گردش خون

گردش خون ناشی از باد و میدان موج همراه می تواند در طی طوفان بسیار سریع (از نظم چند روز) تغییر کند ، در حالی که باد طولانی تر مجبور است تنوع فصلی قابل توجهی را نشان دهد.

اصطلاحات مرتبط:

• پمپاژ اکمن
• جریان مرزی غربی
• خطوط دما
• مدار
• طبقه بندی
• گردش خون

زنگوله اطلاعات

درباره این صفحه

گردش خون

پ. Bogden ، C. A. ادواردز ، در دائر ycl المعارف علوم اقیانوس ، 2001

توپوگرافی ، طبقه بندی و غیرخطی

مدل های ساده شده استومل و مونک گردش خون باد را برای یک اقیانوس مستطیل شکل که دارای چگالی یکنواخت ، یک کف صاف و دیواره های جانبی عمودی است ، توصیف می کنند. این باقی مانده است که این مدل های ایده آل را برای اقیانوس که دارای طبقه بندی چگالی ، پشته های میان اقیانوس و دامنه ها و قفسه های قاره ای است ، قرار دهیم. مدل های چگالی ثابت در کف صاف به وضوح هندسه اقیانوس را بیش از حد ساده می کنند. در صورت قرار دادن پشته های میان اقیانوس در زمین ، آنها به اندازه Rockies و Alps قد بلند می ایستادند. فرض چگالی ثابت به نظر می رسد که بیش از حد از نسبت های قابل مقایسه استفاده می شود.

در مدل های کف مسطح ، جریان های عمیق توسط انسداد توپوگرافی بدون استفاده هستند. با این حال ، با استفاده از حمام واقعی ، جریان به مناطقی با عمق مختلف می تواند منجر به سرعت عمودی بزرگ شود. برای چرخاندن ستون های سیال ، این سرعت های عمودی بر گرداب تأثیر می گذارد. مدل های رایانه ای که به حمام های واقع گرایانه و پمپاژ اکمان به مدلهای استومل یا مونک اضافه می کنند ، نشان می دهد که چنین سرعت های عمودی می توانند به طور قابل توجهی الگوی جریان افقی را تغییر دهند ، به حدی که جریان های موجود در مرکز اقیانوس دیگر شبیه گردش سطح مشاهده شده نیستند. بنابراین ، در مدلهای چگالی ثابت ایده آل ، حمام سنجی واقع بینانه ، قابل توجه ترین شباهت ها را بین مدل ها و مشاهدات اقیانوس از بین می برد.

این معضل را می توان در مدلی که دارای چگالی متغیر است ، آشتی داد. در یک اقیانوس با چگالی ثابت ، ستون های سیال ژئستروفیک تمام راه را تا پایین گسترش می دهند. این اجازه می دهد تا توپوگرافی پایین تأثیر غیر واقعی در جریان داشته باشد. طبقه بندی چگالی میزان عمودی حرکت ستونی را کاهش می دهد. از نظر مفهومی ، یک اقیانوس طبقه بندی شده تقریباً مانند یک سری از لایه های مجزا رفتار می کند که هر کدام دارای ضخامت متغیر و چگالی ثابت هستند. به عنوان مثال ، ترموکلین اصلی ممکن است رابط بین یک زنجیره ستون های سیال در یک لایه سطحی و یک پیوستار دوم ستون های سیال در یک لایه آبشار در نظر گرفته شود. کلیات مدلهای استومل و مونک اغلب اقیانوس را به عنوان دو لایه مجزا از سیال درمان می کنند.

ترموکلین اصلی در مقایسه با پایین اقیانوس متفاوت است. این بدان معنی است که مانع کمتر از جریان ستونی در بالای ترموکلین نسبت به پایین وجود دارد. به این معنا ، ترموکلین به طور موثری حمام اقیانوس را از گردش سطح جدا می کند. در حقیقت ، جریان های مشاهده شده بالاتر از ترموکلین اصلی تمایل به قوی تر دارند. در حالی که نظریه Sverdrup در مورد حمل و نقل از بالا به پایین اعمال می شود ، طبقه بندی اجازه می دهد تا جریان شدت یابد. سرعت پرتگاه کوچکتر تأثیر توپوگرافی پایین را کاهش می دهد. مدل های کف صاف یک مورد محدود کننده را توصیف می کنند که اثرات توپوگرافی از نظر یکسان صفر است.

