// Вие четете...

Времето и Океана

Изменчивост на геофизичните полета. Част – 2

„Няма нищо, което би било полезно на всички и по всяко време.“

Крупно мащабни течения и синоптични процеси. Крупно мащабните течения на повърхността на Световния океан са известни по данни от измервания на сноса на корабите, бутилковата поща и засега все още не многобройните измервания от закотвени буйкови станции. Тези данни, първо показват наличието на квази стационарна система, на крупно мащабни течения на повърхността на океана, на перманентно присъстващи в определени негови акватории, макар и изпитващи на места значителни сезонни и синоптични колебания.

И второ, тези данни се намират в добро съответствие с картата на динамичната топография на повърхността на океана (тоест нейната височина над дълбочинно ниво с налягане 1500 дбар, разчитаните с помощта на уравненията на хидростатиката по данни на хидрологичните станции) приблизително съвпадат с линиите на тока на геострофичните течения.

В частност, осите на падините на динамичната топография добре съответстват на линиите на дивергенция на повърхностните течения, на които протича сгон или разхождение на повърхностните води и, следователно, подем на дълбочинни води (апвелинг). И обратно, осите на гребените на динамичната топография съответстват на линиите на конвергенция на повърхностните течения, на които протича нагон или схождение на повърхностните води и, следователно, спускане на повърхностните води (даунвелинг).

Линиите на дивергенция и конвергенция разделят картата на динамичната зона по такъв начин, че от юг на север последователно са разположени:

– атлантическа дивергенция (АД);

– антарктическа конвергенция (АК, тя също е и южен полярен фронт ЮПФ), примерно съвпадаща с оста на Антарктическото циркумполярно течение (АЦТ);

– южна субтропична конвергенция (ЮСТК, тя също е и субантарктически фронт САФ);

– южна тропическа дивергенция (ЮТД); това е някак си изместена на север заради недостатъчна симетрия между северното и южното полукълбо спрямо екваториалната линия на динамичната симетрия);

– северна тропическа дивергенция (СТД);

– северна субтропична конвергенция (ССТК) и субполярна дивергенция (СПД).

Между ССТК и СПД лежи северния полярен фронт.

Изключително важна роля в Световния океан играят Южното и Северното пасатни течения, идващи между южната субтропична конвергенция и южната тропическа дивергенция (в южното полукълбо) и СТД и ССТК (в северното полукълбо) със значителна западна съставляваща, в пълно съответствие с пасатните ветрове в атмосферата. Техния сумарен разход, например, на 150° и.д. се оценява с цифрите 130&106 м³/с.

На юг от ЮТД, с ос на ЮСТК, и на север от СТД, с ос на ССТК, в южните и северните половини на океаните са разположени гигантски океански анти циклонични кръговрати, в кръг на съответстващи на квази перманентни (усилващи се от зимата към лятото) атмосферни субтропични анти циклонични центрове, чиито действие е в северното азорско полукълбо в Атлантика и хонолулското в Тихия океан и в южното полукълбо при Св. Елена в Атлантика, Мавриций в Индийския океан и южното тихоокеанското крайбрежие. Периодите на обръщане на водата в тези кръговрати имат порядък от няколко години (така при радиус на кръговрата от 2500 км и средна скорост на теченията на неговата периферия от 10 см/с периода се получава равен на 5 години). Западните разклонения на тези кръговрати, вследствие на така наречения -ефект (тоест ръст с ширина на вертикалната проекция на вектора на ъгловата скорост на въртене на Земята) образуват интензивно тясно струйно погранично течение – Гълфстрийм в Азорския кръговрат, Бразилското течение в кръговрата Св. Елена, Мадагаскарското и покрай нос Иглен в кръговрата на Мавриций, Куросио в Хонолулуското и Източно Австралийското течение в Южно тихоокеанския кръговрат. И обратно, на източните разклонения на тези кръговрати такава интензификация на пограничните течения не протича.

