Açık okyanus konveksiyonu - Open ocean convection

Açık okyanus konveksiyonu , orta ölçekli okyanus sirkülasyonu ve büyük, kuvvetli rüzgarların farklı derinliklerde su katmanlarını karıştırdığı bir süreçtir . Tuzlunun üzerinde daha taze veya daha soğukta daha sıcak olan su , suyun tabakalaşmasına veya katmanlara ayrılmasına yol açar . Kuvvetli rüzgarlar buharlaşmaya neden olur, bu nedenle okyanus yüzeyi soğuyarak tabakalaşmayı zayıflatır. Sonuç olarak, yüzey suları ters çevrilir ve batar, "sıcak" sular yüzeye çıkar ve konveksiyon sürecini başlatır. Bu süreç, hem dip hem de ara su oluşumunda ve küresel iklimi büyük ölçüde belirleyen büyük ölçekli termohalin sirkülasyonunda çok önemli bir role sahiptir . Aynı zamanda Atlantik Meridional Devrilme Dolaşımının (AMOC) yoğunluğunu kontrol eden önemli bir olgudur .

Konveksiyon, termal veya alaşımlı yüzey akıları nedeniyle güçlü atmosferik zorlama tarafından desteklenen belirli koşullar altında mevcuttur . Bu, ya yukarıda kuru ve soğuk rüzgarlar ya da buz ile sınırlara bitişik okyanuslarda gözlemlenebilir ve büyük gizli ısı ve nem akışlarına neden olur. Okyanus konveksiyonu, yüzey karışık tabakanın altındaki tabakalaşmanın zayıflığına bağlıdır . Bu tabakalı su katmanları, yüzeye yakın olarak yükselmeli ve yoğun yüzey zorlamalarına doğrudan maruz kalmalarına neden olmalıdır.

Başlıca konveksiyon siteleri

Kuzey Atlantik'te ( Grönland Denizi ve Labrador Denizi ), güney yarımkürede Weddell Denizi'nde ve kuzeybatı Akdeniz'de derin taşınım gözlenir . Alt kutup bölgelerinde, üst karışık katman , fenomen zayıflamadan önce konveksiyonun en derin seviyede olduğu ilkbaharın başlarına kadar sonbaharın sonlarında derinleşmeye başlar.

Labrador Denizi'nin zayıf yoğunluk katmanlaşması , her kış, 1000 ila 2000 m arasındaki derinliklerde gözlemlenir ve bu da onu dünyanın en aşırı okyanus konveksiyon alanlarından biri haline getirir. Labrador Denizi'ndeki derin konveksiyon, Kuzey Atlantik Salınımından (NAO) önemli ölçüde etkilenir . Kışın, NAO bu bölgenin üzerinde pozitif fazdayken, siklonik aktivite, artan soğuk ve kuru hava sirkülasyonu ile Kuzey Atlantik üzerinde daha fazladır. NAO'nun bu pozitif evresi sırasında, Labrador Denizi'nden okyanusta ısı kaybı daha yüksektir ve daha derin bir konveksiyona katkıda bulunur. Holdsworth et al. (2015), yüksek frekanslı zorlamanın olmamasıyla ilişkili NAO'nun negatif fazı sırasında, ortalama maksimum karışık katman derinliği %20'den fazla azalır.

Grönland Denizi, Kasım-Şubat ayları boyunca buzun ön koşullandırmadaki önemli rolü nedeniyle Labrador Denizi'nden farklıdır. Kışın başlarında, buz, Grönland Denizi'nin merkezindeki doğuya doğru yayılır ve buzun altındaki tuzlu su reddi , yüzey tabakası yoğunluğunu arttırır. Mart ayında, ön koşullandırma yeterince ilerlediğinde ve meteorolojik koşullar uygun olduğunda, derin taşınım gelişir.

Kuzeybatı Akdeniz'de, kışın, su , yüzeyde kaldırma kuvveti kayıplarına neden olan hava-deniz akışlarıyla gerekli ön koşullandırmaya girdiğinde derin konveksiyon meydana gelir . Kışın, Lions Körfezi düzenli olarak yoğun soğuk rüzgarlar Tramontane ve Mistral altında atmosferik zorlamaya maruz kalır ve bu da güçlü buharlaşmaya ve yüzey sularının yoğun bir şekilde soğumasına neden olur. Bu, yüzdürme kayıplarına ve dikey derin karıştırmaya yol açar.

