Wir Lofotów
Lofoten Norweskiego Vortex , zwany także Lofoten Basin Vortex lub Lofoten Basin Eddy, to stały oceaniczny wir antycykloniczny , położony w północnej części Morza , u wybrzeży archipelagu Lofotów . Po raz pierwszy udokumentowano to w latach 70.
Ze względu na obecność stałego wiru w basenie Lofotów występuje zlokalizowany obszar o wysokiej temperaturze powierzchni morza i energii kinetycznej wirów . Lokalne prądy wewnątrz wiru i silna konwekcja obserwowana zimą generują gorący punkt bogaty w składniki odżywcze, wpływając na otaczającą biologię morską.
Ponadto, ze względu na swoją niezwykłą trwałość i lokalizację, wir Lofotów prawdopodobnie wpłynie na formowanie się gęstej wody w regionie.
Właściwości fizyczne
Kotlina Lofotów jest dobrze zdefiniowanym zagłębieniem topograficznym o głębokości około 3250 m, położonym między norweskim zboczem kontynentalnym na wschodzie, płaskowyżem Vøring i grzbietem Helgeland na południu i południowym zachodzie oraz grzbietem Mohn na północnym zachodzie. Złożona batymetryczna ma kluczowe znaczenie dla zlokalizowania dwóch głównych prądów oceanicznych basenu:
- Norweski Prąd Atlantycki (NwASC), który płynie z południa na północ wzdłuż całego szelfu kontynentalnego Norwegii;
- Norweski Prąd Frontu Atlantyckiego (NwAFC), który płynie prawie równolegle do prądu zboczowego, ale w dół po zachodniej stronie płaskowyżu Vøring, a następnie wzdłuż grzbietu Mohn.
Prądy te odgrywają kluczową rolę w mechanizmach gwarantujących trwałość wiru Lofotów.
Wir zlokalizowano w najgłębszej części Kotliny Lofockiej. Jest to pozorny stały wir antycykloniczny, którego utrzymywanie się zostało udokumentowane w ostatnich latach przez pomiary na statkach, statkach Seagliders i pomiary satelitarne .
Szacunkowy promień wiru wynosi 15–20 km i przedstawia rdzeń Atlantyku (ciepłej i słonej) o grubości 1200 m, wirujący z prędkością dochodzącą do 0,8 m/s na głębokości 600–800 m. Struktura prędkości jest podobna do wiru Rankine'a , charakteryzującego się powolnym, skierowanym na zewnątrz spadkiem prędkości azymutalnych .
Pływaki RAFOS uwięzione w rdzeniu wiru Lofotów ujawniły, że centrum wiru przebyło 1850 km w ciągu 15 miesięcy, ze średnią prędkością dryfowania od 1 do 5 km dziennie, ale ze szczytami sięgającymi 15 km dziennie. Na podstawie tych pomiarów wykryto ogólne opadanie i ruch wiru w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara wokół najgłębszej części Basenu Lofotów.
Z profili zasolenia i temperatury można zobaczyć, że wewnętrzna hydrografia wiru charakteryzuje się podwójnie wypukłą strukturą soczewki. Izotermy kopuły , w górę na około 200 m i w dół na około 600 m głębokości, są widoczne w pionowym profilu średniej temperatury. Struktura ta ujawnia, że głęboki basen Lofotów jest głównym konwekcji w morzach nordyckich , szczególnie zimą: wewnątrz wiru Lofotów woda Atlantyku przenika do głębokości 800 m, znacznie głębiej niż w jakimkolwiek innym miejscu tego samego morza.
Silna sezonowość charakteryzuje profil gęstości wiru: latem można wykryć strukturę podwójnego rdzenia, z płytką piknokliną utworzoną przez rozwarstwienie wód powierzchniowych nagrzanych przez słońce. Zimą natomiast ochładzanie powierzchni powoduje silną konwekcję, która ujednolica profil gęstości i pogłębia piknoklinę do głębokości 1200 m.
