// Вие четете...

Приложни науки

Крупно мащабни течения и синоптични процеси.

B125„Няма по-сляп от онзи, който не иска да види.“

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 за сега все още не многочислените измервания от закотвените буйкови станции. Тези данни, на първо място, демонстрират наличието на квази стационарна система, на крупно мащабни течения на повърхността на океана, перманентно присъстващи в определени негови акватории, макар и да изпитват на места значителни сезонни и синоптични колебания.
На второ място, тези данни се намират в добро съответствие с картата на динамичната топография на повърхността на океана (тоест нейната височина над дълбочинните нива с налягане 1500 дбар, разчетени с помощта на уравненията на хидростатиката по данни от хидрологичните станции), изолиниите на което (динамичните хоризонтали) приблизително съвпадат с линиите на тока на геострофичните течения.
В частност, оста на падината на динамичната топография добре съответства на линиите на дивергенция на повърхностните течения, на които се упражнява сгон или разпръскване на повърхностните води и, следователно, повдигане на вода от дълбочина (апвелинг). И обратно, оста на гребена на динамичната топография съответства на линиите на конвергенция на повърхностните течения, на които се упражнява нагон или събиране 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 към север последователно са разположени:
– антарктическа дивергенция (АД);
– антарктическа конвергенция (АК, – южен полярен фронт ЮПФ), примерно съвпадаща с оста на Антарктическото циркуполярно течение (АЦТ);
– южна субтропична конвергенция (ЮСТК, – субантарктически фронт САФ);
– южна тропическа конвергенция (ЮТК);
– северна тропична конвергенция (СТК); това е с някакво сместване на север заради недостатъчна симетрия в северното и южното полукълбо спрямо екваториалната линия на динамичната симетрия);
– северна тропическа дивергенция (СТД);
– северна субтропическа конвергенция (ССТК) и субполярана дивергенция (СПД).
Между ССТК и СПД лежат северния полярен фронт.
Твърде важна роля в Световния океан играят Южното и Северното пасатни течения, идващи между южната субтропична конвергенция и южната тропична 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 към ЮСТК, и на север от СТД, с ос към ССТК, в южната и северната половина на океана са разположени гигантски океански антициклонични кръговрата в кръг на съответстващите квази перманентни (усилващи се от зимата към лятото) атмосферни субтропични антициклонични центрове на действие – в северното полукълбо азорския в Атлантическия и хонолулския в Тихия океан и в южното полукълбо Св. Елена в Атлантика, Мавриций в Индийския океан и южно тихоокеанския. Периодите на обръщане на водата в тези кръговрати имат порядък няколко години (така при радиус на кръговрата 2500 км и средна скорост на теченията на неговата периферия 10 см/с периодът се получава равен на 5 години). Западните разклонения на тези кръговрати вследствие така наречения β – ефект (тоест ръст с ширината на вертикалната проекция на вектора на ъгловата скорост на въртене на Земята) образуват интензивни тясно струйни погранични течения – Гълфстрийм в Азорския кръговрат, Бразилското течение в кръговрата Св. Елена, Мадагаскарското и нос Иголнъй в кръговрата Мавриций, Куросио в Хонолулския и Източно – Австралийското течение в Южно тихоокеанския кръговрат. И обратно, на източните разклонения на тези кръговрати, такава интензификация на пограничните течения не протича.
Особени са условията в северната част на Индийския океан, където няма субтропичен антициклон и се наблюдава рязка сезонна (мусона) изменчивост на ветровете в атмосферата, а зад тях и теченията в океана. Във време на зимните североизточните мусони (ноември – март) в северната част на Индийския океан се образува относително слаб циклоничен мусонен кръговрат, включващ Северното пасатно течение (Североизточно мусонно течение), обръщащо се към бреговете на Африка на юг по протежение на бреговете на Сомалия, и източно Екваториално противо течение в екваториалната зона между 3° с.ш. и 5-10° ю.ш. с максимум през февруари. По време на летните югозападни мусони (май – септември) тук се образува много по-силен антициклоничен кръговрат, включващ Южното пасатно течение, обръщащо се към западния бряг на север във вид на интензифицирано погранично Сомалийско течение, и северно – насочено на изток Мусонно течение (сливащо се със сместеното на север Екваториално противоречие) с максимум през юли.
