Термохалинско кружење

Термохалинско кружење — дел од големото океанско кружење кое е поттикнато од градиентите на глобалната густина создадени од површинската топлина и текот на слатководните води. [1] [2] Придавката термохалин потекнува од термо -што се однесува на температура и -haline што се однесува на содржината на сол, фактори кои заедно ја одредуваат густината на морската вода. Површинските струи предизвикани од ветерот (како што е Голфската струја) патуваат кон половите од екваторијалниот Атлантски Океан, ладејќи се по пат и на крајот тонат на големи географски широчини (формирајќи ја длабоката вода на северниот дел на Атлантикот). Оваа густа вода потоа се влева во океанските басени. Додека најголемиот дел од него се издигнува во Јужниот Океан, најстарите води (со транзитно време од околу 1000 години) [3] заминуваат нагоре во Северниот Пацифик. [4] Поради тоа, се случува екстензивно мешање помеѓу океанските басени, намалувајќи ги разликите меѓу нив и правејќи ги океаните на Земјата глобален систем. Водата во овие кола транспортира и енергија (во форма на топлина) и маса (растворени цврсти материи и гасови) низ целиот свет. Како таква, состојбата на циркулацијата има големо влијание врз климата на Земјата.

Патека на термохалинското кружење. Сините патеки претставуваат длабоки водни струи, додека црвените патеки претставуваат површински струи.
Термохалинско кружење

Термохалинското кружење понекогаш се нарекува океанска подвижна лента, голем океански транспортер или глобална транспортна лента. Повремено се користи за да се однесува на меридијалната превртена циркулација (често скратено како МПЦ). Поимот МПЦ е попрецизен и добро дефиниран, бидејќи е тешко да се одвои делот од циркулацијата што е управуван само од температурата и соленоста наспроти другите фактори како што се ветерот и плимните сили. [5] Температурните и солените градиенти можат да доведат и до циркулациони ефекти кои не се вклучени во самата МПЦ.

ПрегледУреди

 
Глобалната подвижна лента на карта со континуиран океан (анимација)

Движењето на површинските струи туркани од ветрот е прилично интуитивно. На пример, ветрот лесно создава бранови на површината. Така, длабокиот океан — без ветар — се претпоставувало дека е совршено статичен од раните океанографи. Сепак, современата инструментација покажува дека сегашните брзини во длабоки водни маси може да бидат значителни (иако многу помали од брзините на површината). Општо земено, брзините на океанската вода се движат од фракции од сантиметри во секунда (во длабочината на океаните) до понекогаш повеќе од 1 m/s во површинските струи како Голфската струја и Курошио.

Во длабоките океани, доминантна движечка сила се разликите во густината, предизвикани од соленоста и температурните варијации (зголемувањето на соленоста и намалувањето на температурата на течноста ја зголемуваат нејзината густина). Често постои конфузија околу компонентите на кружење што се движени од ветер и густина. [6] [7] Забележливо е дека океанските струи поради плимата и осеката се исто така значајни на многу места; најистакнати во релативно плитки крајбрежни области, плимните струи може да бидат значајни и во длабоките океани. Таму во моментов се смета дека ги олеснуваат процесите на мешање, особено дијапикналното мешање. [8]

Густината на океанската вода не е глобално хомогена, но варира значително и дискретно. Остро дефинирани граници постојат помеѓу водните маси кои се формираат на површината и последователно го одржуваат својот идентитет во океанот. Но, овие остри граници не треба да се замислат просторно, туку во ТС-дијаграм каде што се разликуваат водните маси. Тие се позиционираат еден над или под друг според нивната густина, што зависи и од температурата и од соленоста.

Топлата морска вода се шири и затоа е помалку густа од постудената морска вода. Посолената вода е погуста од посвежата бидејќи растворените соли ги исполнуваат интерстицијалните места помеѓу молекулите на водата, што резултира со поголема маса по единица волумен. Полесни водни маси лебдат над погустите (исто како што парче дрво или мраз ќе лебди на вода). Ова е познато како „стабилна стратификација“ за разлика од нестабилната стратификација каде што се наоѓаат погусти води над помалку густи води (види конвекција или длабока конвекција потребна за формирање на водена маса). Кога првпат се формираат густи водни маси, тие не се стабилно стратификувани, па затоа бараат да се лоцираат во правилна вертикална положба според нивната густина. Ова движење се нарекува конвекција, тоа наредува стратификација со гравитација. Управувано од градиентите на густината, ова ја поставува главната движечка сила зад длабоките океански струи како што е длабоката западна гранична струја (ДЗГС).