بدون شک ، میزان عمودی گردش خون در مقیاس بزرگ به طبقه بندی چگالی مرتبط است. مدل های واقع گرایانه گردش در مقیاس بزرگ باید شامل فرآیندهای ترمودینامیکی باشد که بر دما ، شوری و ساختار چگالی تأثیر می گذارد. به عنوان مثال ، فرآیندهای جوی گرما و آب شیرین لایه مخلوط سطح را تغییر می دهند. حرکات در مقیاس بزرگ می تواند هنگامی که ستون آب ناپایدار شود ، با آب متراکم تر که آب متراکم کمتری دارد ، حاصل شود. حرکت حاصل اغلب به عنوان گردش خون ترموهالین گفته می شود ، به عنوان متمایز از گردش باد محور ، اما نتیجه گیری از مدلهای واقعی تر گردش اقیانوس این است که گردش خون ترموالین و گردش خون ناشی از باد به طور غیرقابل توصیف مرتبط هستند.

عوامل اضافی در مدل های جامع تر اقیانوس بازی می شوند. به عنوان مثال ، ساختار مداوم و ساختار شوری اقیانوس نشان می دهد که بسیاری از ویژگی های در مقیاس بزرگ در اقیانوس از نظر کیفی برای دهه ها ، حتی قرن ها بدون تغییر باقی مانده است. اما هیچ تئوری ساده (خطی) وجود ندارد که وجود ترموکلین را پیش بینی کند. حمل و نقل و مخلوط چگالی توسط جریانهای اقیانوس ذاتاً اثرات غیرخطی است. کلاسهای دیگر غیرخطی های ذاتی جریان سیال انواع دیگری از پیچیدگی ها را اضافه می کنند. چنین تأثیرات غیرخطی برای حلقه های جریان خلیج فارس ، لبه های میان اقیانوس و بخش اعظم شخصیت کاملاً غیرقانونی گردش اقیانوس به حساب می آید. جریان های اقیانوس به طرز چشمگیری متغیر هستند. تنوع در بازه های زمانی بسیار کوتاه تر هفته ها و ماه ها و مقیاس های طول ده ها و صدها کیلومتر ، اغلب بر جریان های بزرگتر که در اینجا مورد بحث قرار می گیرند حاکم است. بنابراین ، مناسب نیست که به گردش اقیانوس به عنوان یک لاغری ، خطی و ثابت فکر کنیم. درعوض ، مناسب تر است که از اقیانوس به عنوان یک محیط آشفته پیچیده با آنالوگ های خاص سیستم های آب و هوایی جوی غیرقابل پیش بینی و تغییرپذیری آب و هوا فکر کنیم. با این وجود ، تئوری های ساده شده از گردش پایدار ، مکانیسم های مهمی را که حاکم بر جریان متوسط زمان هستند ، نشان می دهد.

در پایان ، دو منطقه اقیانوس مستحق ذکر ویژه هستند: اقیانوس استوایی و اقیانوس جنوبی شدید. مناطق استوایی در مقایسه با مدلهای مورد بحث در بالا پویایی قابل ملاحظه ای دارند زیرا شتاب کوریولیس در استوا ناچیز است ، جایی که f = 0. به عنوان مثال ، فرآیندهای مربوط به باد حاکم بر ال نینو و نوسان جنوبی ، به این واقعیت بستگی دارد. اقیانوس جنوبی خود را به عنوان تنها منطقه بدون مرز قاره ای غربی (یا شرقی) متمایز می کند. این عدم وجود مرزها ، مشخصه گردش خون جو را با جریان های منطقه ای شدید که در سراسر جهان گسترش می یابد ، ایجاد می کند. آنها نماینده برخی از شدیدترین جریانهای بزرگ در جهان هستند و بخش اعظم انرژی خود را از باد به دست می آورند. بنابراین آنها همچنین بخش مهمی از گردش سطح/باد محور را نشان می دهند.

