Warstwa mieszana - Mixed layer

Głębokość warstwy mieszanej w zależności od temperatury wraz z zależnością od różnych miesięcy w roku
Głębokość warstwy mieszanej w porównaniu z miesiącem w roku wraz z relacją do temperatury

Warstwa oceaniczna lub limnologiczna mieszana to warstwa, w której aktywna turbulencja ujednoliciła pewien zakres głębokości. Warstwa mieszana powierzchniowa jest warstwą, w której turbulencje są generowane przez wiatry, powierzchniowe strumienie ciepła lub procesy takie jak parowanie lub tworzenie się lodu morskiego, które powodują wzrost zasolenia. Warstwa mieszana atmosfery jest strefą o niemal stałej potencjalnej temperaturze i wilgotności właściwej wraz z wysokością. Głębokość mieszanej warstwy atmosferycznej jest znana jako wysokość mieszania . Turbulencja zazwyczaj odgrywa rolę w tworzeniu się płynnych warstw mieszanych.

Oceaniczna warstwa mieszana

Znaczenie warstwy mieszanej

Warstwa mieszana odgrywa ważną rolę w klimacie fizycznym. Ponieważ ciepło właściwe wody oceanicznej jest znacznie większe niż powietrza, górne 2,5 m oceanu zawiera tyle ciepła, co cała atmosfera nad nim. W ten sposób ciepło potrzebne do zmiany warstwy mieszanej 2,5 m o 1°C wystarczyłoby do podniesienia temperatury atmosfery o 10°C. Głębokość warstwy mieszanej jest zatem bardzo ważna dla określenia zakresu temperatur w regionach oceanicznych i przybrzeżnych. Ponadto ciepło zmagazynowane w mieszanej warstwie oceanicznej stanowi źródło ciepła, które napędza globalną zmienność, taką jak El Niño .

Warstwa mieszana jest również ważna, ponieważ jej głębokość determinuje średni poziom światła widzianego przez organizmy morskie. W bardzo głębokich, mieszanych warstwach maleńkie rośliny morskie znane jako fitoplankton nie są w stanie uzyskać wystarczającej ilości światła, aby utrzymać swój metabolizm. Pogłębienie warstwy mieszanej w okresie zimowym na Północnym Atlantyku wiąże się zatem z silnym spadkiem powierzchniowego chlorofilu a. Jednak to głębokie mieszanie uzupełnia również przypowierzchniowe zapasy składników odżywczych. Tak więc, gdy na wiosnę warstwa mieszana staje się płytka i wzrasta poziom światła, często towarzyszy mu wzrost biomasy fitoplanktonu, znany jako „zakwit wiosenny”.

Oceaniczne tworzenie warstw mieszanych

Istnieją trzy podstawowe źródła energii do napędzania turbulentnego mieszania w mieszanej warstwie otwartego oceanu. Pierwszym z nich są fale oceaniczne, które działają na dwa sposoby. Pierwszym z nich jest generowanie turbulencji w pobliżu powierzchni oceanu, które powodują poruszenie lekkiej wody w dół. Chociaż proces ten powoduje wstrzyknięcie dużej ilości energii w górne kilka metrów, większość z nich rozprasza się stosunkowo szybko. Jeśli prądy oceaniczne zmieniają się wraz z głębokością, fale mogą z nimi wchodzić w interakcje, napędzając proces znany jako cyrkulacja Langmuira , duże wiry, które schodzą na głębokość dziesiątek metrów. Drugi to prądy napędzane wiatrem, które tworzą warstwy, w których występują ścinanie prędkości. Kiedy te nożyce osiągną wystarczającą wielkość, mogą zjadać uwarstwiony płyn. Proces ten jest często opisywany i modelowany jako przykład niestabilności Kelvina-Helmholtza , chociaż inne procesy również mogą odgrywać pewną rolę. Wreszcie, jeśli chłodzenie, dodanie solanki z zamarzającego lodu morskiego lub odparowanie na powierzchni spowoduje wzrost gęstości powierzchniowej, nastąpi konwekcja . Najgłębsze warstwy mieszane (przekraczające 2000 m w regionach takich jak Morze Labradorskie ) powstają w wyniku tego końcowego procesu, który jest formą niestabilności Rayleigha-Taylora . Wczesne modele warstwy mieszanej, takie jak modele Mellora i Durbina, obejmowały dwa ostatnie procesy. W strefach przybrzeżnych duże prędkości spowodowane pływami mogą również odgrywać ważną rolę w tworzeniu warstwy mieszanej.

