Граничное течение

Океанское течение, динамика которого определяется наличием береговая линия Основными океанскими течениями, связанными с круговоротом северной части Тихого океана

Граничными течениями являются океанские течения, динамика которых определяется наличием береговой линии и падением на две отдельные категории: западные пограничные течения и восточные пограничные течения .

• 1 Восточные пограничные течения
• 2 Западные пограничные течения
  • 2.1 Усиление западных границ
  • 2.2 Свердруп баланс и физика западной интенсификации
• 3 См. также
• 4 Ссылки
• 5 Сноски
• 6 Внешние ссылки

Восточные пограничные течения относительно мелкие, широкие и медленные. Они находятся на восточной стороне океанических бассейнов (примыкают к западным берегам материков). Субтропические восточные пограничные течения текут к экватору, перенося холодную воду из более высоких широт в более низкие; Примеры включают Бенгельское течение, Канарское течение, Гумбольдтовское течение и Калифорнийское течение. Прибрежный апвеллинг часто приносит богатую питательными веществами воду в восточные пограничные районы течений, делая их продуктивными районами океана.

Крупнейшие океанические круговороты в мире

Западные пограничные течения - это теплые, глубокие, узкие и быстро текущие течения, которые образуются на западной стороне океанических бассейнов из-за усиления западной границы.. Они несут теплую воду из тропиков к полюсу. Примеры включают Гольфстрим, Течение Агульяс и Куросио.

Западное усиление

Западное усиление применяется к западному рукаву океаническое течение, особенно большой круговорот в таком бассейне. пассаты дуют на запад в тропиках. западные дуют на восток в средних широтах. Это применяет напряжение к поверхности океана с изгибом в северном и южном полушариях: вызывая перенос Свердрупа к экватору (в сторону тропиков). Из-за сохранения массы и сохранения потенциальной завихренности этот перенос уравновешивается узким интенсивным направленным к полюсу током, который течет вдоль западного побережья, позволяя уравновешивать завихренность, создаваемую трением о берегах. вклад завихренности ветра. Обратный эффект применяется к полярным круговоротам - знак завихрения напряжения ветра и направление возникающих течений меняются местами. Основные западные течения (такие как Гольфстрим на севере Атлантического океана ) сильнее, чем противоположные (такие как Калифорнийское течение на севере Тихий океан ). Механика была разъяснена американским океанологом Генри Стоммелом.

. В 1948 году Стоммел опубликовал свою ключевую статью в Transactions, American Geophysical Union : «Усиление океанских течений в западном направлении», в котором он использовал простую, однородную прямоугольную модель океана для изучения линий тока и контуров высоты поверхности для океана в невращающейся системе координат, океана, характеризуемого постоянным параметром Кориолиса, и, наконец, реального океанского бассейна с широтным -зависимый параметр Кориолиса. В этом простом моделировании основными факторами, влияющими на океаническую циркуляцию, были:

• напряжение ветра на поверхности
• донное трение
• переменная высота поверхности, приводящая к горизонтальным градиентам давления
• эффект Кориолиса.

В этом случае он предположил, что океан постоянной плотности и глубины $D\; +\; h\; \{\backslash \; displaystyle\; D\; +\; h\}$видит океанские течения; он также ввел линеаризованный термин, связанный с трением, для учета диссипативных эффектов, препятствующих ускорению реального океана. Таким образом, он исходит из стационарных уравнений количества движения и неразрывности:

$f\; (D\; +\; h)\; v\; -\; F\; cos\; \; (\pi \; yb)\; -\; R\; u\; -\; g\; (D\; +\; h)\; \partial \; h\; \partial \; x\; =\; 0\; (\; 1)\; \{\backslash \; displaystyle\; f\; (D\; +\; h)\; vF\; \backslash \; cos\; \backslash \; left\; (\{\backslash \; frac\; \{\backslash \; pi\; y\}\; \{b\}\}\; \backslash \; right)\; -Ru-g\; (D\; +\; h)\; \{\backslash \; frac\; \{\backslash \; partial\; h\}\; \{\; \backslash \; partial\; x\}\}\; знак\; равно\; 0\; \backslash \; qquad\; (1)\}$

$-\; е\; (D\; +\; h)\; u\; -\; R\; v\; -\; g\; (D\; +\; h)\; \partial \; h\; \partial \; y\; =\; 0\; (2)\; \{\backslash \; displaystyle\; \backslash \; quad\; -f\; (D\; +\; h)\; u-Rv-g\; (D\; +\; h)\; \{\backslash \; frac\; \{\backslash \; partial\; h\}\; \{\backslash \; partial\; y\}\}\; =\; 0\; \backslash \; qquad\; \backslash \; qquad\; (2)\}$