URL: https://www. sciencedirect. com/science/article/pii/b01227430x001100

مباحث اقیانوس شناسی |فرآیندهای عمومی

گردش خون باد و ترموالین

گردش خون محور ابتدا در نظر گرفته می شود. لایه سطحی اقیانوس به طور مستقیم در اثر تنش باد سطحی هدایت می شود و همچنین در معرض تبادل گرما و آب شیرین بین اقیانوس و جو قرار دارد. این لایه ، که به طور معمول کمتر از 100 متر عمق دارد ، به عنوان یک لایه Ekman گفته می شود. استرس باد پایدار باعث حمل و نقل آب سطحی 90 درجه به سمت راست جهت باد در نیمکره شمالی و 90 درجه به سمت چپ در نیمکره جنوبی می شود زیرا به دلیل عمل ترکیبی از استرس بادی بر روی سطح اقیانوس و کوریولیسزور. این جریانهای اکمان می توانند همگرا شوند و یک جریان فرومایه به داخل فضای داخلی اقیانوس تولید کنند. برعکس ، یک حمل و نقل واگرا Ekman یک جریان فراز و نشیب از فضای داخلی به لایه سطح تولید می کند (شکل 8 را ببینید).

این نوع جریان به عنوان پمپاژ Ekman شناخته می شود و مستقیماً با حلقه تنش باد ارتباط دارد. از اهمیت اساسی برای رانندگی گردش افقی در مقیاس بزرگ در لایه فوقانی اقیانوس برخوردار است. به عنوان مثال ، بین عرض جغرافیایی 30 تا 50 درجه ، باد از آب و هوای اقلیمی یک استوای Ekman را به سمت خود هدایت می کند ، در حالی که بین طول 15 تا 30 درجه عرض جغرافیایی وزش باد تجارت یک قطب جریان Ekman را هدایت می کند. در حدود 30 درجه عرض جغرافیایی جریان ها همگرا می شوند و به اقیانوس عمیق فرو می روند. قبل از اینکه بتوانیم در مورد تأثیر پمپاژ اکمان در گردش اقیانوس داخلی بحث کنیم ، باید نقش چگالی را در نظر بگیریم.

همانطور که از سطح به عمیق ترین لایه های اقیانوس حرکت می کنیم ، چگالی آب دریا افزایش می یابد. از اندازه گیری هیدروگرافی چگالی ، می توانیم تغییرات افقی عمق یک سطح چگالی انتخاب شده را نقشه برداری کنیم. این سطوح چگالی ثابت به عنوان ایزوپی شناخته می شوند. آنها خاصیت مهمی دارند که جریان تمایل به حرکت در امتداد این سطوح دارد و بنابراین تغییرات در عمق این سطوح تصویری از جریان افقی در اقیانوس عمیق ، به دور از لایه سطح و لایه بنتیک به ما می دهد. سطوح ایزوپیکنال در مرکز Gyre نیمه گرمسیری در حدود 30 درجه فرو می رود. تشکیل این لنز از آب گرم سبک مربوط به توزیع آب و هوایی بادهای سطحی است که باعث ایجاد همگرایی حمل و نقل اکمان به سمت مرکز گیر و پایین آمدن آب های سطحی به فضای داخلی اقیانوس می شود. در مرکز لنز ، سطح دریا به سمت بالا می رود و به ارتفاع 1 متر از سطح دریا در حاشیه می رسد. با توجه به نیروهای هیدرواستاتیک ، ترموکلین اصلی به سمت پایین به عمق ترتیب 500-1000 متر افسرده می شود (شکل 9).

گردش افقی سطح به صورت ضد سیکلونی در اطراف لنز با قویترین جریانهای موجود در لبه غربی جریان می یابد ، جایی که شیب سطح چگالی به حداکثر می رسد. اینها جریانهای ژئواستروفیک هستند ، جایی که بین نیروی کورولیس و نیروی شیب فشار افقی تعادل وجود دارد. به طور کلی ، گردش خون در غده های نیمه گرمسیری در نیمکره شمالی در جهت عقربه های ساعت و در جهت عقربه های ساعت در نیمکره جنوبی قرار دارد. این غده های افقی در مقیاس بزرگ در نهایت در اثر گردش باد سطح آب و هوایی ایجاد می شوند و در تمام حوضه های اقیانوس یافت می شوند.

