Динамика океана

Чтобы узнать об альбоме Дола Аммада, см. Ocean Dynamics .

Динамика океана определяет и описывает поток воды в океанах. Поля температуры и движения океана можно разделить на три отдельных слоя: смешанный (поверхностный) слой, верхний слой океана (над термоклином ) и глубокий океан.

Динамику океана традиционно исследовали путем отбора проб с помощью инструментов на месте.

находится Перемешанный слой ближе всего к поверхности и может иметь толщину от 10 до 500 метров. Этот слой имеет такие свойства, как температура, соленость и растворенный кислород , которые одинаковы по глубине, что отражает историю активной турбулентности (атмосфера имеет аналогичный планетарный пограничный слой ). В перемешанном слое высокая турбулентность. Однако в основании смешанного слоя оно становится равным нулю. Турбулентность снова возрастает ниже основания перемешанного слоя из-за сдвиговых неустойчивостей. Во внетропических широтах этот слой наиболее глубок в конце зимы в результате охлаждения поверхности и зимних штормов и совсем неглубокий летом. Его динамика определяется турбулентным перемешиванием, а также экмановским переносом , обменом с вышележащей атмосферой и горизонтальной адвекцией .

Верхняя часть океана, характеризующаяся теплыми температурами и активным движением, имеет глубину от 100 м и менее в тропиках и восточных океанах до более 800 м в западных субтропических океанах. Этот слой обменивается такими свойствами, как тепло и пресная вода, с атмосферой в течение нескольких лет. Ниже смешанного слоя верхний слой океана обычно определяется гидростатическими и геострофическими отношениями. Исключение составляют глубокие тропики и прибрежные регионы.

Глубоководный океан одновременно холоден и темен, и, как правило, скорости слабые (хотя известно, что на ограниченных участках глубокого океана наблюдается значительная рециркуляция). Глубоководный океан снабжается водой из верхних слоев океана лишь в нескольких ограниченных географических регионах: приполярной Северной Атлантике и нескольких погружающихся регионах вокруг Антарктики . Из-за слабого поступления воды в глубины океана среднее время пребывания воды в глубинах океана измеряется сотнями лет. В этом слое также в целом сохраняются гидростатические и геострофические связи и перемешивание, как правило, весьма слабое.

Примитивные уравнения

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

• уравнение зонального импульса: $${\frac {Du}{Dt}}=-{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial p}{\partial x}}+fv+{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial \tau _{x}}{\partial z}}$$
• уравнение меридионального импульса: $${\frac {Dv}{Dt}}=-{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial p}{\partial y}}-fu+{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial \tau _{y}}{\partial z}}$$
• уравнение вертикального импульса (предполагается, что океан находится в гидростатическом равновесии ): $${\frac {\partial p}{\partial z}}=-\rho g$$
• уравнение неразрывности (предполагается, что океан несжимаем ): $${\frac {\partial u}{\partial x}}+{\frac {\partial v}{\partial y}}+{\frac {\partial w}{\partial z}}=0$$
• уравнение температуры : $${\frac {\partial T}{\partial t}}+u{\frac {\partial T}{\partial x}}+v{\frac {\partial T}{\partial y}}+w{\frac {\partial T}{\partial z}}=Q.$$
• уравнение солености : $${\frac {\partial S}{\partial t}}+u{\frac {\partial S}{\partial x}}+v{\frac {\partial S}{\partial y}}+w{\frac {\partial S}{\partial z}}=(E-P)S(z=0).$$

Здесь «u» — зональная скорость, «v» — меридиональная скорость, «w» — вертикальная скорость, «p» — давление, «ρ» — плотность, «T» — температура, «S» — соленость, «g» — ускорение силы тяжести, «τ» — напряжение ветра, а «f» — параметр Кориолиса. «Q» — это поступление тепла в океан, а «PE» — это поступление пресной воды в океан.

Динамика смешанного слоя

Динамика смешанного слоя довольно сложна; однако в некоторых регионах возможны некоторые упрощения. Горизонтальный перенос ветром в перемешанном слое приблизительно описывается динамикой слоя Экмана , в которой вертикальная диффузия импульса уравновешивает эффект Кориолиса и ветровое напряжение. Этот перенос Экмана накладывается на геострофический поток, связанный с горизонтальными градиентами плотности.

Динамика верхних слоев океана

Горизонтальные схождения и расхождения внутри смешанного слоя, вызванные, например, транспортной конвергенцией Экмана, налагают требование, чтобы океан под смешанным слоем перемещал частицы жидкости вертикально. Но одно из последствий геострофических отношений заключается в том, что величина горизонтального движения должна значительно превышать величину вертикального движения. Таким образом, слабые вертикальные скорости, связанные с транспортной конвергенцией Экмана (измеряемые в метрах в день), вызывают горизонтальное движение со скоростью 10 сантиметров в секунду и более. Математическая связь между вертикальной и горизонтальной скоростями может быть получена, выражая идею сохранения углового момента жидкости на вращающейся сфере. Это соотношение (с парой дополнительных приближений) известно океанографам как соотношение Свердрупа . Среди его последствий - результат того, что горизонтальная конвергенция переноса Экмана, наблюдаемая в субтропических североатлантических и тихоокеанских силах, направлена ​​на юг во внутреннюю часть этих двух океанов. Западные пограничные течения ( Гольфстрим и Куросио ) существуют для того, чтобы возвращать воду в более высокие широты.