Термохалинското кружење главно е поттикнато од формирањето на длабоки водни маси во Северниот Атлантик и Јужниот Океан предизвикани од разликите во температурата и соленоста на водата. Овој модел бил опишан од Хенри Стомел и Арнолд Б. Аронс во 1960 година и е познат како модел на Стомел-Арон за МПЦ. [9]

Формирање на длабоки водни масиУреди

Густите водни маси кои тонат во длабоките басени се формираат во доста специфични области на Северниот Атлантик и Јужниот Океан. Во северниот дел на Атлантикот, морската вода на површината на океанот интензивно се лади од ветрот и ниските температури на амбиенталниот воздух. Ветерот што се движи над водата, исто така, произведува големо испарување, што доведува до намалување на температурата, наречено испарувачко ладење поврзано со латентна топлина. Испарувањето ги отстранува само молекулите на водата, што резултира со зголемување на соленоста на морската вода оставена зад себе, а со тоа и зголемување на густината на водената маса заедно со намалувањето на температурата. Во Норвешкото Море доминантно е испарувачкото ладење, а водната маса што тоне, длабоката вода на северниот дел на Атлантикот, го исполнува сливот и се излева на југ преку процепите во подморските прагови што ги поврзуваат Гренланд, Исланд и Велика Британија, познати како срт Гренланд-Шкотска. Потоа многу бавно тече во длабоките бездни рамнини на Атлантикот, секогаш во јужен правец. Протокот од басенот на Арктичкиот Океан во Тихиот Океан, сепак, е блокиран од тесните плитки на Беринговиот Теснец.

 
Ефект на температурата и соленоста врз максималната густина на морската вода и температурата на замрзнување на морската вода.

Во Јужниот Океан, силните катабатички ветрови кои дуваат од континентот на Антарктикот кон ледените полици ќе го разнесат новоформираниот морски мраз, отворајќи ги полиња долж брегот. Океанот, кој повеќе не е заштитен со морски мраз, трпи брутално и силно ладење. Во меѓувреме, морскиот мраз почнува да се реформира, па и површинските води стануваат посолени, па оттука и многу густи. Всушност, формирањето на морскиот мраз придонесува за зголемување на соленоста на површинската морска вода; посолената саламура е оставена зад себе бидејќи околу неа се формира морскиот мраз (чистата вода е замрзната). Зголемувањето на соленоста ја намалува точката на замрзнување на морската вода. Саламурата постепено го топи мразот веднаш под него, на крајот капе од ледената матрица и тоне. Овој процес е познат како отфрлање на саламурата.

Добиената антарктичка долна вода тоне и тече на север и на исток, но е толку густа што всушност тече низ длабоката вода на северниот дел на Атлантикот. Антарктичка долна вода формирана во Веделово Море главно ќе ги исполнува Атлантскиот и Индискиот басен, додека антарктичка долна вода формирана во Росовото Море ќе тече кон Тихиот Океан.

Густите водни маси формирани од овие процеси течат надолу на дното на океанот, како поток во околната помалку густа течност и ги полнат басените на поларните мориња. Исто како што речните долини ги насочуваат потоците и реките на континентите, топографијата на дното ги ограничува длабоките и долните водни маси.

Забележливо е дека, за разлика од слатката вода, морската вода нема максимална густина на 4 °C, но станува се погусто додека се лади сè до неговата точка на замрзнување од приближно -1,8 °C. Меѓутоа, оваа точка на замрзнување е во функција на соленоста и притисокот и на тој начин -1,8 °C не е општа температура на замрзнување за морската вода (погледнете го дијаграмот десно).

Движење на длабоки водни масиУреди

Површинската вода тече на север и тоне во густиот океан во близина на Исланд и Гренланд. Се приклучува на глобалната термохалинска циркулација во Индискиот Океан и Антарктичката кружна струја.

Формирањето и движењето на длабоките водни маси на северниот дел на Атлантскиот Океан, создава потопени водни маси кои го полнат сливот и многу бавно течат во длабоките бездни рамнини на Атлантикот. Ова ладење на голема географска широчина и загревање на ниска ширина го поттикнуваат движењето на длабоката вода во поларен тек на југ. Длабоката вода тече низ басенот на Антарктичкиот Океан околу Јужна Африка, каде што е поделена на два правци: една во Индискиот Океан и една покрај Австралија во Пацификот.

Во Индискиот Океан, дел од студената и солена вода од Атлантикот - влечена од протокот на потопла и посвежа вода од горниот дел на океанот од тропскиот Тихи океан - предизвикува вертикална размена на густа вода со полесна вода горе. Во Тихиот океан, остатокот од студената и солена вода од Атлантикот е подложен на соленост, и станува потопла и посвежа побрзо.