Warstwa mieszana charakteryzuje się prawie jednorodnymi właściwościami, takimi jak temperatura i zasolenie w całej warstwie. Jednak prędkości mogą wykazywać znaczne ścinanie w warstwie mieszanej. Dno zmieszanej warstwy charakteryzuje się spadkiem , w którym zmieniają się właściwości wody. Oceanografowie posługują się różnymi definicjami liczby, które mogą być używane jako głębokość warstwy mieszanej w dowolnym momencie, na podstawie pomiarów fizycznych właściwości wody. Często pojawia się nagła zmiana temperatury zwana termokliną, która zaznacza dno mieszanej warstwy; czasami może wystąpić nagła zmiana zasolenia zwana halokliną, która również występuje. Łączny wpływ zmian temperatury i zasolenia powoduje nagłą zmianę gęstości, czyli piknoklinę . Dodatkowo ostre gradienty składników odżywczych (nutrylina) i tlenu (oksyklina) oraz maksymalne stężenie chlorofilu są często zlokalizowane w pobliżu podstawy sezonowej warstwy mieszanej.

Określanie głębokości warstw mieszanych oceanicznych

Klimatologia o mieszanej głębokości warstw dla borealnej zimy (górny obrazek) i borealnego lata (dolny obrazek).

Głębokość wymieszanej warstwy jest często określana przez hydrografię – dokonując pomiarów właściwości wody. Dwa kryteria, często stosowane w celu ustalenia mieszanego głębokość warstwy są temperatura i Sigma- T (gęstość) zmianę od wartości odniesienia (zwykle pomiar powierzchni). Kryterium temperaturowe zastosowane w Levitus (1982) definiuje warstwę mieszaną jako głębokość, na której zmiana temperatury od temperatury powierzchni wynosi 0,5°C. Sigma T (gęstość) Kryterium w Levitus wykorzystuje głębokość, na której następuje zmiana z powierzchni Sigma T wystąpił 0,125. Żadne z kryteriów nie oznacza, że ​​aktywne mieszanie występuje cały czas na głębokości wymieszanej warstwy. Głębokość mieszanej warstwy szacowana na podstawie hydrografii jest raczej miarą głębokości, do której dochodzi do mieszania w ciągu kilku tygodni.

Przykład grubości warstwy barierowej dla profilu Argo wykonany 31 stycznia 2002 na tropikalnym Oceanie Indyjskim. Czerwona linia to profil gęstości, czarna linia to temperatura, a niebieska linia to zasolenie. Głębokość jednej warstwy mieszanej, DT -02 , jest zdefiniowana jako głębokość, przy której temperatura powierzchni spada o 0,2°C (czarna linia przerywana). Mieszana warstwa o zdefiniowanej gęstości, D sigma , ma długość 40 m (czerwona linia przerywana) i jest zdefiniowana jako gęstość powierzchniowa plus różnica gęstości spowodowana przyrostem temperatury o 0,2°C. Powyżej D sigma woda jest zarówno izotermiczna, jak i izohaliczna. Różnica pomiędzy D T-02 minus D sigma to grubość warstwy barierowej (niebieskie strzałki na rysunku) [1] .

Grubość warstwy barierowej

Grubość warstwy barierowej (BLT) to warstwa wody oddzielająca dobrze wymieszaną warstwę powierzchniową od termokliny . Bardziej precyzyjną definicją byłaby różnica między głębokością warstwy mieszanej (MLD) obliczoną na podstawie temperatury a głębokością warstwy mieszanej obliczoną przy użyciu gęstości. Pierwsza wzmianka o tej różnicy jako warstwie barierowej pojawiła się w artykule opisującym obserwacje na zachodnim Pacyfiku w ramach badania Western Equatorial Pacific Circulation Study. W regionach, w których występuje warstwa barierowa, rozwarstwienie jest stabilne z powodu silnego wyporu związanego ze świeżą (tj. bardziej wyporną) masą wody znajdującą się na szczycie słupa wody.

W przeszłości typowym kryterium dla MLD była głębokość, na której temperatura powierzchni ulega ochłodzeniu przez pewną zmianę temperatury w stosunku do wartości powierzchniowych. Na przykład Levitus używał 0,5 °C. W przykładzie po prawej, 0,2°C jest używane do zdefiniowania MLD (tj. D T-02 na rysunku). Przed obfitym podpowierzchniowym zasoleniem dostępnym w firmie Argo była to główna metodologia obliczania oceanicznego MLD. Ostatnio do zdefiniowania MLD zastosowano kryterium gęstości. MLD na podstawie gęstości definiuje się jako głębokość, na której gęstość wzrasta od wartości powierzchniowej z powodu zalecanego obniżenia temperatury o pewną wartość (np. 0,2°C) od wartości powierzchniowej przy zachowaniu stałej wartości zasolenia powierzchni. (tj. D T-02 - D sigma ).