Особени условия има в северната част на Индийския океан, където няма субтропичен антициклон и се наблюдава рязка сезонна (мусонна) изменчивост на ветровете в атмосферата, а зад тях и течения в океана. По време на зимния североизточен мусон (ноември – март) в северната част на Индийския океан се образува относително слаб циклоничен мусонен кръговрат, включващ Северното пасатно течение (Североизточното мусонно течение), завиващо към бреговете на Африка на юг покрай бреговете на Сомалия, и източното Екваториално противотечение в екваториалната зона между 3о с.ш. и 5-10о ю.ш. с максимум през февруари. По време на летния югозападен мусон (май – септември) тук се образува много по-силен анти циклоничен кръговрат, включващ Южното пасатно движение, завиващо към западния бряг на север във вид на интензифицирано погранично Сомалийско течение, и северно, което е насочено на изток Мусонно течение (сливащото се със сместващото се на север Екваториално противотечение) с максимум през юли.

Към полюсите от субтропическите конвергенции са разположени циклоничните кръговрати на водата под съответстващите циклонични системи на ветровете в атмосферата. В Северния Атлантик има циклоничен кръговрат под исландската атмосферна депресия, в северната част на Тихия океан – под алеутската депресия.

Типичната скорост на крупно мащабните повърхностни течения е от порядъка на десетки сантиметра в секунда, а типичните разходи от порядъка на 107 м3/с.

Насочеността на главните крупно мащабни повърхностни течения по преобладаващите ветрове (при което тяхната най-голяма сезонна изменчивост на ветровете – мусонните области на Индийския океан) показват, че те имат преимуществено ветрови произход. Създаваните от тях сгон и нагон (а също така в някаква мярка разликите в атмосферното налягане, термохалинното разширение и свиване на водата, валежи и изпарение) създават динамичната топография на повърхността на океана – нейното отклонение от равновесното ниво на геоида, имащо порядък от дециметри. Най-големите отклонения нагоре са на западните периферии на океаните, особено в субтропиците, а надолу – в около полярните райони. Разликите в динамичните височини на повърхността на океана между ССТК и АПД в Атлантика е равна на 170 см, а в Тихия океан е 120 см. Разликите във височините на повърхността на океана и други изобаричните повърхности в него създават в неговите дълбочинни хоризонти разлики в наляганията, което поражда дълбоководни течения.

Интензивните западни погранични течения имат тясно струен характер. При това нерядко се оказва, че редом със струйните течения, в страни от него или под него се разполагат струйни противотечения. Най-ярки примери за това са разположените под повърхностните западни пасатни течения на дълбочини 50 – 300 м. тесни (2,5о широта) високо солени струи източно екваториални под повърхностни противотечения – течения Кромвел в Тихия океан, течение Ломоносов в Атлантика и течение Тареев в Индийския океан със скорост в оста до 150 см/с.

В общата циркулация на повърхностните и промеждутъчните води на дълбочини до 1500 м. и температура 3,5оС повтарят в отслабващ с дълбочината вид повърхностна циркулация (при което тропическата циркулация затихва почти напълно, а субтропичните кръговрати се изместват към страната на полюсите).

Циркулацията на дълбочинните води (на дълбочини по-големи от 1500 м.), с изключение на АЦТ, са вече малко свързани с повърхностната циркулация и полето на вятъра над океаните. На големи части от площта тя по своето направление е противоположна на повърхностната циркулация (включва дълбоководно противотечение под Гълфстрийм, рециркулация в Южен Атлантик и в Индийския океан, циклонична в северните умерени ширини на Тихия океан и антициклонична още по на север) и поради това най-слаба на преходите дълбочини 1,5 – 2 км., а към дъното на малко се усилва и започва да следва изобатите и релефа на дъното. Тя има преимуществено термохалинен произход.

Антарктическите дънни води (ААДВ) в Южния океан се преместват на изток заедно с АЦТ (проникващо, видимо, до дъното). В Атлантика те отиват на север главно чрез западната котловина до 40о с.ш., където се срещат със северно атлантическите дълбочинни води (СВГВ) и арктическите дънни води (АДВ), при което ААДВ и САГВ се движат в противоположни направления с граница в дълбочина приблизително от 4 км. В Индийския океан ААДВ запълват всички дълбоки котловини. В Тихия океан основен поток на ААДВ има по протежение на жлебовете Кермадек и Тонго, на широта 10о ю. От него се отделя разклонение на изток, отиващо в югоизточната част на северната половина на океана, а основния поток вече в северното полукълбо се раздвоява и по котловините достига приблизително до северния тропик. Скоростта на тези потоци на дънните води е 0,1-1 см/с.