لایه سطح نیز در معرض گرمایش و سرمایش قرار دارد و تبادل آب شیرین بین اقیانوس و جو ، که هر دو تراکم لایه را تغییر می دهند. به عنوان مثال ، گرما بر فراز جریان خلیج فارس در حاشیه لنزهای آب سبک Gyre نیمه گرمسیری از بین می رود. به یاد بیاورید که جریان تمایل به پیروی از لایه های ایزوپیکنال دارد و این لایه ها به سمت پایین به سمت مرکز Gyre می روند. خنک شدن آبها در جریان خلیج فارس منجر به غرق شدن آبهای سطحی می شود تا توده ای از آب معروف به آب 18 درجه سانتیگراد تولید شود. این آب که از لایه سطح خارج می شود ، به آرامی در امتداد لایه های ایزوپی به داخل ترموکلین حرکت می کند. با حرکت در جهت عقربه های ساعت در اطراف گلر ، در یک حرکت مانند مارپیچی به لایه های عمیق تر ترموکلین فرو می رود (شکل 8). عمیق ترین میزان ترموکلین اصلی در Gyre نیمه گرمسیری به غرب برمودا در لبه شرقی جریان خلیج فارس قرار دارد و نه در مرکز حوضه اقیانوس. این عدم تقارن Gyre مربوط به اثر بتا است - تغییر پارامتر Coriolis با عرض جغرافیایی.

غده های نیمه گرمسیری یکی از بهترین مناطق مورد مطالعه اقیانوس است و بنابراین درک ما در این مناطق بیشترین توسعه را دارد. این gyres در مناطق سطح و ترموکلین اقیانوس رخ می دهد و در درجه اول توسط گردش باد کنترل می شود و تغییرات ناشی از گرمایش و سرمایش سطح است. حال این سؤال مطرح می شود که چرا ما ترموکلین ها را در اقیانوس مشاهده می کنیم. به عنوان مثال ، چرا آب گرم در کل عمق اقیانوس مخلوط نمی شود و چرا میانگین دمای اقیانوس در حدود 3 درجه سانتیگراد است.

برای توضیح رفتار مشاهده شده، باید گردش ترموهالین را در نظر بگیریم، که توسط تفاوت های افقی کوچک در چگالی، به دلیل دما و شوری، بین عرض های جغرافیایی کم و زیاد ایجاد می شود. چگونه کار می کند؟اقیانوسی با عمق یکنواخت و محدود در خط استوا و در عرض جغرافیایی قطبی را در نظر بگیرید. فرض می کنیم که در ابتدا دمای یکنواختی دارد و بی حرکت است (تاثیر شوری بر چگالی را فعلا نادیده می گیریم). این اقیانوس فرضی سپس در معرض گرمایش سطح در عرض های جغرافیایی پایین و خنک شدن سطح در عرض های جغرافیایی بالا قرار می گیرد. در عرض های جغرافیایی پایین تر، گرم شدن با انتشار به سمت پایین گسترش می یابد، در حالی که در عرض های جغرافیایی بالا خنک سازی با همرفت به سمت پایین گسترش می یابد، که فرآیندی بسیار سریع تر از انتشار است. آب سنگین تر و سردتر باعث ایجاد فشار هیدرواستاتیکی بالاتری نسبت به عرض های جغرافیایی پایین در کف اقیانوس می شود. گرادیان فشار افقی در کف اقیانوس از عرض های جغرافیایی بالا به عرض های جغرافیایی پایین تر هدایت می شود که باعث ایجاد جریان آب قطبی به سمت استوا می شود. این جریان نمی تواند از طریق مرز استوایی اقیانوس فرضی ما حرکت کند و بنابراین به لایه بالایی اقیانوس گرمسیری بالا می رود، جایی که با انتشار گرم می شود. سپس جریان به سمت قطب به عرض های جغرافیایی بالا باز می گردد، جایی که به عمیق ترین لایه های اقیانوس فرو می رود تا مدار را کامل کند. مشخص شده است که فرورفتگی در مناطق باریک عرض های جغرافیایی بالا رخ می دهد، در حالی که بالا آمدن در یک منطقه بسیار بزرگ از اقیانوس استوایی رخ می دهد. این اقیانوس فرضی نقش کلیدی گرادیان فشار افقی عمیق، ناشی از تغییرات افقی در چگالی، را برای هدایت جریان نشان می دهد.