Reżimy BLT

Duże wartości BLT występują zwykle w rejonach równikowych i mogą sięgać nawet 50 m. Powyżej warstwy barierowej dobrze wymieszana warstwa może być spowodowana lokalnymi opadami przekraczającymi parowanie (np. na zachodnim Pacyfiku), spływem rzecznym związanym z monsunami (np. na północnym Oceanie Indyjskim) lub adwekcją słonej wody subdukowanej w subtropikach wszystkie subtropikalne wiry oceaniczne ). Tworzenie się warstwy barierowej w subtropikach wiąże się z sezonową zmianą głębokości warstwy mieszanej, ostrzejszym niż normalnie gradientem zasolenia powierzchni morza (SSS) oraz subdukcją na tym froncie SSS. W szczególności warstwa barierowa jest tworzona w sezonie zimowym na równikowym zboczu maksimów zasolenia subtropikalnego. Wczesną zimą atmosfera ochładza powierzchnię, a silny wiatr i ujemna pływalność wymuszająca temperaturę mieszanki do głębokiej warstwy. W tym samym czasie świeże zasolenie powierzchni pochodzi z deszczowych regionów w tropikach. Głęboka warstwa temperaturowa wraz z silnym rozwarstwieniem w zasoleniu stwarza warunki do tworzenia warstwy barierowej.

W przypadku zachodniego Pacyfiku mechanizm tworzenia warstwy barierowej jest inny. Wzdłuż równika wschodnia krawędź basenu ciepła (zazwyczaj 28 ° C, izoterma - patrz wykres SST w zachodniej Pacific) jest regionem rozgraniczenie ciepłej wody do zachodu i zimna, słonych, upwelled wody w środkowej Pacyfiku. Warstwa barierowa jest tworzona w warstwie izotermicznej, gdy słona woda jest subdukowana (tj. gęstsza masa wody przemieszcza się pod drugą) ze wschodu do ciepłego basenu z powodu lokalnej konwergencji lub ciepła słodka woda zastępuje gęstszą wodę na wschodzie. Tutaj słabe wiatry, obfite opady, adwekcja wody o niskim zasoleniu na wschód, subdukcja słonej wody na zachód i schodzące w dół równikowe fale Kelvina lub Rossby'ego to czynniki, które przyczyniają się do głębokiego formowania BLT.

Znaczenie BLT

Przed El Nino , ciepły basen magazynuje ciepło i ogranicza się do dalekiego zachodniego Pacyfiku. Podczas El Nino ciepły basen migruje na wschód wraz z towarzyszącymi anomaliami opadów i prądów. W tym czasie zwiększa się sprowadzanie z westernów, wzmacniając wydarzenie. Korzystając z danych z cumowania statku szansy i tropikalnej atmosfery – oceanu (TAO) na zachodnim Pacyfiku, śledzono wschodnią i zachodnią migrację ciepłego basenu w latach 1992-2000 za pomocą zasolenia powierzchni morza (SSS), temperatury powierzchni morza (SST). , prądy i dane podpowierzchniowe z przewodności, temperatury, głębokości z różnych rejsów badawczych. Praca ta wykazała, że ​​podczas przepływu w kierunku zachodnim BLT na zachodnim Pacyfiku wzdłuż równika (138 o E-145 o E, 2 o N-2 o S) wynosi od 18 m do 35 m, co odpowiada ciepłemu SST i służy jako wydajny mechanizm magazynowania ciepła. Tworzenie warstwy barierowej jest napędzane przez prądy zachodnie (tj. zbieżne i subdukujące) wzdłuż równika w pobliżu wschodniej krawędzi frontu zasolenia, który definiuje ciepły basen. Te prądy zachodnie są napędzane przez opadające fale Rossby'ego i reprezentują albo adwekcję BLT w kierunku zachodnim, albo preferencyjne pogłębienie głębszej termokliny w stosunku do płytszej halokliny ze względu na dynamikę fal Rossby'ego (tj. fale te sprzyjają pionowemu rozciąganiu górnego słupa wody). Podczas El Nino, zachodnie wiatry kierują ciepły basen na wschód, pozwalając świeżej wodzie pływać po lokalnej zimniejszej/słonej/gęstszej wodzie na wschodzie. Stosując sprzężone modele atmosferyczne/oceaniczne i dostrajając mieszanie w celu wyeliminowania BLT na rok przed El Nino, wykazano, że nagromadzenie ciepła związane z warstwą barierową jest wymogiem dla dużego El Nino. Wykazano, że istnieje ścisły związek między SSS i SST w zachodnim Pacyfiku, a warstwa barierowa odgrywa zasadniczą rolę w utrzymaniu ciepła i pędu w ciepłym basenie w warstwie uwarstwionej zasolenia. Późniejsze prace, w tym dryfujące Argo, potwierdzają związek między migracją na wschód ciepłego basenu podczas El Nino a magazynowaniem ciepła w warstwie barierowej na zachodnim Pacyfiku. Głównym efektem warstwy barierowej jest utrzymanie płytkiej warstwy mieszanej, umożliwiającej wzmocnioną reakcję sprzężoną z powietrzem i morzem. Ponadto BLT jest kluczowym czynnikiem w ustaleniu średniego stanu, który jest zaburzony podczas El Nino/ La Niña