Истекувањето под морето на ладна и солена вода го прави нивото на морето на Атлантикот малку пониско од Пацификот и соленоста на водата на Атлантикот повисоко од Пацификот. Ова генерира голем, но бавен проток на потопла и посвежа вода од горниот дел на океанот од тропскиот Пацифик до Индискиот океан преку Индонезискиот архипелаг за да ја замени студената и солена вода од дното на Антарктикот. Ова е познато и како „халиново форсирање“ (нето засилување на слатководните води со висока географска ширина и испарување со мала ширина). Оваа потопла, посвежа вода од Пацификот тече низ Јужниот Атлантик до Гренланд, каде што се лади и се подложува на испарувачко ладење и тоне на дното на океанот, обезбедувајќи континуирано термохалинско кружење. [10]

Оттука, неодамнешното и популарно име за термохалинско кружење, што ја нагласува вертикалната природа и карактерот пол-до-пол на овој вид океанско кружење, е меридијално превртено кружење.

Квантитативна проценкаУреди

Директните проценки на јачината на кружењето се направени на 26,5°С во северниот дел на Атлантикот од 2004 година од програмата РАПИД. [11] Со комбинирање на директни проценки на океанскиот транспорт со помош на тековни метри и мерења на подморски кабли со проценки на геострофичната струја од мерењата на температурата и соленоста, програмата обезбедува континуирани проценки на целиот слив на термохалинската циркулација или, поточно, меридијална превртена циркулација.

Длабоководните маси кои учествуваат во МПЦ имаат хемиски, температурни и изотопски сооднос потписи и може да се следат, да се пресмета нивниот проток и да се утврди нивната старост. Тие вклучуваат сооднос 231 Pa/230 Th.

Голфска струјаУреди

Голфската струја, заедно со нејзиното северно продолжување кон Европа, Северноатлантскиот дрифт, е моќна, топла и брза струја на Атлантскиот Океан што потекнува од врвот на Флорида и ги следи источните брегови на САД и Њуфаундленд пред да ја премине Атлантскиот Океан. Процесот на западно засилување предизвикува Голфската струја да биде забрзана струја кон север во близина на источниот брег на Северна Америка. Во околу 40°0′N 30°0′W / 40.000° СГШ; 30.000° ЗГД / 40.000; -30.000, се дели на два дела, при што северниот поток преминува кон северна Европа, а јужниот тек повторно кружи покрај Западна Африка. Голфската струја влијае на климата на источниот брег на Северна Америка од Флорида до Њуфаундленд и на западниот брег на Европа. Иако имало неодамнешна дебата, постои консензус дека климата во Западна Европа и Северна Европа е потопла отколку што инаку би била поради северноатлантскиот нанос. [12] [13] Тој е дел од Северноатлантскиот вртлог. Неговото присуство довело до развој на силни циклони од сите видови, и во атмосферата и во океанот. Голфската струја е исто така значаен потенцијален извор за производство на енергија од обновливи извори. [14]

ИздигнувањеУреди

Сите овие густи водни маси што тонат во океанските басени ги преместуваат постарите длабоки водни маси кои биле помалку густи со мешање на океаните. За да се одржи рамнотежа, водата мора да расте на друго место. Меѓутоа, бидејќи ова термохалинско издигнување е толку распространето и дифузно, неговите брзини се многу бавни дури и во споредба со движењето на долните водни маси. Затоа, тешко е да се измери каде се јавува издигнувањето со помош на тековните брзини, со оглед на сите други процеси поттикнати од ветерот што се случуваат во површинскиот океан. Длабоките води имаат свој хемиски потпис, формиран од распаѓањето на честичките што паѓаат во нив во текот на нивното долго патување во длабочина. Голем број на научници се обиделе да ги искористат овие трагачи за да заклучат каде се јавува издигнувањето.

Валас Брокер, користејќи модели на кутии, тврди дека најголемиот дел од длабокото издигнување се случува во Северниот Пацифик, користејќи ги како доказ високите вредности на силиконот пронајден во овие води. Другите истражители не нашле толку јасни докази. Компјутерските модели на океанската циркулација се повеќе го поставуваат најголемиот дел од длабокото издигнување во Јужниот Океан, [15] поврзано со силните ветрови на отворените географски широчини помеѓу Јужна Америка и Антарктикот. Иако оваа слика е конзистентна со глобалната набљудувачка синтеза на Вилијам Шмиц во Вудс Хол и со ниските набљудувани вредности на дифузија, не се согласуваат сите набљудувачки синтези. Неодамнешни трудови од Лин Тали од Институтот за океанографија Скрипс и Бернадет Слојан и Стивен Ринтул во Австралија сугерираат дека значителна количина на густа длабока вода мора да се трансформира во лесна вода некаде северно од Јужниот Океан.

