Динамика океана

Динамика океана определяет и описывает движение воды в океанах. Поля температуры и движения океана можно разделить на три отдельных слоя: смешанный (поверхностный) слой, верхний слой океана (выше термоклина ) и глубинный океан.

Динамика океана традиционно изучалась путем отбора проб с инструментов на месте. ^[1]

Смешанный слой расположен ближе всего к поверхности и может изменяться по толщине от 10 до 500 метров. Этот слой имеет такие свойства, как температура, соленость и растворенный кислород, которые одинаковы по глубине, отражая историю активной турбулентности (атмосфера имеет аналогичный планетарный пограничный слой ). В смешанном слое высока турбулентность. Однако в основании смешанного слоя он становится равным нулю. Турбулентность снова увеличивается ниже основания перемешанного слоя из-за сдвиговой неустойчивости. Во внетропических широтах этот слой является наиболее глубоким в конце зимы в результате похолодания поверхности и зимних штормов и довольно мелким летом. Его динамика определяется турбулентным перемешиванием, а также переносом Экмана., обмены с вышележащей атмосферой и горизонтальная адвекция . ^[2]

Верхний слой океана, характеризующийся высокими температурами и активным движением, варьируется по глубине от 100 м или менее в тропиках и восточных океанах до более 800 метров в западных субтропических океанах. Этот слой обменивается такими свойствами, как тепло и пресная вода, с атмосферой в течение нескольких лет. Ниже смешанного слоя верхние слои океана обычно регулируются гидростатическими и геострофическими соотношениями. ^[2] Исключения составляют глубокие тропики и прибрежные районы.

Глубокий океан одновременно холодный и темный, а скорость обычно невысока (хотя известно, что в ограниченных областях глубокого океана наблюдается значительная рециркуляция). Глубокий океан снабжен водой из верхних слоев океана только в нескольких ограниченных географических регионах: приполярной Северной Атлантике и нескольких тонущих регионах вокруг Антарктики . Из-за слабой подачи воды в глубокий океан среднее время пребывания воды в глубоком океане измеряется сотнями лет. В этом слое гидростатические и геострофические взаимосвязи, как правило, действительны, и перемешивание обычно довольно слабое.

Примитивные уравнения [ править ]

Динамика океана регулируется уравнениями движения Ньютона, выраженными как уравнения Навье-Стокса для жидкого элемента, расположенного в точке (x, y, z) на поверхности нашей вращающейся планеты и движущегося со скоростью (u, v, w) относительно этой поверхность:

• уравнение зонального импульса:

${\displaystyle {\frac {Du}{Dt}}=-{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial p}{\partial x}}+fv+{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial \tau _{x}}{\partial z}}}$

• уравнение меридионального импульса:

${\displaystyle {\frac {Dv}{Dt}}=-{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial p}{\partial y}}-fu+{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial \tau _{y}}{\partial z}}}$

• уравнение вертикального импульса (предполагается, что океан находится в гидростатическом балансе ):

${\displaystyle {\frac {\partial p}{\partial z}}=-\rho g}$

• непрерывности уравнение (предполагается , что океан несжимаема ):

${\displaystyle {\frac {\partial u}{\partial x}}+{\frac {\partial v}{\partial y}}+{\frac {\partial w}{\partial z}}=0}$

• температура уравнение:

${\displaystyle {\frac {\partial T}{\partial t}}+u{\frac {\partial T}{\partial x}}+v{\frac {\partial T}{\partial y}}+w{\frac {\partial T}{\partial z}}=Q}$. ^[2]

• соленость уравнение:

${\displaystyle {\frac {\partial S}{\partial t}}+u{\frac {\partial S}{\partial x}}+v{\frac {\partial S}{\partial y}}+w{\frac {\partial S}{\partial z}}=(E-P)S(z=0)}$. ^[2]

Здесь u - зональная скорость, v - меридиональная скорость, w - вертикальная скорость, p - давление, ρ - плотность, T - температура, S - соленость, g - ускорение свободного падения, τ - напряжение ветра, а f - параметр Кориолиса. «Q» - это тепло, поступающее в океан, а «PE» - это приток пресной воды в океан.

Динамика смешанного слоя [ править ]

Динамика смешанного слоя довольно сложна; однако в некоторых регионах возможны некоторые упрощения. Горизонтальный перенос ветра в смешанном слое приближенно описывается динамикой слоя Экмана, в котором вертикальная диффузия количества движения уравновешивает эффект Кориолиса и ветровое напряжение. ^[3] Этот перенос Экмана накладывается на геострофический поток, связанный с горизонтальными градиентами плотности.

Динамика верхних слоев океана [ править ]

Горизонтальные схождения и расхождения внутри смешанного слоя из-за, например, схождения транспорта Экмана, налагают требование, чтобы океан под смешанным слоем перемещал частицы жидкости вертикально. Но одно из следствий геострофической взаимосвязи состоит в том, что величина горизонтального движения должна значительно превышать величину вертикального движения. Таким образом, слабые вертикальные скорости, связанные с конвергенцией транспорта Экмана (измеряемые в метрах в день), вызывают горизонтальное движение со скоростью 10 сантиметров в секунду или более. Математическая связь между вертикальной и горизонтальной скоростями может быть получена путем выражения идеи сохранения углового момента для жидкости на вращающейся сфере. Эта связь (с парой дополнительных приближений) известна океанографам какОтношение Свердрупа . ^[3] Среди его последствий - результат того, что горизонтальная конвергенция транспорта Экмана, наблюдаемая в субтропиках Северной Атлантики и Тихого океана, вынуждает течь на юг во внутренних частях этих двух океанов. Западные пограничные течения ( Гольфстрим и Куросио ) существуют для того, чтобы вернуть воду на более высокие широты.

Ссылки [ править ]