Weddell Denizi'ndeki konveksiyon çoğunlukla polinya ile ilişkilidir . Akitomo et al. (1995), Arnold L. Gordon 1977'de Maud Rise yakınlarında derin konveksiyon kalıntılarını bulan ilk kişiydi. . Ayrıca Van Westen ve Dijkstra'ya (2020) göre 2016 yılında gözlenen Maude Rise polinyasının oluşumu yeraltı konveksiyonu ile ilişkilidir. Özellikle, Maud Rise bölgesi, yeraltı ısısı ve tuzun birikmesi nedeniyle ön koşullandırmaya tabi tutulur, bu da bir konveksiyona yol açar ve bir polinya oluşumunu destekler.

konveksiyon aşamaları

Okyanus taşınımı üç aşama ile ayırt edilir: ön koşullandırma, derin taşınım ve yanal değişim ve yayılma. Ön koşullandırma , bir konvektif alanı yerel olarak devrilmeye yatkın hale getirmek için bir siklonik girdap ölçeğinde sirkülasyon ve yüzdürme zorlamasının birleştirildiği bir süreye atıfta bulunur . Nispeten zayıf dikey yoğunluk tabakalaşmasının yanal olarak genişlemiş derin bir bölgesi mevcutsa ve yerel olarak sığ bir termoklin ile kapatılmışsa, bir saha ön koşulludur . Soğutma olayları , yoğun yüzey suyunu dikey eksende dağıtan çok sayıda bulutta sıvı sütununun bir bölümünün devrilebileceği ikinci aşama olan derin taşınımla sonuçlanır . Bu tüyler homojen bir derin baca oluşturur. Bu aşamada baca, duman ölçeğinde devrilme yoluyla derinleşir ve jeostrofik olarak ayarlanır . Ek olarak, zaman içinde bir noktada, deniz yüzeyi kaldırma kuvveti kaybı, konvektif rejimin çevresinde üretilen baroklinik girdaplar tarafından yanal kaldırma kuvveti transferi yoluyla tamamen dengelenir ve böylece yarı kararlı duruma ulaşılabilir. Yüzey zorlaması azaldığında, konveksiyondan kaynaklanan dikey ısı transferi azalır ve jeostrofik ölçekte girdap ile bağlantılı yatay transfere yol açar. Deniz yüzeyi zorlaması ile yanal girdap yüzdürme akısı arasındaki denge kararsız hale gelir. Yerçekimi ve gezegen dönüşü nedeniyle , karışık sıvı dağılır ve yayılır, bu da bacanın çürümesine neden olur. “Kırık” bacadan arta kalan parçalara koni adı verilir. Yanal değişim ve yayılma, yeniden tabakalaşma aşaması olarak da bilinir. Yüzey koşulları tekrar bozulursa, derin konveksiyon yeniden başlayabilir, kalan koniler daha derin konvektif aktivite için tercihli merkezler oluşturabilir.

Konveksiyonla ilgili olaylar

Açık okyanus derin konveksiyon bacasının şematik bir gösterimi. Konvektif tüyler tarafından oluşturulan karışık yama (veya baca), sıvı alışverişine katkıda bulunan jeostrofik girdaplar ve karışık yama ile çevre arasındaki özellikler ve çevresel sınır akımı (jant akımı) gösterilmektedir.

Derin konveksiyon, küçük ölçekli ve orta ölçekli süreçlerde ayırt edilir . Bacalar (yama) ve girdaplar orta ölçeği temsil ederken, tüyler en küçük ölçekli süreci temsil eder.

tüyler

Tüyler, taşınımın ikinci aşaması sırasında oluşan ilk konvektif olarak sürülen dikey hareketlerdir. 100m ile 1km arasında yatay ölçekleri vardır ve akustik doppler akım profilleyiciler (ADCP'ler) ile ölçülen 10 cm/s'ye kadar dikey hızlarla dikey ölçekleri 1-2 km civarındadır . Konvektif tüylerle ilişkili zaman ölçeklerinin birkaç saatten birkaç güne kadar olduğu bildirilmektedir.

