Конвекция в открытом океане - это процесс, в котором мезомасштабная циркуляция океана и сильные сильные ветры смешивают слои воды на разных глубинах. Более свежая вода, лежащая над более соленой или более теплая над более холодной, приводит к расслоению воды или ее разделению на слои. Сильные ветры вызывают испарение, поэтому поверхность океана охлаждается, ослабляя стратификацию. В результате поверхностные воды переворачиваются и опускаются, а «более теплые» воды поднимаются на поверхность, запуская процесс конвекции . Этот процесс играет решающую роль в формировании как придонной, так и промежуточной воды, а также в крупномасштабной термохалинной циркуляции , которая во многом определяет глобальный климат. [1]Кроме того, это одно из наиболее важных явлений, контролирующих интенсивность атлантической меридиональной опрокидывающей циркуляции (AMOC). [2]
Конвекция существует при определенных условиях, которым способствует сильное атмосферное воздействие из-за тепловых или халинных поверхностных потоков . Это можно наблюдать в океанах, которые примыкают к границам, где либо сухой и холодный ветер, либо ледяные поверхности дуют над водой, вызывая большие скрытые потоки тепла и влаги . Конвекция океана зависит от слабости стратификации под поверхностным перемешанным слоем . Эти многослойные слои воды должны подниматься близко к поверхности, что приводит к прямому воздействию на них интенсивного воздействия на поверхность. [1] [3]
Основные места конвекции
Глубокая конвекция наблюдается в приполярной Северной Атлантике ( Гренландское море и Лабрадорское море ), в море Уэдделла в южном полушарии, а также в северо-западном Средиземноморье . В субполярных регионах верхний перемешанный слой начинает углубляться с поздней осени до ранней весны, когда конвекция достигает самого глубокого уровня, прежде чем явление ослабевает. [2]
Слабая стратификация плотности Лабрадорского моря наблюдается каждую зиму на глубинах от 1000 до 2000 м, что делает его одним из самых экстремальных участков океанской конвекции в мире. На глубокую конвекцию в Лабрадорском море значительное влияние оказывает Североатлантическое колебание (САК). Зимой, когда САК находится в положительной фазе над этим регионом, циклоническая активность выше над Северной Атлантикой с усиленной циркуляцией холодного и сухого воздуха. Во время этой положительной фазы САК потери тепла океаном из Лабрадорского моря выше, что способствует более глубокой конвекции. [3] По данным Holdsworth et al. (2015), во время отрицательной фазы САК, связанной с отсутствием высокочастотного воздействия, средняя максимальная глубина смешанного слоя уменьшается более чем на 20%. [4]
Гренландское море отличается от Лабрадорского моря из-за важной роли льда в предварительном кондиционировании в период с ноября по февраль. В начале зимы лед распространяется на восток через центральную часть Гренландского моря, и отклонение рассола подо льдом увеличивает плотность поверхностного слоя. В марте, когда предварительное кондиционирование достаточно продвинуто и метеорологические условия благоприятны, развивается глубокая конвекция. [5]
В северо-западной части Средиземного моря глубокая конвекция происходит зимой, когда вода подвергается необходимой предварительной обработке потоками воздух-море, вызывающими потерю плавучести на поверхности. Зимой Лионский залив регулярно подвергается атмосферному воздействию сильных холодных ветров Трамонтан и Мистраль , вызывая сильное испарение и интенсивное охлаждение поверхностных вод. Это приводит к потере плавучести и глубокому вертикальному перемешиванию. [6]
Конвекция в море Уэдделла в основном связана с полыньями . Согласно Akitomo et al. (1995), Арнольд Л. Гордон был первым, кто обнаружил остатки глубокой конвекции у поднятия Мод в 1977 году. Эта глубокая конвекция, вероятно, сопровождалась большой полынью, которая появлялась в центральной части моря Уэдделла каждую зиму в 1974-76 годах. . [7] Кроме того, согласно Ван Вестену и Дейкстре (2020), образование полыньи Мод-Райз, наблюдавшееся в 2016 году, связано с подповерхностной конвекцией. В частности, в районе возвышенности Мод происходит предварительное кондиционирование из-за накопления подповерхностного тепла и соли, что приводит к конвекции и способствует образованию полыньи. [8]