Ефекти врз глобалната климаУреди

Термохалинското кружење игра важна улога во снабдувањето со топлина на поларните региони, а со тоа и во регулирањето на количината на морскиот мраз во овие региони, иако транспортот на топлина кон пол надвор од тропските предели е значително поголем во атмосферата отколку во океанот. [16] Се смета дека промените во циркулацијата на термохалинот имаат значително влијание врз радијацискиот биланс на Земјата.

Се смета дека големите приливи на топена вода со мала густина од езерото Агасиз и деглацијацијата во Северна Америка довеле до поместување на формирањето и слегнување на длабоките води во крајниот северен Атлантик и предизвикале климатски период во Европа познат како Помлад Дријас. [17]

ИсклучувањеУреди

Падот на Атлантска меридијална превртена циркулација, е поврзано со екстремното регионално зголемување на нивото на морето. [18]

Во 2013 година, неочекуваното значително слабеење довело до една од најтивките сезони на урагани во Атлантикот забележана од 1994 година. Главната причина за неактивноста била предизвикана од продолжувањето на пролетната шема преку Атлантскиот басен.

НаводиУреди

  1. Rahmstorf, S (2003). „The concept of the thermohaline circulation“ (PDF). Nature. 421 (6924): 699. Bibcode:2003Natur.421..699R. doi:10.1038/421699a. PMID 12610602.
  2. Lappo, SS (1984). „On reason of the northward heat advection across the Equator in the South Pacific and Atlantic ocean“. Study of Ocean and Atmosphere Interaction Processes. Moscow Department of Gidrometeoizdat (in Mandarin): 125–9.
  3. The global ocean conveyor belt is a constantly moving system of deep-ocean circulation driven by temperature and salinity; What is the global ocean conveyor belt?
  4. Primeau, F (2005). „Characterizing transport between the surface mixed layer and the ocean interior with a forward and adjoint global ocean transport model“ (PDF). Journal of Physical Oceanography. 35 (4): 545–64. Bibcode:2005JPO....35..545P. doi:10.1175/JPO2699.1.
  5. Wunsch, C (2002). „What is the thermohaline circulation?“. Science. 298 (5596): 1179–81. doi:10.1126/science.1079329. PMID 12424356.
  6. Wyrtki, K (1961). „The thermohaline circulation in relation to the general circulation in the oceans“. Deep-Sea Research. 8 (1): 39–64. Bibcode:1961DSR.....8...39W. doi:10.1016/0146-6313(61)90014-4.
  7. Schmidt, G., 2005, Gulf Stream slowdown?, RealClimate
  8. Eden, Carsten (2012). Ocean Dynamics. Springer. стр. 177. ISBN 978-3-642-23449-1.
  9. Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). On the abyssal circulation of the world ocean. – I. Stationary planetary flow patterns on a sphere. Deep Sea Research (1953), 6, 140-154.
  10. United Nations Environment Programme / GRID-Arendal, 2006, Архивирано на {{{2}}}.. Potential Impact of Climate Change
  11. „RAPID: monitoring the Atlantic Meridional Overturning Circulation at 26.5N since 2004“.
  12. Hennessy (1858). Report of the Annual Meeting: On the Influence of the Gulf-stream on the Climate of Ireland. Richard Taylor and William Francis. Посетено на 6 January 2009.
  13. „Satellites Record Weakening North Atlantic Current Impact“. NASA. Посетено на 10 September 2008.
  14. Jeremy Elton Jacquot. Gulf Stream's Tidal Energy Could Provide Up to a Third of Florida's Power Retrieved 21 September 2008
  15. Marshall, John; Speer, Kevin (26 February 2012). „Closure of the meridional overturning circulation through Southern Ocean upwelling“. Nature Geoscience. 5 (3): 171–80. Bibcode:2012NatGe...5..171M. doi:10.1038/ngeo1391.
  16. Trenberth, K; Caron, J (2001). „Estimates of Meridional Atmosphere and Ocean Heat Transports“. Journal of Climate. 14 (16): 3433–43. Bibcode:2001JCli...14.3433T. doi:10.1175/1520-0442(2001)014<3433:EOMAAO>2.0.CO;2.
  17. Broecker, WS (2006). „Was the Younger Dryas Triggered by a Flood?“. Science. 312 (5777): 1146–8. doi:10.1126/science.1123253. PMID 16728622.
  18. Jianjun Yin; Stephen Griffies (25 March 2015). „Extreme sea level rise event linked to AMOC downturn“. CLIVAR. Архивирано од изворникот на 4 March 2016. Посетено на 7 December 2020.

ЛитератураУреди

Надворешни врскиУреди