Tüyler, dinamik bölümleri açısından "kanallar" veya "karıştırıcı maddeler" olarak işlev görür. Eğer "kanallar" gibi davranırlarsa, soğutulmuş ve yoğun yüzey suyunu aşağı doğru taşırlar. Bu, daha düşük derinliklere doğru su taşınmasının ve yenilenmesinin ana mekanizmasıdır. Bununla birlikte, tüyler, bir akışın aşağı doğru taşıyıcıları olmaktan ziyade "karıştırıcı maddeler" olarak hareket edebilir. Bu durumda, konveksiyon bir su parçasını soğutur ve karıştırır, sonuçta bir baca gibi yoğun homojen bir silindir oluşturur ve sonuçta gezegen dönüşü ve yerçekimi altında çöker ve ayarlanır.

Derin konvektif tüylerde Coriolis kuvveti ve termobarisite önemlidir. Termobarisite, donma koşulları altında batan soğuk tuzlu suyun oluşması ve bunun sonucunda aşağı doğru hızlanma etkisidir. Ek olarak, birçok sayısal ve tank modelleme deneyi, konveksiyon süreçlerinde ve tüylerin morfolojisinde rotasyonun rolünü incelemektedir. Paluszkiewicz et al. (1994), gezegen rotasyonu bireysel tüyleri dikey olarak etkilemez, ancak bunu yatay olarak yapar. Dönme etkisi altında, dönme olmadığında tüylerin çapı, tüylerin çapına göre küçülür. Buna karşılık, bacalar ve ilgili girdaplar, termal rüzgar nedeniyle dönme etkilerinin egemenliğindedir .

Konveksiyon yaması (veya “Baca”)

Su kolonunun konvektif devrilmesi, kolonu kuvvetli bir şekilde karıştıran çok sayıda yoğun tüylerin katkısıyla gerçekleşir. Tüyler, homojenleştirilmiş sıvının bir "bacası" olarak bilinen şeyi oluşturmak için büyük hacimlerde sıvıyı işleyebilir. Bu dikey olarak izole edilmiş homojenize su kolonları, 10 ila 50 km çapında ve 1-2 km derinliğindedir. Yoğunlaşan ve batan yüzey suları ilk derinleşme aşamasını yönlendirirken, son derinleşme aşaması ve yeniden tabakalaşma aşaması, baroklinik girdaplar tarafından bacanın yan yüzeyi boyunca bir yüzdürme transferinden etkilenir .

mevsimsellik

Derin konveksiyon bacaları, kış aylarında yarı kararlı bir durumda bir ila üç ay açık kalırken, birkaç hafta içinde çökebilirler. Bacalar, deniz yüzeyi kaldırma kuvveti akısı zayıfladığında ve tersine döndüğünde, karışık tabakanın altındaki su katmanlarının tabakalaşması stabil hale gelmeye başladığında, erken ilkbaharda yok edilir.

oluşum

Konveksiyon bacalarının oluşumu iki işlemle ön koşullandırılır: deniz yüzeyinden gelen güçlü ısı akışları ve siklonik sirkülasyon. Okyanus yüzeyinden nispeten güçlü bir yüzdürme akışı en az 1 ila 3 gün boyunca mevcut olduğunda bir baca oluşur. Bacanın zaman, derinlik ve çap gelişimi, açıkça yüzdürme akışına ve çevreleyen okyanusun tabakalaşmasına bağlıdır. Yüzey suyu soğudukça yoğunlaşır ve devrilir, konvektif olarak değiştirilmiş bir derinlik tabakası oluşturur . Baca merkezinde, karışık katman derinleşir ve derinlik, zamanın bir fonksiyonu olarak aşağıda açıklandığı gibi hesaplanır. ${\görüntüleme stili h}$

