Помощь студентам в учебе
Механизмы формирования Лофотенского вихря по спутниковым и натурным измерениям, а также данным моделирования
|
Введение 3
2. Данные и методы 11
2.1. ETOPO1 11
2.2. GLORYS12V1 11
2.3. TEOS-10 12
2.4. MITgcm with JRA55 13
3. Основные механизмы формирования Лофотенского вихря 13
3.1. Влияние зимней конвекции 13
3.1.1. Анализ исследований по теме 13
3.2. Влияние топографии 30
3.2.1. Анализ исследований по теме 30
3.3. Влияние взаимодействия вихрей 47
3.4. Влияние турбулентности 51
Основные выводы
Публикации по теме ВКР 55
Список литературы: 58
2. Данные и методы 11
2.1. ETOPO1 11
2.2. GLORYS12V1 11
2.3. TEOS-10 12
2.4. MITgcm with JRA55 13
3. Основные механизмы формирования Лофотенского вихря 13
3.1. Влияние зимней конвекции 13
3.1.1. Анализ исследований по теме 13
3.2. Влияние топографии 30
3.2.1. Анализ исследований по теме 30
3.3. Влияние взаимодействия вихрей 47
3.4. Влияние турбулентности 51
Основные выводы
Публикации по теме ВКР 55
Список литературы: 58
«Глобальный океанический конвейер», впервые описанный в работе (Broecker and Peng, 1982), представлен сложной системой горизонтальных и вертикальных движений, переносящих воду в меридиональном и зональном направлениях и связывающих между собой океаны и климатические зоны, уменьшая контраст между меридиональными характеристиками водных масс (Richards and Straneo, 2015; Алексеев и др., 2016). В районе Северной Атлантики данный конвейер представлен Северо-Атлантическим течением, а в Северо-Европейском бассейне его продолжением - Норвежским течением, состоящим из двух ветвей, которые переносят в Арктический бассейн теплые и соленые воды Атлантики, поступающие через проливы между Исландией, Фарерскими и Шетландскими островами (Broecker, 1991; Pedersen et al., 2005; Orvik, 2004; Jakobsen et al., 2003).
Огибая плато Воринг с двух сторон, Норвежское течение разделяется на два водных потока, которые охватывают весь бассейн Норвежского моря (Белоненко и др., 2014) (Рисунок 1). Восточная ветвь Норвежского течения представлена Норвежским склоновым течением, направленным на север в сторону Баренцева моря и расположенным вдоль континентального склона, тогда как западная ветвь представлена неустойчивым бароклинным Норвежским фронтальным течением. Восточная ветвь движется в северную сторону, где в дальнейшем разделяется на две части, одна из которых имеет циклоническую направленность и локализована в основном на западной периферии Лофотенской котловины, двигаясь сначала в западную, а затем рециркулируя на юг в сторону Норвежской котловины и проходя вдоль хребта Ян-Майен, при этом увеличивая свою скорость течения. Тогда как Западная часть Норвежского течения, отрываясь от основной ветви, огибает с северной стороны плато Воринг и в дальнейшем поворачивает в восточную сторону и соединяется с восточной ветвью Норвежского течения (Рисунок 1). Подобный циклонический характер движения течений в районе Лофотенской котловины во многом обусловлен топографическим строением, кроме того, течения в той или иной степени следуют топографии дна и поэтому движутся вдоль изобат (Алексеев и др., 2016; Yu et al., 2017).
Стоит отметить, что оба течения проникают до глубины 400-600 м, что связано с глубиной порогов, через которые атлантические воды поступают в Норвежское море (Белоненко и др., 2014). Максимальные скорости этих течений сосредоточены в струях, имеющих среднюю ширину около 30-50 км, где средние значения скорости составляют 30 см/с (Koszalka et al., 2013).