Към полюсите от субтропическата конвергенция са разположени циклоничен кръговрат на водата под съответната циклонична система на ветровете в атмосферата. В Северния Атлантик се намира циклоничния кръговрат под исландската атмосферна депресия, в северната част на Тихия океан – под алеутската депресия.
Типичните скорости на крупните повърхностни течения са от порядъка на десетки сантиметра в секунда, а типичните разходи – от порядъка 107 м3/с.
Направленията на главните крупномащабни повърхностни течения по преобладаващите ветрове (при което тяхната най-голяма сезонна изменчивост е в областите с най-голяма изменчивост на вятъра – мусонните области на Индийския океан) показва, че те имат преимуществено ветрови произход. Създаваните от тях сгон и нагон на водата, а така също и в някаква степен разлики в атмосферното налягане, термохалинно разширение и свиване на водата, валежи и изпарения) създават динамична топография на повърхността на океана – нейното отклонение от равновесното ниво на геоида има дециметров порядък. Най-голямото отклонение нагоре се намира в западната периферия на океаните, особено в субтропиците, а надолу – в около полярните райони. Разликата в динамичните височини на повърхността на океана между висока и ниска вода в Атлантическия океан е 170 см, а в Тихия океан 120 см. Разликата във височините на повърхността на океана и други изобарични повърхности в нея създават в него дълбочините хоризонтални разлики в налягането, които пък пораждат дълбочинни течения.
Интезивните западни погранични течения имат тясно струен характер. При това не рядко се оказва, че редом със струйното течение, в страни от него или под него се разполагат струйни противо течения. Най-ярки примери за това са разположените под повърхността западните пасатни течения на дълбочини 50 – 300 м, тесни (с ширина ± 2,5°) високо солени струйни източни екваториални под повърхностни противо течения – течения Кромвел в Тихия океан, течение Ломоносов в Атлантическия океан и течение Тареев в Индийския океан със скорост до 150 см/с.
В общия случай циркулацията в повърхностните и промеждутъчните води до дълбочини 1500 м и температура около 3,5°С повтаря вида на повърхностната циркулация като с дълбочината отслабва (при което тропическата циркулация затихва почти напълно, а субтропическите кръговрати се сместват в страни от полюсите). Тя води към разпространение на промеждутъчните води от полярните фронтове в субтропиците и тропиците (вода с понижена соленост) и в субполярните райони (вода с повишена температура).
Циркулацията на дълбочинните води (по-големи от 1500 м) с изключение АЦТ, вече са слабо свързани с повърхностната циркулация и полето на вятъра над океана. На по-голямата част от площта тя по своему е противоположна на повърхностната циркулация (включва дълбочинно противотечение под Гълфстрийм, рециркулация в Южен Атлантик и в Индийския океан, като циркулацията в северните и умерените ширини на Тихия океан е от циклоничен тип и антициколоничен още по на север) и поради това най-слабо е на преходните дълбочини 1,5 – 2 км, а към дъното то се усилва и започва да следва изобатите на релефа на дъното. Тя има преимуществено термохалинен произход.
Антарктическите дънни води (ААДВ) в Южния океан се преместват на изток заедно с АЦТ (проникващи, по видимо, до дъното). В Атлантика те отиват на север главно чрез западните котловини до 40° с.ш., където се срещат със северните атлантически дълбочинни води (СВГВ) и арктическите дънни води (АДВ), при което ААДВ и САГВ се движат в противоположни направления с граница на дълбочини приблизително 4 км. В Индийския океан ААДВ запълват всички дълбоки котловини. В Тихия океан основния поток ААДВ идва по протежение на жлебовете Кермадек и Тонго, на ширина 10° ю.ш. от него се отделя разклонение на изток, преминаващо 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 дънни води е от 0,1 – 1 см/с.