Bacanın yoğun derinleşmesinin ilk aşamasında, baroklinik kararsızlık etkilerinin önemsiz olduğu varsayıldığında, derinlik, kaldırma kuvveti kullanılarak zamanın bir fonksiyonu olarak bulunabilir. Yüzdürme şu şekilde tanımlanır:

$${\displaystyle b=-g{\frac {\sigma }{\rho _{o}}}}$$

ve yoğunluğunun sabit bir referans değeri. Karışık katman için yüzdürme denklemi:${\görüntüleme stili g}$${\görüntüleme stili \sigma }$${\görüntüleme stili \rho _{o}}$

$${\displaystyle {Db \over Dt}=F_{B}}$$

Yüzdürme ve yüzdürme zorlaması nerede . Kaldırma kuvveti , kaldırma kuvveti kaybının olduğu yere eşittir  . Basitleştirme olarak, kaldırma kuvveti kaybının zaman içinde sabit olduğu varsayımı ( ) kullanılır. Yatay adveksiyonu ihmal ederek ve yukarıdaki denklemi karışık katman üzerine entegre ederek şunları elde ederiz:${\görüntüleme stili b}$${\ Displaystyle F_{B}}$${\displaystyle {\frac {\kısmi {B}}{\kısmi {z}}}}$${\görüntüleme stili B}$${\görüntüleme stili B_{o}}$

$${\displaystyle {\partial {b} \over \partial z}{\partial {h} \over \partial t}={\frac {B_{o}}{h}}}$$

Düzgün tabakalı bir sıvı için, kaldırma frekansının gücü şuna eşittir:

$${\displaystyle N^{2}={\frac {\partial {b}}{\partial {z}}}}$$

Bu nedenle, üst karışık tabakanın nüfuz etmeyen derinleşmesi için klasik sonuç şudur:

$${\displaystyle h={\frac {\sqrt {2B_{o}t}}{N}}}$$

baca evrim denklemi

Tabakalı akışkan içindeki bir konvektif bacanın şematik bir görünümü

Zaman ilerledikçe ve baroklinik kararsızlık etkileri önem kazandıkça, bacanın zamandaki değişimi sadece kaldırma kuvveti ile açıklanamaz. Bir konveksiyon bacasının ulaştığı maksimum derinlik, bunun yerine baca evrim denklemi kullanılarak bulunmalıdır. Kovalevsky ve ark. (2020) ve Visbeck ve ark. (1996), yarıçapı ve zamana bağlı yüksekliği olan bir baca düşünün . Baca derinleşmesinin itici gücü, baca içinde homojen olarak karışan akışkana yol açan konvektif devrilmeye neden olan yüzey kaldırma kuvveti kaybıdır . Baca tabanındaki yoğunluğun sürekli olduğu varsayıldığında, baca içinde Δz kadar yer değiştiren bir parçacığın kaldırma kuvveti anomalisi :${\görüntüleme stili r_{o}}$${\görüntüleme stili h(t)}$${\görüntüleme stili B_{o}}$${\görüntüleme stili b'}$

$${\displaystyle b'=N^{2}(zh(t)),\;\;\;\;\;\;\;\;\;0<z<h(t)}$$

Kovalevsky et al. (2020) kaldırma kuvveti bütçe denklemi:

$${\displaystyle {d \over dt}\int _{V(t)}^{}b'dV=\int _{S_{üst}}^{}B_{o}dS-\int _{S_{lat }}^{}{\overline {u'b'}}dS}$$

Sol taraf, zamana bağlı baca hacminde biriken toplam kaldırma kuvveti anomalisinin zamana göre değişimini temsil etmektedir . Sağ taraftaki birinci ve ikinci terim, sırasıyla, deniz yüzeyinden baca üzerindeki toplam kaldırma kuvveti kaybına ve baca içi ile baroklinik girdaplar arasındaki kaldırma kuvveti transferine karşılık gelir. Başlangıçta, toplam kaldırma kuvveti, yalnızca baca üzerindeki deniz yüzeyinden geçen toplam kaldırma kuvveti kaybına bağlıdır. Zaman ilerledikçe, baca üzerindeki deniz yüzeyinden geçen yüzdürme kaybı, baca yan duvarları boyunca baca ve baroklinik girdaplar arasındaki yanal yüzdürme değişimi ile kısmen eşdeğer hale gelir. ${\görüntüleme stili V(t)}$