برای توضیح گردش ترموهالین مشاهده شده، این اقیانوس فرضی باید اصلاح شود تا نیروی کوریولیس را در نظر بگیرد، که باعث می شود جریان های عمیق عمیق در جریان های مرزی باریک غربی، تأثیر شوری بر چگالی (جزء هالینی جریان) جریان پیدا کنند.)، عدم تقارن در شار شناوری بین نیمکره شمالی و جنوبی، و حمام سنجی پیچیده حوضه های اقیانوسی.

اکنون ما یک گزارش توصیفی از گردش ترموالین ارائه خواهیم داد. عمیق ترین توده های آب در اقیانوس منشأ آنها در دریاهای قطبی است. این دریاها به ویژه در فصول زمستان ، خنک کننده شدید سطح را تجربه می کنند. در اقیانوس اطلس شمالی ، از طریق دریاهای نوردیک به اقیانوس قطب شمال ارتباطاتی وجود دارد که از طریق آن یخ های دریایی جریان می یابد. انرژی گرما یخ را در اقیانوس اطلس شمالی ذوب می کند و آب ذوب باعث خنک شدن بیشتر می شود. دو اثر بر روی چگالی آب وجود دارد: خنک کننده چگالی را افزایش می دهد در حالی که خوشبو کردن سطح ، به دلیل ذوب یخ ، تراکم آب را کاهش می دهد. فرآیند قبلی معمولاً بر چگالی حاکم است و از این رو آبهای متراکم تر تولید می شوند. این آبهای سرد و سرد از طریق جریانهای شرقی گرینلند و غربی گرینلند و سپس به جریان لابرادور وارد اقیانوس اطلس می شوند. این آبهای سرد در زیر جریان گرم اقیانوس اطلس شمالی مخلوط و غرق می شوند.

علاوه بر جریانهای قطبی سطحی ، ما همچنین جریانهای عمیق اقیانوس داریم. آب نمکی سرد که از دریاهای نوردیک وارد می شود ، در حالی که به لایه های پرتگاه اقیانوس فرو می رود مخلوط می شود و به سمت جنوب به عنوان یک جریان عمیق در امتداد مرز غربی اقیانوس اطلس حرکت می کند. این توده آب به عنوان NADW (آبهای عمیق اقیانوس اطلس شمالی) شناخته می شود و برجسته ترین و حجیم ترین از همه توده های آب عمیق در اقیانوس جهانی است. آن را به جریان قطب جنوب گردش می کند ، از جایی که به اقیانوس های هند و اقیانوس آرام می رود. علاوه بر NADW ، آب سردتر سردتر - آب پایین قطب جنوب (AABW) - از دریاهای قفسه قطب جنوب وارد اقیانوس جنوبی می شود. به اندازه NADW حجمی نیست بلکه در عمیق ترین لایه ها به سمت شمال به اقیانوس اطلس می رود ، جایی که می تواند تا شمال 30 درجه از آن متمایز شود. این جریان های عمیق به داخل آبهای ترموکلین و سطحی که در آنجا به آتلانتیک شمالی باز می گردند ، بالا می روند. این گردش جهانی ترموالین به عنوان گردش جهانی نقاله به منظور نشان دادن نقش آن در حمل و نقل گرما و آب شیرین (شکل 10) در اطراف کره زمین نامیده شده است.

چگونه این گردش خون ترموکلین را توضیح می دهد؟ما می توانیم میزان تولید این آبهای سرد و سرد در عمق را تخمین بزنیم و برای یک حالت پایدار در اقیانوس می دانیم که تولید باید با حذف متعادل شود. یک فراز و نشیب در مقیاس بزرگ از آبهای پرتگاه به داخل ترموکلین این حذف را تولید می کند. تصویر مفهومی ساده ما از آب گرم ترموکلین است که به سمت پایین مخلوط می شود و متعادل با یک بالابر پایدار از لایه های سردشی سرد است. بدون بالا رفتن ، آبهای گرم در عمیق ترین لایه های اقیانوس مخلوط می شوند.