Фазы конвекции
Конвекция океана подразделяется на три фазы: предварительное кондиционирование, глубокая конвекция и боковой обмен и распространение. Предварительная подготовка относится к периоду, в течение которого циклоническая круговоротная циркуляция и сила плавучести объединяются, чтобы предрасполагать конвективный участок к локальному переворачиванию. Участок является предварительно подготовленным, когда там существует расширенная в боковом направлении глубокая область с относительно слабой вертикальной стратификацией плотности, и она ограничена локально неглубоким термоклином . События похолодания приводят ко второй фазе, глубокой конвекции, в которой часть столба жидкости может переворачиваться в виде многочисленных струй, которые распределяют плотную поверхностную воду по вертикальной оси. Эти шлейфы образуют однородный глубокий дымоход. На этом этапе дымоход становится глубже из-за переворачивания шлейфа и корректируется геострофически . Кроме того, в некоторый момент времени потеря плавучести на поверхности моря полностью компенсируется за счет передачи боковой плавучести бароклинными вихрями, которые образуются на периферии конвективного режима, и, таким образом, может быть достигнуто квазистационарное состояние. Как только поверхностное воздействие уменьшается, вертикальный перенос тепла из-за конвекции ослабевает, что приводит к горизонтальному переносу, связанному с завихрением в геострофическом масштабе. Баланс между воздействием на поверхность моря и потоком поперечной вихревой плавучести становится нестабильным. Под действием силы тяжести и планетарного вращения смешанная жидкость диспергируется и расширяется, что приводит к разрушению дымохода. Остатки «сломанного» дымохода называют конусами. Боковой обмен и распространение также известны как фаза сдерживания. Если состояние поверхности снова ухудшится, глубокая конвекция может возобновиться, в то время как оставшиеся конусы могут сформировать предпочтительные центры для дальнейшей глубокой конвективной активности. [3] [9] [10]
Явления, связанные с конвекцией
Глубокая конвекция различается в мелкомасштабных и мезомасштабных процессах. Шлейфы представляют собой процесс самого мелкого масштаба, в то время как дымоходы (участки) и водовороты представляют собой мезомасштаб. [11]
Плюмы
Шлейфы - это начальные вертикальные движения, вызванные конвекцией, которые образуются во время второй фазы конвекции. Они имеют горизонтальный масштаб от 100 м до 1 км, а их вертикальный масштаб составляет около 1-2 км с вертикальными скоростями до 10 см / с, которые измеряются акустическими доплеровскими профилометрами течений (ADCP). Временные масштабы, связанные с конвективными шлейфами, составляют от нескольких часов до нескольких дней. [3] [11] [12]
Шлейфы действуют как «каналы» или как «перемешивающие агенты» с точки зрения их динамической части. Если они действуют как «каналы», они транспортируют охлажденную и плотную поверхностную воду вниз. Это основной механизм переноса воды на меньшие глубины и его обновления. Однако шлейфы могут действовать как «перемешивающие агенты», а не как носители потока вниз. В этом случае конвекция охлаждает и перемешивает участок воды, создавая плотный однородный цилиндр, похожий на дымоход, который в конечном итоге разрушается и регулируется под действием планетарного вращения и силы тяжести. [13]
Сила Кориолиса и термобаричность важны в глубоких конвективных шлейфах. Термобаричность - это эффект, при котором в условиях замерзания образуется тонущая холодная соленая вода, приводящая к ускорению вниз. Кроме того, во многих экспериментах по численному моделированию и моделированию резервуаров изучается роль вращения в процессах конвекции и в морфологии шлейфов. Согласно Paluszkiewicz et al. (1994), планетарное вращение влияет не на отдельные шлейфы по вертикали, а по горизонтали. Под действием вращения диаметр шлейфов становится меньше диаметра шлейфов в отсутствие вращения. Напротив, в дымоходах и связанных с ними вихрях преобладают эффекты вращения из-за термического ветра . [11]
