ДРЕВНИЙ ОКЕАН

 

 

Океанская циркуляция. Слой кислородного минимума

 

Другим важным фактором в океанской циркуляции является слой кислородного минимума — океанский «слой» воды мощностью от 200 до 500 м, содержание кислорода в котором понижено по сравнению с водными толщами выше и ниже его. В большей части океана кислородный минимум отмечается на глубине в несколько сотен метров (от ~ 0,5 до 2 км). Действительно, низкие значения кислорода в колопне воды (< 20 мкг • атом/л «или даже ниже пределов чувствительности» [194]) встречаются только в ряде мест в океане, каждое из которых связано с апвеллингом или зоной высокой продуктивности органического вещества.

 

Эти районы расположены у западного побережья Америки от Перу до Калифорнийского залива, в Аравийском море между Саудовской Аравией и Индией, а также приурочены к небольшим областям на восточной окраине Индии и у Антарктиды Слой кислородного минимума в восточной части Тихого океана имеет колоссальную протяженность по латерали и продолжается на запад двумя потоками (центры которых находятся примерно на 15 с. ш. и 6 ю. ш.). Северный поток протягивается к западу на 1500 км, и за пределами континентальной окраины его ширина достигает примерно 360 км. Южный поток водных масс с минимальным содержанием кислорода по сравнению с северным протягивается в море только на половину этого расстояния, вероятно, из-за того, что поверхностные воды южной части Тихого океана имеют более высокие содержания кислорода и более энергично перемешиваются [677]. (В морских котловинах с ограниченной циркуляцией кислород, естественно, может отсутствовать, как, например, в Черном море; характерные особенности 33 известных, главным образом небольших бескислородных морских котловин приводятся Дей- зером [194].)

 

Сдой кислородного минимума обязан своим происхождением исключительно высокой продуктивности питательного вещества в области апвеллинга вблизи побережья и является результатом погружения органического вещества в осадки и его окисления с последующим перемещением в сторону моря этой обедненной кислородом воды [566, 810]. Там, где происходит этот процесс, осадки служат ловушками для питательного вещества и обогащаются органикой (см. также стр. 112—113). В настоящее время кажется маловероятным, чтобы богатые органическим веществом зоны арктической и антарктической конвергенции являлись главными источниками слоя кислородного минимума, как это представлялось ранее [674]. Эти водные массы распространяются по направлению к экватору на глубине 800—1000 м, и содержание в них кислорода при движении уменьшается за счет окис тения органического вещества. Однако количество углерода. образующегося при конвергенции, явно недостаточно для того, чтобы объяснить истощение кислородом, и, следовательно. источник воды с минимальным содержанием кислорода должен быть в другом месте [566]. В геологическом отношении как слой кислородного минимума, так и наличие фосфоритов свидетельствуют о прибрежном апвеллинге.

 

 

Общие принципы циркуляции поверхностных вод открытого океана. В тропиках преобладают западные ветровые течения, а в умеренных широтах — восточные. Они регулируются западными пограничными речениями, экваториальными противотечениями, прибрежными апвеллингами вдоль восточных окраин океана и апвеллингами открытого океана в зонах океанской конвергенции. Фосфаты могут накапливаться под зонами прибрежного апвеллинга, а кремнистые осадки — под зонами океанской дивергенции. На полюсе образуются исключительно холодные воды, которые, погружаясь, заполняют глубокие части океана.

 

При определении палеоокеанологических течений прежде всего необходимо определить палеогеографическую обстановку. Если известна палео! еография, то используется, как правило, метод сравнения океанской циркуляции в прошлом и настоящем; в некоторых случаях необходимо моделирование. Данные о характере циркуляции запечатлены в ряде типов геологических осадков, таких, как фосфориты, кремнистые образования, эвапориты, богатые органикой отложения и карбонатные осадки.

 

2. Знанию океанской циркуляции в пределах геологического времени значительно препятствует отсутствие информации о палеогеографии. Вероятно, лучшее, что может быть сделано в настоящее время, заключается в обобщении предполагаемых изменений в циркуляции в зависимости от фактов, которые лучше всего изучены.