$\partial \; [(D\; +\; h)\; u\; ]\; \partial \; Икс\; +\; \partial \; [(D\; +\; час)\; v]\; \partial \; Y\; знак\; равно\; 0\; (3)\; \{\backslash \; Displaystyle\; \backslash \; qquad\; \backslash \; qquad\; \{\backslash \; frac\; \{\backslash \; partial\; [(D\; +\; h)\; u]\}\; \{\backslash \; partial\; x\}\}\; +\; \{\; \backslash \; frac\; \{\backslash \; partial\; [(D\; +\; h)\; v]\}\; \{\backslash \; partial\; y\}\}\; =\; 0\; \backslash \; qquad\; \backslash \; qquad\; \backslash \; qquad\; (3)\}$

Здесь $f\; \{\backslash \; displaystyle\; f\}$- сила силы Кориолиса, $R\; \{\backslash \; displaystyle\; R\}$- коэффициент нижнего трения, $g\; \{\backslash \; displaystyle\; g\; \backslash ,\; \backslash ,\}$- сила тяжести, а $-\; F\; cos\; \; (\pi \; yb)\; \{\backslash \; displaystyle\; -F\; \backslash \; cos\; \backslash \; left\; (\{\backslash \; frac\; \{\backslash \; pi\; y\}\; \{b\}\}\; \backslash \; right)\}$- ветер принуждение. Ветер дует на запад в точке $y\; =\; 0\; \{\backslash \; displaystyle\; y\; =\; 0\}$и на восток в точке $y\; =\; b\; \{\backslash \; displaystyle\; y\; =\; b\}$.

. (1) с $\partial \; \partial \; Y\; \{\backslash \; displaystyle\; \{\backslash \; frac\; \{\backslash \; partial\}\; \{\backslash \; partial\; y\}\}\}$и на (2) с $\partial \; \partial \; x\; \{\backslash \; displaystyle\; \{\backslash \; frac\; \{\backslash \; partial\}\; \{\backslash \; partial\; x\}\}\}$, вычитая, а затем используя (3), получаем

$v\; (D\; +\; h)\; (\partial \; f\; \partial \; y)\; +\; \pi \; F\; b\; sin\; \; (\pi \; yb)\; +\; р\; (\partial \; v\; \partial \; x\; -\; \partial \; u\; \partial \; y)\; =\; 0\; (4)\; \{\backslash \; displaystyle\; v\; (D\; +\; h)\; \backslash \; left\; (\{\backslash \; frac\; \{\backslash \; partial\; f\}\; \{\backslash \; partial\; y\}\}\; \backslash \; right)\; +\; \{\backslash \; frac\; \{\backslash \; pi\; F\}\; \{b\}\}\; \backslash \; sin\; \backslash \; left\; (\{\backslash \; frac\; \{\backslash \; pi\; y\}\; \{b\}\}\; \backslash \; right)\; +\; R\; \backslash \; left\; (\{\backslash \; frac\; \{\backslash \; partial\; v\}\; \{\backslash \; partial\; x\}\}\; -\; \{\backslash \; frac\; \{\backslash \; partial\; u\}\; \{\backslash \; partial\; y\}\}\; \backslash \; right)\; =\; 0\; \backslash \; quad\; (4)\}$

Если мы введем функцию Stream $\psi \; \{\backslash \; displaystyle\; \backslash \; psi\}$и линеаризуем, предположив, что $D>>h\; \{\backslash \; displaystyle\; D>>h\}$, уравнение (4) сводится к

$\nabla \; 2\; \psi \; +\; \alpha \; (\; \partial \; \psi \; \partial \; Икс)\; знак\; равно\; \gamma \; грех\; \; (\pi \; Yb)\; (5)\; \{\backslash \; Displaystyle\; \backslash \; nabla\; ^\; \{2\}\; \backslash \; psi\; +\; \backslash \; alpha\; \backslash \; left\; (\{\backslash \; frac\; \{\backslash \; partial\; \backslash \; psi\}\; \{\backslash \; partial\; x\}\}\; \backslash \; right)\; =\; \backslash \; gamma\; \backslash \; sin\; \backslash \; left\; (\{\backslash \; frac\; \{\backslash \; pi\; y\}\; \{b\}\}\; \backslash \; right)\; \backslash \; qquad\; (5)\}$

Здесь

$\alpha \; =\; (DR)\; (\partial \; f\; \partial \; y)\; \{\backslash \; displaystyle\; \backslash \; alpha\; =\; \backslash \; left\; (\{\backslash \; frac\; \{D\}\; \{R\}\}\; \backslash \; right)\; \backslash \; left\; (\{\backslash \; frac\; \{\backslash \; partial\; f\}\; \{\backslash \; partial\; y\}\}\; \backslash \; right)\}$

и

$\gamma \; =\; \pi \; FR\; b\; \{\backslash \; displaystyle\; \backslash \; gamma\; =\; \{\backslash \; frac\; \{\backslash \; pi\; F\}\; \{Rb\}\}\}$

Решения (5) с граничным условием $\psi \; \{\backslash \; displaystyle\; \backslash \; psi\}$быть постоянным на береговой линии и для различных значений $\alpha \; \{\backslash \; displaystyle\; \backslash \; alpha\}$подчеркнуть роль изменения параметра Кориолиса в зависимости от широты в стимулировании усиления западных пограничных течений. Наблюдается, что такие течения намного быстрее, глубже, уже и теплее, чем их восточные аналоги.