На фона на крупно мащабните течения в океана се развиват интензивни движения, вихри от синоптичен мащаб, преместващи се заедно със съдържащата се в тях вода, и много по крупните вълни Росби, бягащи по водата, не увличащи я със себе си. Тези синоптични процеси в качествено отношение в много са аналогични на вече отдавна известните и добре изучени синоптични процеси в атмосферата, макар и между тях да има значителни количествени различия.
Различията на циркулацията на океана с общата циркулация на атмосферата започват с това, че крупно мащабните течения в океана имат друг произход в сравнение с атмосферата. Ако основните крупно мащабни течения в общата циркулация на атмосферата – пасатната циркулация и западно източния пренос на умерените ширини – създават се с нагряването при снижаване (намаляващи от екватора към полюсите) и от въртенето на Земята (силата на Кориолис), то в океана за тях главна причина се явява вятърът (ветровото напрежения създавано от триенето в повърхността на океана) в съчетания с влиянието на бреговете (отсъстващи в атмосферата) и с въртенето на Земята (по-точно изменението на силата на Кориолис с ширината). Аналози на атмосферните субтропични струйни течения в океана могат да служат западните интензифицирани струйни течения от типа на Гълфстрийм, Корусио и АЦТ. Те са в десетки пъти по-бавни от атмосферните струйни течения; така, например, в Гълфстрийм по на изток от платото Блейка, с ширина между 30 – 40 км, скоростта пада до половината на максималната, а максималната скорост достига 1,5 – 2 м/с.
От динамична гледна точка изключително важно е да се каже, че средната стратификация на океана, измервана средно по дълбочина с честота Вайсал-Брент е значително по слабо устойчива, отколкото в атмосферата. За разлика от тропосферата, която се нагрява при снижаване, за океана следва да се каже обратното, а именно, че той се охлажда към повърхността.
Нагряването от към повърхността може непосредствено да обхваща само много тънък повърхностен слой от океана, всичко на всичко от порядъка на десетки метра. Заради хидростатичната устойчивост на нагрятия слой той не може самостоятелно да се премесва с ниско лежащи води, а създаваното от преобръщащите се повърхностни вълни принудителното премесване не прониква дълбоко. Премесването на повърхностния слой на океана създава за него долна граница наречена слой на скока на плътността.
В термина честота на Вейсал-Брент, слоя на скока на плътността в океана е стратифициран забележимо по устойчиво, отколкото в тропосферата, средно, макар и да е по-малко устойчиво, отколкото е атмосферната инверсия. При повсеместно разпространение на горния премесен слой в океана и силна инверсия в атмосферата в него се развиват много по-големи вътрешните вълни и се разпространяват много по-широко, отколкото в атмосферата.
Но тъй като слоя на скока на плътността е тънък, и поради това неговата стратификация, тоест ефекта от нагряването на океана отгоре, оказва много малко влияние на средната стратификация на океана.
И обратно, в области, където океана се охлажда отгоре, протича спускане на охладените води, тоест премесване, отслабващо устойчивостта на стратификацията, аналогично действа нагряването на тропосферата отдолу. В същото време аналог, създаващ устойчивост на тропосферата, нагряване отгоре, тоест охлаждане отдолу в океана няма, в резултат средната стратификация се оказва макар и устойчива, много близо до адиабатната, отколкото в атмосферата.
Знаейки средната стратификация, може да се определи типичният хоризонтален мащаб на синоптичните процеси, да кажем, бароклинни вълни на Росби от първи модел, като радиусът на деформация на Росби LR, е по формула (1). За вълните на Росби на атмосферните струйни течения получаваме LR = 2000 км (ако това е размер на вихъра, то дължината на вълната ще е два пъти по-голяма и ще се окаже равна на 4000 км). За океана се получава LR = 50 км. Периодът на зоналната вълна на Росби на първи бароклин в атмосферата е от порядъка на 14 ч, а в океана  = 560 ч = 23 д. Фазовата скорост на океанските вихри е равна с = 2LR/ = LR2 и се оказва равна на 5 см/с. По този начин и заради това, че средната стратификация е на порядък по слаба (и два пъти по-малко ефективна в океана) синоптичните вихри в океана се оказват в десетки пъти по-малки по размер и в стотици пъти по-бавни (и дълго живущи), отколкото в атмосферата.