Участок конвекции (или «дымоход»)
Конвективное переворачивание водяного столба происходит за счет большого количества интенсивных шлейфов, которые сильно перемешивают столб. Шлейфы могут обрабатывать большие объемы жидкости, образуя так называемый «дымоход» гомогенизированной жидкости. [14] Эти вертикально изолированные колонны гомогенизированной воды имеют диаметр от 10 до 50 км и глубину 1-2 км. Увеличение плотности и опускания поверхностных вод приводит к начальной стадии углубления, в то время как на конечную стадию углубления и фазу сдерживания влияет передача плавучести через боковую поверхность дымовой трубы бароклинными вихрями. [2]
Сезонность
Дымоходы глубокой конвекции остаются открытыми в течение одного-трех месяцев, зимой в квазистабильном состоянии, тогда как они могут разрушиться в течение нескольких недель. Дымоходы разрушаются ранней весной, когда поток плавучести на поверхности моря ослабевает и меняет направление на противоположное, в то время как стратификация слоев воды под смешанным слоем начинает стабилизироваться. [2]
Формирование
Формирование конвекционных труб обусловлено двумя процессами: сильными тепловыми потоками с поверхности моря и циклонической циркуляцией. Дымоход образуется, когда относительно сильный поток плавучести с поверхности океана существует не менее 1–3 дней. Время, глубина и диаметр развития дымовой трубы явно зависят от потока плавучести и стратификации окружающего океана. [2] По мере охлаждения поверхностная вода становится более плотной и переворачивается, образуя конвективно модифицированный слой глубины.. В центре дымохода смешанный слой углубляется, и глубина как функция времени вычисляется, как описано ниже.
На начальном этапе интенсивного заглубления дымохода, когда предполагается, что эффекты бароклинной нестабильности не важны, глубину можно определить как функцию времени, используя форсирование плавучести. Плавучесть определяется как:
Уравнение эволюции дымохода
По мере того, как время идет и эффекты бароклинной нестабильности становятся все более важными, временная эволюция дымохода не может быть описана только силой плавучести. Максимальная глубина, которую достигает конвекционный дымоход, должна быть найдена с использованием уравнения эволюции дымохода. Вслед за Ковалевским и соавт. (2020) и Visbeck et al. (1996) рассмотрим дымоход радиусом и зависящая от времени высота . Движущей силой углубления дымохода является потеря плавучести поверхности.что вызывает конвективное переворачивание, приводящее к однородно перемешанной жидкости внутри дымохода. Если предположить, что плотность у основания дымохода непрерывна, аномалия плавучести частицы, которая перемещается на расстояние Δz в дымоходе, составляет:
Visbeck et al. (1996), используя предложение Грина (1970) и Стоуна (1972), параметризовали вихревой потокв виде:
Разлагаться
Если потеря плавучести сохраняется в течение достаточного периода времени, охлаждение морской поверхности ослабевает и начинается фаза сдерживания. В окружении конвективного режима стратификация принимает значение окружающей среды, в то время как в центре дымохода расслоение размывается. В результате по периферии дымохода изопикнальные поверхности отклоняются от своего уровня покоя, наклоняясь к поверхности океана. Связанный с наклонными изопикнальными поверхностями создается тепловой ветер, генерирующий ободный ток вокруг края режима конвекции. Этот ток должен находиться в тепловом балансе ветра с градиентом плотности между внутренней и внешней частью дымохода. Ширина области краевого течения и его бароклинной зоны первоначально будет порядка радиуса деформации Россби . [12] [14]