Sygnatura i śledzenie powierzchni
Lofoten Vortex ma dwie cechy powierzchni, które są przydatne do jego wykrycia.
Po pierwsze, na mapie temperatury powierzchni morza (SST) wir jest rozpoznawalny jako ujemna anomalia SST. Sygnatura powierzchni zimnego rdzenia nie może jednak zostać konsekwentnie wykryta przez zapisy z satelitów, dlatego zwykle nie jest traktowana jako niezawodna metoda śledzenia.
Będąc strukturą antycykloniczną, wir Lofotów można zamiast tego analizować jako dodatnią anomalię poziomu morza (SLA). Satelity mierzące SLA ujawniły trwałe istnienie wiru w 83% dostępnych zestawów danych, z czasem życia obejmującym od 90 dni do ponad roku. Najdłuższy zarejestrowany wir trwał dwa lata, od maja 2002 do kwietnia 2004.
Należy zaznaczyć, że w okresie między dwoma zidentyfikowanymi wirami nie ma pewności, czy wir zniknął, czy po prostu nie został wykryty. Może tak być w przypadku, gdy wir przyjmuje strukturę submezoskalową z niewykrywalną umową SLA.
Mechanizmy podtrzymujące wir Lofotów
Do tej pory zidentyfikowano dwa mechanizmy, oba odgrywające ważną rolę w powstawaniu i utrzymywaniu się wiru Lofotów:
- Połączenie mniejszych antycyklonów generowanych przez NwASC.
- Konwekcja zimowa.
Łączenie antycykloniczne
Region genezy antycyklonów
Wir Lofotów znajduje się w najgłębszych partiach obniżenia topograficznego Kotliny Lofockiej. Ze względu na niestabilność wschodniego prądu granicznego basenu (NwASC), cyklony i antycyklony są zrzucane ze wschodu.
Jak wykazały eksperymenty w obracającym się zbiorniku , cyklony wspinają się w górę zbocza po spirali antycyklonicznej względem środka góry podwodnej , a antycyklony opadają w kierunku środka dolnego zagłębienia po spirali cyklonicznej. Podobnie antycyklony uwolnione z norweskiego prądu atlantyckiego (NwASC) wirują w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara w kierunku najgłębszej części basenu Lofotów. Część antycyklonów kończy się w basenie, podczas gdy trajektorie trwające dłużej (od 3 do 6 miesięcy) sięgają rejonu zbocza związanego z podniesionym wirem energia kinetyczna.
Antycykloniczny region źródłowy można podzielić na dwa obszary generowania, podążając różnymi drogami do basenu:
- Najbardziej wysunięty na południe tor leży tuż przy izobacie 3200 m i prowadzi bezpośrednio do basenu;
- Pozostałe ścieżki poruszają się po zakrzywionych trajektoriach, a następnie poruszają się cyklonicznie po zewnętrznych trasach, z grubsza śledząc izobatę 3000 m.
Ponieważ antycyklony ze źródeł najbardziej wysuniętych na północ mają dłuższy czas podróży, podlegają sezonowej zmienności i są narażone na dłuższe okresy ochłodzenia, co powoduje, że są gęstsze (niż wiry podążające bezpośrednią trasą z prądu granicznego).
Kiedy prąd graniczny jest silniejszy, jest bardziej niestabilny i będzie rzucać więcej wirów w kierunku zachodnim. Pod względem sezonowości wszystkie drogi od prądu granicznego do wiru wykazują maksymalny transport w okresie jesienno-zimowym, z maksimum w okresie styczeń-luty, a minimum wiosną i latem. Wśród torów tor pośrodku (między najbardziej wysuniętymi na południe i najbardziej wysuniętymi na północ regionami źródłowymi) charakteryzuje się maksymalnym transportem i wykazuje mniej wyraźną zmienność sezonową. W średnim czasie wyraźny maksymalny transport około 2,5 Sv występuje w pobliżu 69,2° N.