Для невращающегося состояния (нулевой параметр Кориолиса) и где он является постоянным, циркуляция океана не имеет предпочтения в сторону усиления / ускорения вблизи западной границы. Линии тока демонстрируют симметричное поведение во всех направлениях, а изолинии высот демонстрируют почти параллельную связь с линиями тока в однородно вращающемся океане. Наконец, на вращающейся сфере - в случае, когда сила Кориолиса является широтным вариантом, обнаруживается отчетливая тенденция к асимметричным линиям тока с интенсивным скоплением вдоль западных берегов. В статье можно найти математически изящные фигуры в моделях распределения линий тока и высот в таком океане при равномерном вращении течений.

Баланс Свердрупа и физика западной интенсификации

Физику западной интенсификации можно понять через механизм, который помогает поддерживать вихревой баланс в океаническом круговороте. Харальд Свердруп был первым, предшествовавшим Генри Стоммелу, который попытался объяснить баланс завихренности в среднем океане, изучив взаимосвязь между воздействием ветра на поверхность и массопереносом в верхних слоях океана. слой. Он предположил геострофический внутренний поток, пренебрегая никакими эффектами трения или вязкости и предполагая, что циркуляция исчезает на некоторой глубине океана. Это запретило применение его теории к западным пограничным течениям, поскольку позже будет показано, что некоторая форма диссипативного эффекта (нижний слой Экмана) необходима для предсказания замкнутой циркуляции для всего океанского бассейна и противодействия ветровому потоку.

Свердруп ввел аргумент о потенциальной завихренности, чтобы связать чистый внутренний поток океанов с напряжением приземного ветра и вызванными возмущениями планетарной завихренности. Например, конвергенция Экмана в субтропиках (связанная с существованием пассатов в тропиках и западных ветров в средних широтах), как предполагалось, приводит к нисходящей вертикальной скорости и, следовательно, к раздавливанию водных столбов, что впоследствии заставляет круговорот океана вращаться медленнее (за счет сохранения углового момента). Это достигается за счет уменьшения планетарной завихренности (поскольку вариации относительной завихренности не значительны при больших круговоротах океана), явления, достижимого посредством экваториально направленного внутреннего потока, который характеризует субтропический круговорот. Обратное применимо, когда возникает расхождение Экмана, приводящее к поглощению (всасыванию) Экмана и последующему растяжению водяного столба и обратному потоку к полюсу, что характерно для подполярных круговоротов.

Этот возвратный поток, как показано Стоммелом, возникает в меридиональном течении, сосредоточенном около западной границы океанического бассейна. Чтобы уравновесить источник завихренности, вызванный воздействием напряжения ветра, Стоммел ввел линейный член трения в уравнение Свердрупа, функционирующий как поглотитель завихренности. Это нижнее океаническое сопротивление трения горизонтального потока позволило Стоммелу теоретически предсказать замкнутую циркуляцию по всему бассейну, одновременно продемонстрировав усиление ветряных круговоротов на запад и его связь с вариацией Кориолиса с широтой (бета-эффект). Уолтер Манк (1950) далее реализовал теорию Стоммела о западной интенсификации, используя более реалистичный термин трения, подчеркивая при этом «боковое рассеивание энергии вихря». Таким образом, он не только воспроизвел результаты Стоммеля, воссоздав, таким образом, циркуляцию западного пограничного течения океанического круговорота, напоминающего поток в заливе, но он также показал, что субполярные круговороты должны развиваться к северу от субтропических круговоротов, вращаясь в противоположное направление.

• Портал океанов

• Транспорт Экмана - Чистый перенос поверхностных вод перпендикулярно направлению ветра
• Круговорот океана - Любая крупная система циркулирующих океанских течений
• Баланс Свердрупа - Теоретическая взаимосвязь между ветровым напряжением, оказываемым на поверхность открытого океана, и вертикально интегрированным меридиональным (север-юг) переносом океанской воды.

• Thurman, Harold V., Trujillo, Алан П. Введение в океанографию, десятое издание. ISBN 0-13-143888-3
• Глоссарий AMS
• Профессор Рафаэль Кудела, UCSC, читает лекции OCEA1, осень 2007 г.
• H. Стоммел, Интенсификация океанских течений, приводимых в движение ветром, Труды Американского геофизического союза: Vol. 29, 1948
• Мунк, У. Х., О ветровой циркуляции океана, J. ​​Meteorol., Vol. 7,1950
• Стюарт Р. "11". Ветровая циркуляция океана. ocianworld.tamu.edu. Архивировано с оригинального 21.11.2011. Проверено 8 декабря 2011 г.
• Джон Х. Стил; и другие. Океанские течения: производное от Энциклопедии наук об океане.
• Свердруп, Харальд (1947). Ветровые течения в бароклинном океане; с приложением к экваториальным течениям восточной части Тихого океана. Труды Национальной академии наук Соединенных Штатов Америки (Отчет). 33. JSTOR 87657.

• biophysics.sbg.ac.at (JPG)
• Learner.org
• aos. princeton.edu (PDF)