Наличие краевого тока играет важную роль в обрушении дымохода. В центре дымохода смешанный слой будет углубляться какдо тех пор, пока растущая бароклинная нестабильность не начнет уносить конвектируемую жидкость наружу, в то время как вода извне течет в дымоход. В этот момент краевое течение вокруг области охлаждения становится бароклинно нестабильным, и плавучесть в поперечном направлении переносится вихрями нестабильности. Если водовороты будут достаточно интенсивными, заглубление дымохода будет ограничено. В этом пределе, когда поток поперечной плавучести полностью уравновешивает потерю плавучести на поверхности моря, может быть установлено квазистационарное состояние: [2] [14]
Наименьшее время, необходимое дымоходу для достижения квазиравновесного состояния, эквивалентно времени, необходимому для достижения глубины. и он равен: [14]
Шишки
Наконец, охлаждение поверхности и конвективная активность прекращаются. Таким образом, дымоход гомогенизированной холодной воды размывается на несколько небольших конических структур, называемых конусами, которые распространяются наружу. Конусы движутся наружу, унося холодную воду далеко от зоны охлаждения. По мере того, как время идет и конусы расходятся, величина ободного тока уменьшается. Течения, связанные с конусами, усилены и циклоничны на поверхности, тогда как они более слабые и антициклонические на малых глубинах. [15]
Влияние глобального потепления на конвекцию океана
Deep конвективная деятельность в море Лабрадор уменьшилась и стала мельче с начала 20 - го века из - за изменчивости низких частот североатлантического колебания . Более теплая атмосфера нагревает поверхностные воды, так что они не опускаются, чтобы смешаться с более холодными водами внизу. В результате спад происходит не круто, а ступенчато. В частности, было зарегистрировано два резких спада глубокой конвективной активности в течение 1920-х и 1990-х годов. [16]
Точно так же в Гренландском море более мелкие глубокие смешанные слои наблюдались в течение последних 30 лет из-за падения зимнего атмосферного воздействия. Таяние ледникового покрова Гренландии могло также способствовать еще более раннему исчезновению глубокой конвекции. Опреснение поверхностных вод из-за увеличения талой воды с Гренландского ледникового щита, имеет меньшую плотность, что затрудняет возникновение океанической конвекции. [17] Уменьшение глубокого зимнего конвективного перемешивания в Северной Атлантике приводит к ослаблению AMOC.
Рекомендации
- ^ a b Wadhams, P .; Holfort, J .; Hansen, E .; Уилкинсон, JP (2002). «Глубокий конвективный дымоход в зимнем гренландском море» . Письма о геофизических исследованиях . 29 (10): 76–1–76-4. Bibcode : 2002GeoRL..29.1434W . DOI : 10.1029 / 2001GL014306 . ISSN 1944-8007 .
- ^ Б с д е е г ч я J Ковалевский, Д. В; Башмачников, ИЛ; Алексеев, Г.В. (2020). «Образование и распад глубокого конвективного дымохода» . Моделирование океана . 148 : 101583. Bibcode : 2020OcMod.14801583K . DOI : 10.1016 / j.ocemod.2020.101583 . ISSN 1463-5003 .
- ^ а б в г Лабораторное море, Группа (1998). "Эксперимент по глубокой конвекции в лабрадорском море" . Бюллетень Американского метеорологического общества . 79 (10): 2033–2058. DOI : 10,1175 / 1520-0477 (1998) 079 <2033: TLSDCE> 2.0.CO; 2 . ISSN 0003-0007 .
- ^ Холдсворт, Эмбер М .; Майерс, Пол Г. (2015-06-15). «Влияние высокочастотного атмосферного воздействия на циркуляцию и глубокую конвекцию Лабрадорского моря» . Журнал климата . 28 (12): 4980–4996. DOI : 10,1175 / JCLI D-14-00564.1 . ISSN 0894-8755 .
- ^ Schott, F .; Visbeck, M .; Сенд, У. (1994), Маланотте-Риццоли, Паола; Робинсон, Аллан Р. (ред.), «Глубокая конвекция в открытом океане, Средиземное и Гренландское моря» , океанические процессы в динамике климата: глобальные и средиземноморские примеры , Серия ASI НАТО, Дордрехт: Springer, Нидерланды, стр. 203–225, doi : 10.1007 / 978-94-011-0870-6_9 , ISBN 978-94-011-0870-6, получено 07.05.2021
- ^ Маржирье, Феликс; Боссе, Энтони; Тестор, Пьер; L'Hévéder, Blandine; Мортье, Лоран; Смид, Дэвид (2017). «Характеристика конвективных плюмов, связанных с океанической глубокой конвекцией в северо-западной части Средиземного моря по данным с высоким разрешением, собранным с помощью планеров» . Журнал геофизических исследований: океаны . 122 (12): 9814–9826. Bibcode : 2017JGRC..122.9814M . DOI : 10.1002 / 2016JC012633 . ISSN 2169-9291 .