Proces łączenia
Kiedy antycyklony rozprzestrzeniają się na południowy zachód od wschodu i do koryta Kotliny Lofotów, tworzą quasi-stacjonarny wir otoczony cyklonami i słabszymi antycyklonami. Te słabsze wiry antycykloniczne czasami łączą się z silniejszym wirem Lofotów. Proces łączenia jest trudny do wykrycia, ale szacuje się, że jest to 4-7 połączeń rocznie z dwoma sezonowymi szczytami późną zimą i jesienią oraz minimum wczesną zimą.
Podczas zdarzenia łączenia następuje pionowe wyrównanie między antycyklonami lekkiego rdzenia a gęstszym wirem Lofotów, tworząc podwójny rdzeń. Lżejsze wiry mogą napotkać wir Lofotów na różnych głębokościach, ale na lżejszych izopiknalach. W trakcie ustawiania rdzeń jest poddawany ogromnemu pionowemu ściskaniu o około 100 m lub więcej. Zgodnie z zasadą zachowania wirowości potencjalnej następuje szybki i znaczny wzrost spinu antycyklonicznego . Maksymalny wzrost wirowości często występuje na głębokości 600–700 m, co wskazuje, że dolny rdzeń jest najczęściej ściskany.
Negatywne wiry mogą również tylko częściowo się łączyć. W tym przypadku rdzeń oddziałujący z wirem Lofotów znajduje się na płytszej izopycenie . Zbliżając się do wiru Lofotów, pionowe wyrównanie jest inicjowane, ale nie zakończone. Rdzenie zaczęły się kompresować, ale nie zostało ustanowione żadne połączenie między nimi. Po ponownym rozdzieleniu wiry pozostają zintensyfikowane.
Konwekcja zimowa
Zdarzenia meteorologiczne nad centrum basenu Lofotów odgrywają istotną rolę w rozwoju głębokiej konwekcji zimowej , która miesza wodę do średniej zimowej głębokości mieszania wynoszącej 600 m. Odwrotny pionowy rozkład zasolenia powoduje, że tonąca woda jest cieplejsza niż ta leżąca pod spodem. Powoduje to powstanie zlokalizowanej, pionowo jednorodnej, dodatniej anomalii termohalinowej w środkowej i górnej części warstwy głębokiej. Wzrostowi anomalii termohalinowej zimą i wiosną towarzyszy pogłębianie się i kurczenie wiru do Promień deformacji Rossby'ego około 10 km. I odwrotnie, wir Lofotów rozszerza się latem do 5-7 razy większego niż promień deformacji Rossby'ego. Ocieplenie powoduje „oddzielenie” podwójnie wypukłej struktury wewnętrznej od powierzchni, zmniejszając głębokość dolnej granicy konwekcji i zwiększając poziomą skalę wiru
Wpływ na powstawanie gęstej wody
Norweski Prąd Atlantycki (NwAC) jest uważany za północną gałąź atlantyckiej południkowej cyrkulacji zwrotnej (AMOC) . Jego dwie odnogi, NwASC i NwAFC, niosą ciepłą i słoną wodę atlantycką (AW) na biegun do Oceanu Arktycznego .
Większość produkcji gęstej wody w morzach nordyckich ma miejsce po wschodniej stronie systemu Mohn Ridge, w basenie Lofotów. AW, podróżując na północ, stopniowo traci ciepło do atmosfery. Dzięki wirowej aktywności basenu Lofotów i utrzymywaniu się wiru Lofotów czas przebywania ciepłej wody jest wydłużony, co prowadzi do dodatkowego ochłodzenia AW, zanim dotrze do Oceanu Arktycznego. W wyniku utraty ciepła temperatura spada i następuje przemiana wody z lekkiej w gęstą.
Zobacz też
- Atlantycka cyrkulacja południkowo-wywrotna
- Eddy (dynamika płynów)
- Lofoty
- Moskstraumen
- Morza Nordyckie
- Basen oceaniczny
- Wir
Linki zewnętrzne
| Prądy |
|
||||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| wiry |
|
||||||||||
| Powiązany | |||||||||||