Tworzenie warstwy mieszanej limnologicznej

Tworzenie się warstwy mieszanej w jeziorze jest podobne do tego w oceanie, ale mieszanie jest bardziej prawdopodobne w jeziorach wyłącznie ze względu na właściwości molekularne wody . Woda zmienia gęstość, gdy zmienia temperaturę. W jeziorach strukturę temperatury komplikuje fakt, że słodka woda jest najcięższa w temperaturze 3,98 °C (stopni Celsjusza). Tak więc w jeziorach, których powierzchnia jest bardzo zimna, wymieszana warstwa na wiosnę na krótko rozciąga się aż do dna, gdy powierzchnia się ogrzewa, a także jesienią, gdy powierzchnia się ochładza. To przewrócenie jest często ważne dla utrzymania natlenienia bardzo głębokich jezior.

Badaniem limnologii objęte są wszystkie akweny śródlądowe, w tym akweny zasolone. W jeziorach i morzach zasolonych (takich jak Morze Kaspijskie) tworzenie warstw mieszanych generalnie zachowuje się podobnie do oceanu.

Atmosferyczne tworzenie warstwy mieszanej

Mieszana warstwa atmosfery jest wynikiem konwekcyjnych ruchów powietrza, zwykle obserwowanych w połowie dnia, kiedy powietrze na powierzchni jest ogrzewane i unosi się. Jest więc mieszany przez niestabilność Rayleigha-Taylora . Standardową procedurą określania głębokości wymieszanej warstwy jest zbadanie profilu potencjalnej temperatury , czyli temperatury, jaką miałoby powietrze, gdyby zostało doprowadzone do ciśnienia występującego na powierzchni bez uzyskania lub utraty ciepła. Ponieważ taki wzrost ciśnienia wiąże się ze sprężaniem powietrza, potencjalna temperatura jest wyższa niż temperatura in situ, przy czym różnica rośnie wraz ze wzrostem temperatury w atmosferze. Mieszaną warstwę atmosferyczną definiuje się jako warstwę o (w przybliżeniu) stałej potencjalnej temperaturze lub warstwę, w której temperatura spada z szybkością około 10 °C/km, pod warunkiem, że jest wolna od chmur. Taka warstwa może jednak mieć gradienty wilgotności. Podobnie jak w przypadku warstwy mieszanej oceanicznej, prędkości nie będą stałe w całej warstwie mieszanej atmosferycznej.

Bibliografia

  • Mellor, GL; Durbin, PA (1975). „Struktura i dynamika mieszanej warstwy powierzchniowej oceanu” . Czasopismo Oceanografii Fizycznej . 5 (4): 718–728. Kod Bibcode : 1975JPO.....5..718M . doi : 10.1175/1520-0485(1975)005<0718:TSADOT>2.0.CO;2 .

Linki zewnętrzne

  • Śnieg z efektem jeziora w celu uzyskania linku do obrazu NASA z satelity SeaWiFS pokazującego chmury w mieszanej warstwie atmosferycznej.
  • Odwiedź stronę internetową Ifremer/Los Mixed Layer Depth Climatology pod adresem Redirection, aby uzyskać dostęp do aktualnych danych, map i linków dotyczących klimatu oceanicznego o mieszanej głębokości warstw.

Dalsza lektura

  • Wallace, John Michael; Hobbs, Peter Victor (2006). Nauka o atmosferze: ankieta wprowadzająca (2nd ed.). Prasa akademicka. str. 483. Numer ISBN 9780127329512.