- ^ Акитомо, К .; Awaji, T .; Имасато, Н. (1995). «Глубокая конвекция открытого океана в море Уэдделла: двумерные численные эксперименты с негидростатической моделью» . Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers . 42 (1): 53–73. Bibcode : 1995DSRI ... 42 ... 53A . DOI : 10.1016 / 0967-0637 (94) 00035-Q . ISSN 0967-0637 .
- ^ Ван Вестен, РМ; Дейкстра, HA (2020). «Подземное инициирование глубокой конвекции вблизи возвышенности Мод» (PDF) . Обсуждения наук об океане : 1–15.
- ^ Джонс, Хелен. «Глубокая конвекция в открытом океане» . puddle.mit.edu . Проверено 7 мая 2021 .
- ^ Маршалл, Джон; Шотт, Фридрих (февраль 1999 г.). «Конвекция в открытом океане: наблюдения, теория и модели» . Обзоры геофизики . 37 (1): 1–64. Bibcode : 1999RvGeo..37 .... 1M . DOI : 10.1029 / 98RG02739 .
- ^ а б в Paluszkiewicz, T .; Гарвуд, RW; Денбо, Дональд В. (1994). «Глубокие конвективные плюмы в океане» . Океанография . 7 (2): 34–44. DOI : 10.5670 / oceanog.1994.01 .
- ^ а б Paluszkiewicz, T .; Ромея, RD (1997). «Одномерная модель для параметризации глубокой конвекции в океане» . Динамика атмосферы и океанов . 26 (2): 95–130. Bibcode : 1997DyAtO..26 ... 95P . DOI : 10.1016 / S0377-0265 (96) 00482-4 . ISSN 0377-0265 .
- ^ Пошли, Уве; Маршалл, Джон (1995). «Интегральные эффекты глубокой конвекции» . Журнал физической океанографии . 25 (5): 855–872. DOI : 10,1175 / 1520-0485 (1995) 025 <0855: IEODC> 2.0.CO; 2 . ISSN 0022-3670 .
- ^ Б с д е е г ч Висбек, Мартин; Маршалл, Джон; Джонс, Хелен (1996). «Динамика изолированных конвективных областей в океане» . Журнал физической океанографии . 26 (9): 1721–1734. DOI : 10,1175 / 1520-0485 (1996) 026 <1721. DOICRI> 2.0.CO; 2 . ISSN 0022-3670 .
- ^ Джонс, Хелен; Маршалл, Джон (1993). "Конвекция с вращением в нейтральном океане: исследование глубокой конвекции в открытом океане" . Журнал физической океанографии . 23 (6): 1009–1039. DOI : 10,1175 / 1520-0485 (1993) 023 <1009: CWRIAN> 2.0.CO; 2 . ISSN 0022-3670 .
- ^ Бродо, Лоран; Кенигк, Торбен (01.05.2016). «Угасание глубокой конвекции северных океанов в ансамбле симуляций климатических моделей 20-го и 21-го веков» . Климатическая динамика . 46 (9): 2863–2882. Bibcode : 2016ClDy ... 46.2863B . DOI : 10.1007 / s00382-015-2736-5 . ISSN 1432-0894 .
- ^ Мур, GWK; Våge, K .; Пикарт, RS; Ренфрю, И. А (2015). «Снижение интенсивности конвекции открытого океана в Гренландском и Исландском морях» (PDF) . Изменение климата природы . 5 (9): 877–882. Bibcode : 2015NatCC ... 5..877M . DOI : 10.1038 / nclimate2688 . hdl : 1956/16722 .
Другие источники
- Marshall, J .; Шотт, Ф. (1999). «Конвекция в открытом океане: наблюдения, теория и модели» . Обзоры геофизики . 37 (1): 1–64. Bibcode : 1999RvGeo..37 .... 1M . DOI : 10.1029 / 98RG02739 .
- Lazier, J .; Hendry, R .; Кларк, А .; Яшаяев, И .; Райнс, П. (2002). «Конвекция и сдерживание в Лабрадорском море» . Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers . 49 (10): 1819–1835. DOI : 10.1016 / S0967-0637 (02) 00064-X .