 

Если воды верхнего километра не становятся достаточно плотными, чтобы замещать более глубокие воды, то, следовательно, глубоководные части океана не будут перемешиваться выше постоянного термоклина (глубина от 500 до 1000 м). В частности, если океан был холодным (как в настоящее время), а земля нагревалась, то вода в высоких широтах становилась более теплой и менее плотной и глубоководные части океана не обновлялись достаточно быстро. Вместо этою причиной, вызывающей плотностную нестабильность, являлся нагрев глубинных вод снизу потоком тепла, идущим из земной коры; подобный процесс, по-видимому, происходил в плейстоцене [928]

 

Резкие перепады в температуре и солености встречаются и иногда сохраняются между современными водными массами. Различие в плотностях сохраняется вплоть до 0,0001 г/см3 [928], и водные массы далеко не так просто становятся однородной смесью [101]. Трудно перейти от этой точки зрения, поддерживающей, по-видимому, идею о стационарных условиях, к представлению о том, что исторические ктиматические условия могли быть в действительности главной причиной того, почему водные массы с присущими им характерными особенностями находятся гам, где они есть. Тем не менее это вполне возможно. При последующем обсуждении следует помнить, что объяснение данных возможно с позиций как стационарных, так и меняющихся условий (хотя и не всегда стоит упоминать о них).

 

Клауд [149, 150] предположил, что глубокий океан был застойным в течение периода, предшествовавшего изменению климата, которое было обусловлено позднодокембрийским оледенением, и что похолодание привело к образованию плотных вод и к быстрому обороту водной массы в океане. Длительные периоды застоя в океане предполагаются также частично для ордовика, силура и девона вследствие широкого распространения в эти отрезки времени черных сланцев. Хэллем [356] отмечал, что в юре почти во всем океане наблюдались застойные тенденции; такая же точка зрения высказывается для объяснения протяженных и богатых органикой горизонт ов, возраст которых соответствует различным интервалам мела в Атлантике

 

Точки зрения Уэртингтона и Шниткера о важности исторических событий привели к пониманию основного вопроса о том, насколько ясно может быть понята океанская циркуляция для любого данною времени при использовании стационарного состояния, а не при историческом толковании. Например, какое влияние оказывает десятилетие очень холодных зим на возникновение вод необычной плотности и чему равен объем этих вод по сравнению с объемом бассейна, в который они втекают? В водных толщах верхнего километра могут быть отчетливо заметны последствия даже единственной очень холодной зимы. Во время суровой зимы 1976/77 г. температура очень большого объема воды по сравнению с тем, что считалось бы «нормальным», опустилась до 18 С на южном окончании Гольфстрима. Эта вода, опускаясь, протекала мимо Бермудских островов на юг, в Саргассово море, и известна как вода с температурой 18 "С [927]. В течение этой зимы мощность слоя воды с температурой 18 "С увеличилась на 100—150 м, что свидетельствует об увеличении ее объема в области питания [491].

 

В общем точка зрения Уэртингтона подчеркивает важность различных событий для понимания того, что измеряется в любой данный момент, в противоположность стационарным моделям, которые являются «традиционной основой океанского моделирования» [101] и которые относят исторические события за счет местных возмущений. Тот же самый контраст очевиден при моделировании происхождения осадков, разнообразия биологических видов, а также во всех других областях, связанных с естественной историей.

 

 

Краткое содержание

 

При благоприятных условиях высота прилива на современном шельфе возрастает на расстоянии 400 км от перегиба шельфа в сторону суши. Хотя многие геологические образования и являются по своему положению литоральными, некоторые из них, вне всякого сомнения, могут быть отнесены за счет приливов как таковых. С той степенью достоверности, которую можно сейчас определить, очевидно, что высота приливов не изменялась заметно по крайней мере за последние 2 млрд. лет. Лучшим, но не очень надежным способом, служащим для определения скоростей течений в прошлом, являются использование диаграммы Юльстрема. Циркуляция как поверхностных, так и глубинных вод в древних океанах представляет большой интерес, и ее выяснение основано на понимании того, почему современные океаны характеризуются присущими им в настоящее время особенностями.

 

Океанская циркуляция стала сегодня такой темой, в которую геологи могут активно вносить свой вклад. Когда палеобатиметрия от юры до настоящего времени будет определена достаточно точно, станет возможным построение схем циркуляции, выявление области распространения осадочных формаций, что в свою очередь даст ключи к разгадке геологической истории при прослеживании ее вплоть до юры. Вряд ли существует какая-либо другая область па- леоокеанологии, которая имеет такие перспективы в будущем, как область определения циркуляции океанов в геологическом прошлом.

 

 

К содержанию книги: Шопф: "ПАЛЕООКЕАНОЛОГИЯ"

 

Смотрите также:

 

Что такое мировой океан  Мировой океан  объем гидросферы Земли  гидросфера Земли. Откуда взялась вода