На фона на крупно мащабните течения в океана се развиват интензивни движения от синоптични мащаби – вихри, преместващи се заедно със съдържащите се в тях води, и много по-крупните вълни на Росби, бягащи по водата, не увличащи я зад себе си. Тези синоптични процеси в качествено отношение са аналогични на вече отдавна известните и добре изучени синоптични процеси в атмосферата, макар между тях да има значителни количествени различия.

За разлика от общата циркулация в атмосферата, циркулацията в океана започва с това, че крупно мащабните течения в океана имат друго произхождение, от тези в атмосферата. Ако основните крупно мащабните течения на общата циркулация на атмосферата – пасатната циркулация и западно – източния пренос в умерените ширини – се създават от нагряване с намаляване на височината (намаляваща от екватора към полюсите) и въртенето на Земята (силата на Кориолис), то в океана главна причина за тяхното създаване се явява вятърът (ветрово напрежение на триене в океанската повърхност) в съчетание с влиянието на бреговете (отсъстващо в атмосферата) и от въртенето на Земята (по-точно изменение на силата на Кориолис с ширината). Аналози на атмосферните субтропични струйни течения в океана могат да служат западно идентифицираните струйни течения от типа на Гълфстрийм и Куросио, и АТЦ. Те са десеторно вече и в десетки пъти по-бавни от атмосферните струйни течения; така, например, при Гълфстрийм, източно от платото Блейка с ширина между точките 30 – 40 км., където скоростта пада до половина от максималната, а максималната му скорост достига 1,5 – 2 м/с.

Динамически е твърде важно, че средната стратификация на океана, измервана средно по дълбочина с честота на Вайсал-Брент, е значително по-слабо устойчива, отколкото в атмосферата. За разлика от тропосферата, нагрявана от долу, а за океана следва да се каже, напротив, че той се охлажда от горе.

Нагрявайки се отгоре може непосредствено да се обхване само много тънък повърхностен слой от океана, всичко десетки метра. Заради хидростатичната устойчивост на нагрятия слой той не може самостоятелно да се премесва с ниско лежащите водни маси, а принудителното премесване, създавано от преобръщането на повърхностните вълни, не прониква в дълбочина. Премесването на горния слой на океана създава на неговата долна граница слой на скока на плътността.

В термина честота на Вайсал-Брент, слоя на скока на плътността в океана е стратифициран забележимо много по-устойчиво, средно отколкото в тропосферата, макар и по-малко устойчиво, отколкото силната атмосферна инверсия. При повсеместното разпространение на горния премесен слой в океана и рядкост на силна инверсия в атмосферата с това се обяснява много по широкото развитие на вътрешните вълни в океана по сравнение с атмосферата. Но слоя на скока на плътността е тънък, и заради това неговата стратификация, тоест ефекта от нагряването на океана отгоре, много малко въздейства на средната стратификация на океана.

И обратно, в областите, където океана се охлажда отгоре, протича спускане на охладената вода, тоест премесване, отслабващо устойчивостта на стратификация, аналогично действа нагряването на тропосферата отдолу. В същото време аналог на създаващо устойчивост в тропосферата нагряване отгоре, тоест охлаждане отдолу, в океана няма, и в резултат на него средната стратификация се оказва макар и устойчива, но доста близка до адиабатната, отколкото в атмосферата.

Знаейки средната стратификация, може да се определи типичния хоризонтален мащаб на синоптичните процеси, да кажем, бароклинни вълни на Росби на първа мода, като радиусът на деформация на Росби LR е по формула (1). За вълните на Росби за атмосферните струйни течения се получава LR = 2000 км (ако това е размера на вихъра, то дължината на вълната ще бъде двойно по-голяма и се оказва 4000 км.). За океана се получава LR = 50 км. Периодът на зоналната вълна на Росби от първа бароклина в атмосферата е от порядъка на 14 часа, а в океана  = 560 ч = 23 денонощия. Фазовата скорост на океанските вихри с = 2LR/ = LR2 се оказва от порядъка на 5 см/с. По този начин, заради, на порядък, много по-слабата средна стратификация (и в два пъти по-малка ефективна дебелина на океана) синоптичните вихри в океана се оказват в десетки пъти по-малки по размер и в стотици пъти много по-бавни (и дълго живущи), отколкото в атмосферата.