Аналог на вълните на Росби при атмосферните струйни течения в океана се явяват меандрите на струйните течения и образуващи се при загубата на устойчивост и отсичане на миандрите от фронтални синоптични вихри, имащи вид на пръстеновидни течения, наричани ринги. При това, например Гълфстрийм, течащо от запад към изток и разделящо се на северно студено и на южно топло течения, вихрите, отсичащи се към север от течението имат антициклоничен знак и съдържат топло ядро от южни води (което затруднява свойствения антициклоничен даунвелинг), а вихрите, отсичащи се към юг от течението, имат циклоничен знак и съдържат студено ядро от северни води (което затруднява свойствения циклоничен апвелинг). Пръстените обхващат само горната половина на океана. Те се преместват заедно с съдържащата се в тях вода и в този смисъл се явяват вихри, а не са вълни, но тяхното движение е свойствено на синоптичното сместване на запад, характерно за вълните Росби.
Аналози на атмосферните приземни фронтални циклони и антициклони в океана, както изглежда, няма. Но тяхното място се заема от синоптичните вихри на открития океан, образуващи се вследствие на бароклината неустойчивост даже на неговите слаби 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, вихрообразуването и генерацията на така наречените топографски вълни на Росби при обтичането на неравностите на релефа на дъното.
Топографските вихри и вълните на Росби, очевидно трябва да бъдат най-изразени в при дънния слой на океана и особено заради препятствията (макар преки такива наблюдения за сега да няма).
Накрая, в океана е възможен още един механизъм на генерация на синоптични вихри и вълни на Росби, нямащ аналог в атмосферата, – тяхната генерация е в резултат на прякото атмосферно въздействие на повърхността на океана, тоест не еднородностите, съответстващи на хоризонталните мащаби в полето на вихъра, напрежението на триене на вятъра и атмосферното налягане на тази повърхност. Генерираните по този начин синоптични вихри и вълни, очевидно трябва да бъдат най-изразени в самия горен слой на океана.
По този начин, синоптичните движения в океана могат да са подразделят по механизма на тяхното образуване на фронтални – меандри на струйните течения и на ринги (I), и свободни или вихри на открития океан, породени от вътрешно бароклинна неустойчивост (II), от топографски ефект (III) и от атмосферното въздействие (IV). По знака на въртене в тях те се делят на циклонични (C) и анти­циклонични (A). По нататък те могат да бъдат делени на вихри, премесващи се заедно със съдържащата се в тях вода (Е), и вълни, бягащи по водата (W), при което в последния случай могат да бъдат отделени единични вълни или солитони (S). И накрая всички тези образования могат да бъдат полезно различавани по възраст.
В заключение.
Имайки предвид голямата изменчивост на хидрометеорологичните фактори и сложността на отчитане на тяхното влияние на резултатите от решаването на поставените задачи, можем да заключим, че при определяне на твърди изисквания към точността и обема на информацията ще възникват големи трудности.
Поради това изискванията постоянно се нуждаят от уточнения в зависимост от появата на нови цели, нови задачи, нови оръжия и технически средства.
Голямо значение има също така икономическата ефективност на хидрометеорологичните изследвания. Очевидно е, че такава оценка трябва да се заключава в сравнението на стойността за повишаване на ефективността, точността, количеството и качеството на хидрометеорологичната информация със стойността на специалните мероприятия, насочени към изпълнение на тези качества при отсъствие на автоматизация на процеса на изследванията.

Коментари

Все още няма коментари

Публикувай коментар