Visbeck et al. (1996), Green (1970) ve Stone (1972) tarafından yapılan bir öneriyi kullanarak girdap akışını şu şekilde parametrelendirdi :${\displaystyle {\overline {u'b'}}}$

$${\displaystyle {\overline {u'b'}}=\alpha '{\frac {\overline {(b')^{2}}}{N}}}$$

Gözlemler ve laboratuvar modellemesi ile belirlenecek bir orantı sabiti nerede . Değişken , Visbeck et al. (1996),  şuna eşittir:${\görüntüleme stili \alfa '}$${\görüntüleme stili u'}$${\displaystyle {\overline {(b')^{2}}}}$

$${\displaystyle {\overline {(b')^{2}}}=N^{4}h^{2}}$$

Çürümek

Yüzdürme kaybı yeterli bir süre korunursa, deniz yüzeyi soğuması zayıflar ve yeniden tabakalaşma aşaması başlar. Konvektif rejimin çevresinde, tabakalaşma bir ortam değeri alırken, baca merkezinde tabakalaşma aşınır. Sonuç olarak, baca çevresinde, izopiknal yüzeyler dinlenme seviyesinden

. Eğimli izopikal yüzeylerle bağlantılı olarak, konveksiyon rejiminin kenarı çevresinde kenar akımını üreten bir termal rüzgar kurulur. Bu akım, bacanın içi ve dışı arasındaki yoğunluk gradyanı ile termal rüzgar dengesinde olmalıdır. Kenar akıntısı bölgesinin genişliği ve baroklinik bölgesi başlangıçta Rossby deformasyon yarıçapı düzeyinde olacaktır .

Jant akımının varlığı bacanın çökmesinde önemli rol oynar. Baca merkezinde , artan baroklinik kararsızlık, dışarıdan gelen su bacaya akarken konveksiyonlu sıvıyı dışarıya taşımaya başlayana kadar karışık tabaka derinleşecektir . Bu anda, soğutma bölgesi etrafındaki kenar akımı baroklinik olarak kararsız hale gelir ve kaldırma kuvveti, kararsızlık girdapları tarafından yanal olarak aktarılır. Girdaplar yeterince yoğun ise baca derinliği sınırlı olacaktır. Bu limitte, yanal yüzdürme akısı deniz yüzeyi yüzdürme kaybını tamamen dengelediğinde, yarı kararlı bir durum oluşturulabilir:${\displaystyle {\sqrt {t}}}$

$${\displaystyle \int _{S_{üst}}^{}B_{o}dS=\int _{S_{lat}}^{}{\overline {u'b'}}dS}$$

Yukarıdaki denklemi çözerek, konvektif bacanın son derinliği şu şekilde bulunabilir:

$${\displaystyle h_{final}=\gamma {\frac {(B_{o}r_{o})^{1/3}}{N}},\;\;\;\;\;\;\; \;\;\gamma =\left({\frac {1}{2\alpha '}}\sağ)^{1/3}}$$

Sonuç olarak, nihai karıştırma derinliği soğutmanın gücüne, soğutmanın yarıçapına ve tabakalaşmaya bağlıdır. Bu nedenle, nihai karıştırma derinliği, dönüş hızına doğrudan bağlı değildir. Bununla birlikte, baroklinik kararsızlık, dönmeye çok bağlı olan termal rüzgarın bir sonucudur. Rossby deformasyon yarıçapı tarafından ayarlandığı varsayılan baroklinik girdapların uzunluk ölçeği, aşağıdaki gibi ölçeklenir:

Konveksiyon sürecinin aşamaları ve özellikleri

$${\displaystyle L_{eddy,final}={\frac {Nh_{final}}{f}}=\gamma {\frac {(B_{o}r_{o})^{1/3}}{f} }}$$

Bu, dönme hızına f bağlıdır, ancak ortam tabakalaşmasından bağımsızdır.

Bacanın yarı-denge durumuna ulaşması için gereken en kısa süre, derinliğe ulaşması için gereken süreye eşittir ve şuna eşittir:${\displaystyle h_{son}}$

$${\displaystyle t_{final}=\beta \left({\frac {r_{o}^{2}}{B_{o}}}\sağ)^{1/3},\;\;\;\ ;\;\;\;\;\;\beta ={\frac {\gamma ^{2}}{2}}}$$

Son zaman ölçeği dönme hızından bağımsızdır, soğutma bölgesinin r yarıçapı ile artar ve yüzey kaldırma kuvveti akışı B _o ile azalır