Аналози на вълните на Росби в атмосферните струйни течения в океана се явяват меандрите на струйните течения и образуващите се при загуба на устойчивост и отсичане с меандри на фронталните синоптични вихри, имащи вид на кръгови течения, наричани рингове. При това, например, в Гълфстрийм, течащи от запад на изток и разделящи северните студени и южните топли води, вихрите, отделящи се към север от течението, имат анти циклоничен знак и съдържат топли ядра с южна вода (което затруднява свойствените за антициклона даувелинги), а вихрите, откъсващи се към юг от течението, имат циклоничен знак и съдържат студени ядра от северна вода (което затруднява свойствените за циклоните апвелинги). Рингите обхващат само горната половина от океана. Те се преместват заедно със съдържащите се в тях води и в този смисъл се явяват вихри, а не вълни, но тяхното движение е свойствено за систематичното сместване на запад, характерно за вълните на Росби.

Аналози на атмосферните приземни фронтални циклони и антициклони в океана, видимо, не съществуват. Но тяхното място се заема от синоптичните вихри в открития океан, образуващи се вследствие бароклинната неустойчивост даже при слаби негови течения. Такива свободни синоптични вихри в океана са съсредоточени преимуществено в неговата горна половина (за разлика от атмосферните приземни циклони и антициклони).

От друга страна, в океана играят значително голяма роля, отколкото в атмосферата, за вихро образуването и генерирането на така наречените топографични вълни на Росби при обтичането на неравностите на релефа на дъното.

Топографските вихри и вълни на Росби, очевидно трябва да бъдат най-изразени в при дънните слоеве на океана и особено, заради препятствията (макар и такива преки наблюдения за сега още да няма).

И накрая, в океана е възможен още един механизъм за генериране на синоптични вихри и вълни на Росби, нямащи аналози в атмосферата, – тяхната генерация е от прякото атмосферно въздействие на повърхността на океана, тоест от не еднородностите съществуващи в хоризонталните мащаби в полето на вихрите на напрежението от триенето на вятъра и атмосферното налягане на тази повърхност. Генерираните по такъв начин синоптични вихри и вълни, очевидно трябва да бъдат най-изразени на самия горен слой на океана.

По този начин, синоптичното движение в океана може да се раздели по механизма на тяхното образуване на фронталните – миандри на струйните течения и ринги (I) и свободни или вихри на открития океан, породени от вътрешна бароклинна неустойчивост (II), топографични ефекти (III) и атмосферни въздействия (IV). По знака на въртене в тях те се делят на циклонични (C) и антициклонични (А). По нататък те могат да се делят на вихри, преместващи се заедно със съдържащата се в тях вода (Е), и вълни, бягащи по водата (W), при което в последния случай може особено да се отделят уединени вълни или солитони (S). Накрая, всички тези образования може да бъде полезно да бъдат различавани и по възраст.

Заключение. Имайки в предвид голямата изменчивост на хидро метеорологичните фактори и сложното отчитане на тяхното влияние на резултатите от решаването на поставените задачи, възникват големи трудности при определяне на твърди изисквания към точността и обема информация.

Поради това изискванията постоянно се нуждаят от уточнения в зависимост от появата на нови цели, нови задачи, нови оръжия и технически средства.

Голямо значение имат също така оценката за икономическата ефективност на хидрометеорологичните изследвания. Очевидно е, че такава оценка трябва да се заключава в сравнение на стойностите за повишаване на ефективността, точността, количествата и качеството на хидрометеорологичната информация със стойността на специалните мероприятия, насочени за изпълнение на тези качества при отсъствие на автоматизация.

Коментари

Все още няма коментари

Публикувай коментар