минимальными. Температура в менее глубоком желобе рядом ближе к Шпицбергену (на широте 7615 N) составляет 1.05С, что почти на 2.5С меньше, чем в наиболее глубокой части разреза (3.52С). Второй разрез температуры (рис. 5.12б) показывает существенное увеличение температуры вдоль желоба. Минимальная температура в желобе составляет 1.53С на глубине 400 м в его северо-восточной части, тогда как температура в наиболее глубокой части в западной части желоба составляет 3.52С. Увеличение температуры может быть связано как с влиянием более теплых вод атлантического происхождения, так и перемешиванием придонных вод в процессе их распространения на юго-запад с более теплой водой на верхних горизонтах.
Структура распределения солености на обоих разрезах (рис. 5.13) имеет общие черты с распределением температуры. Язык вод пониженной солености просматривается в придонном слое Медвежинского желоба (рис. 5.13б). Соленость увеличивается вдоль направления распространения придонных вод в сторону более глубокой части желоба и достигает 35.04 епс на западной границе Баренцева моря. Аналогично положению минимума температуры, минимальное значение солености на квазимеридиональном разрезе наблюдается севернее наиболее глубокой части Медвежинского желоба.
Профили потенциальной температуры и солености от поверхности до дна в точке пересечения разрезов показаны на рис. 5.14. Верхний слой до 50м является сильно распресненным; значения солености достигают максимума 35.11 епс. на глубинах 100-200 м. На больших глубинах соленость уменьшается по направлению к дну. Придонный слой толщиной около 40 м отличается малым градиентом температуры и солености, над этим слоем наблюдается термо- и галоклин. -S кривые (рис. 5.15) для станций вдоль Медвежинского желоба показывают, что придонная температура вдоль желоба увеличивается, при этом кривые отличаются только над изопикной =27.85, что соответствует глубине 200 м. -S кривая для станции 5516, расположенной в западной части Норвежского моря (рис. 5.11) существенно отличается от кривых, измеренных в любой точке желоба, что говорит о том, что структура вод в желобе принципильно отличается от вод атлантического происхождения.
Измерения показывают сильную изменчивость придонного течения на фоне среднего движения вод на северо-запад. Изменчивость скоростей обусловлена полусуточным приливом, расчетные скорости приливной волны для точки наблюдений показаны на рис. 5.16b. Прилив был рассчитан с помощью модели TPXO7.1 на основе данных спутниковой альтиметрии [Egbert and Erofeeva, 2002]. Несмотря на большие скорости прилива, средний поток направлен из Баренцева в Норвежское море со скоростью 4.1 см/с на запад и 6.6 см/с на север. Измерения 2017 года сравнивались с измерениями (рис. 5.17), проведенными восточнее в точке 7342 N, 1306 E (рис. 5.11) на протяжении 10 суток в июле 1995 г. [Aleynik et al., 2002]. Измерения проводились в придонном слое на горизонте 1674 м при глубине океана в этой точке 1687 м с интервалом 1 час. Поток был направлен на северо-восток со средними составляющими 13.2 см/с (северная компонента) и 5.2 см/с (восточная компонента). Влияние прилива также просматривается в этой серии измерений.