9576708876

476 Ryszard Ligowski

dół szelfu kontynentalnego Antarktyki i płynie przy dnie Oceanu Atlantyckiego. Ślady tych mas wodnych można zidentyfikować aż na 40°N, co oznacza, że woda ta, zachowując swoje podstawowe parametry fizyczne, przepływa około 12000 km. Antarktyczna Woda Przyden-na przepływa również do oceanów Indyjskiego i Spokojnego. Większość wód przydennych w oceanie światowym pochodzi z rejonów polarnych Atlantyku, głównie z Morza Weddella (Thurman 1982). Powierzchniowe wody strefy antarktycznej zapadają się w strefie konwergencji antarktycznej tworząc Antarktyczną Wodę Pośrednią charakteryzującą się temperaturą około 2°C, zasoleniem 33,8%o i rdzeniem na głębokości 900 metrów. Woda ta dociera do 20°N. Między masami wodnymi tworzącymi się w Antarktyce w kierunku południowym przepływa Północnoatlantycka Woda Głębinowa o temperaturze 2-3°C i zasoleniu 34,7%o z rdzeniem na głębokości 2200 metrów. Woda ta formuje się na południe od Grenlandii i przepływa w głębinach około 12000 kilometrów, aby przedostać się na powierzchnię w rejonie Antarktyki. Okres cyrkulacji wody głębinowej szacowany jest na 500-1500 lat (Schópf 1987) lub 600 lat (Toggweiler 1994). Przez ten okres masy tej wody znajdowały się w strefie afotycz-nej, co jest powodem wysokiego stężenia bioge-nów i małej ilości rozpuszczonego tlenu. Dopływ tej wody zapewnia dostatek soli odżywczych w warstwie eufotycznej Oceanu Antarktycznego i rzadko zdarza się w nim wyczerpanie makronu-trientów w wyniku procesów fotosyntezy. Większość produkcji w tych rejonach jest „nową produkcją" wykorzystującą dopływ biogenów z warstw leżących poniżej strefy eufotycznej i powodującą z kolei duży opad osadów.

Cyrkulacja głębinowa powoduje, że w Oceanie Antarktycznym ilość dostępnych makro-nutrientów przewyższa zapotrzebowanie fito-planktonu w otwartym oceanie (Mart 1942, IIolm-Hansen i współaut. 1977, El-Sayed 1988) nawet w okresie jego maksymalnego rozwoju (Jacques 1989).

Mikronutrienty

Za główny pierwiastek śladowy limitujący rozwój fitoplanktonu w niektórych rejonach oceanu światowego (Martin i Fitzwater 1988) i również w Antarktyce uważa się żelazo (Martin i współaut. 1990, Holm-Hansen i współaut.

1994) . W eksperymencie polegającym na dodawaniu żelaza do wód otwartego oceanu uzyskano od 3 do 40-krotne zwiększenie biomasy fitoplanktonu (Martin i współaut. 1994, Falkowski

1995) . Dało to podstawy do twierdzenia, że przez nawożenie żelazem niektórych rejonów oceanów, można uzyskać na tyle znaczny wzrost pochłaniania CO2 przez fitoplankton (biologiczna pompa), że będzie on w stanie obniżyć zawartość dwutlenku węgla w atmosferze i zredukować wpływ ocieplenia globalnego. Również badania terenowe (Holm-Hansen i współaut. 1994) dowodzą, że żelazo jako czynnik limitujący może być odpowiedzialny za An-tarktyczny paradoks, to znaczy za występującą w Oceanie Antarktycznym stosunkowo niewielką produkcję w stosunku do występujących w obfitości biogenów.

Zjawiska lodowe

Masy wodne Oceanu Antarktycznego w znacznym stopniu są modyfikowane przez zachodzące tu zjawiska lodowe (Patterson i Sievers 1980).

Ryc. 2. Cyrkulacja głębinowa w Oceanie Antarktycznym.