Лофотенская котловина, расположенная в центральной части Норвежского моря, характеризуется локальным максимумом вихревой кинетической энергии и является важнейшим транспортным регионом для теплых и соленых атлантических вод на их пути в Арктический бассейн (Fer et al., 2018; Volkov et al., 2015). В результате бароклинной неустойчивости от ветвей Норвежского склонового течения отделяются мезомасштабные вихри и, благодаря топографическому эффекту, устремляются в центральную часть котловины (Kohl, 2007; Volkov et al., 2015; Сандалюк и Белоненко, 2018). Стоит отметить, что мезомасштабные вихри являются важнейшим источником переноса биогенных элементов: так, концентрация биогенов в вихрях способна превышать до 10 раз концентрацию биогенных элементов в окружающих водах (Vaillancourt et al., 2003). Максимальная глубина в котловине достигает 3250 м, дно представлено практически плоской абиссальной равниной, площадью порядка 1300 км2, кроме того, на северо-западе котловина граничит с хребтом Мона, а на юге и востоке — с континентальным склоном Скандинавии и плато Воринг, что позволяет говорить о характерной топографической обособленности Лофотенской котловины и наличии в ней специфических черт крупномасштабной циркуляции вод (Башмачников и др., 2017; Иванов и Кораблев, 1995а). Подобная обособленность подтверждается в работе (Voet et al., 2010), в которой показано, что в среднем лишь 25% буев покидает Лофотенскую котловину, что указывает на преобладание в данном районе процессов, связанных с конвергенцией течений.
Водные массы данного региона представлены теплыми и солеными атлантическими водами, нижняя граница которых находится на глубине порядка 400-600 м в районе континентального склона и постепенно поднимается к поверхности океана при движении в северо-западном направлении, а также имеют соленость, равную 35 psu и температуру воды порядка 3 °С (Kohl, 2007; Nilsen and Falck, 2006).
Ниже атлантической водной массы находятся глубинные водные массы арктического происхождения, имеющие более низкую температуру от - 0,5 до 0,5°С, по сравнению с атлантическими водами, и более высокую соленость (Белоненко и др., 2014; Kohl, 2007). В западной части Норвежского моря, для которой характерны большие горизонтальные градиенты термохалинных характеристик за счет взаимодействия между теплыми и солеными атлантическими водами с более пресными и холодными водами арктического происхождения, носит название Арктический фронт (Nilsen and Falck, 2006). К северу от хребта Ян-Майен Арктический фронт имеет довольно устойчивое пространственное положение, однако в летний период наблюдается его смещение в сторону запада. Стоит отметить, что и атлантические воды Норвежского склонового течения фиксируются в летний период западнее, чему также способствуют северные ветры в летний период (Nilsen and Falck, 2006).
Ключевой особенностью Лофотенской котловины является Лофотенский вихрь, расположенный в центре котловины и являющийся сегодня природной лабораторией для изучения мезомасштабных вихрей в океане. Зимняя глубокая конвекция является необходимым условием существования этого уникального природного феномена, так как она создает благоприятные условия его ежегодной регенерации (Блошкина и Иванов, 2016). Другим механизмом, позволяющим поддерживать в центре котловины высокую антициклоническую завихренность, является захват мезомасштабных вихрей, отрывающихся от Норвежского течения. Мезомасштабные вихри представляют наиболее важную составляющую динамики Лофотенской котловины.
В монографии (Rhines, 1975), основанной на использовании теории и идеализированной модели, утверждается, что двумерные вихри в однородной среде, имеющие большие числа Рейнольдса, в дальнейшем развиваются в сторону больших пространственных масштабов. За счет геофизического бэта-эффекта, такой каскад создает поле волн без потери энергии и турбулентной изменчивости, почти прекращающейся при масштабах волнового числа близких к кр = 1(~), где U- скорость частицы, ft — меридиональный градиент параметра Кориолиса.
Для океана пограничный масштаб кр-1 составляет 280 км, при U = 30 см/с, на широте 70°. В работе отмечается, что при прохождении вихрей через континентальные склоны наблюдается анизотропия, способствующая движению вихрей вдоль данных контуров f/h,где f- параметр Кориолиса. Кроме того, границы бассейна также вносят вклад в распределение энергии вихрей. Так, береговая линия, расположенная к западу от жидкости, является причиной накопления энергии посредством вихрей, в то время как береговая линия, расположенная к востоку от жидкости является «стоком» энергии (Rhines, 1975).
Современные наблюдения подтверждают механизмы появления зональных струй, предложенные в монографии (Rhines, 1975), однако некоторые работы, как, например, статья (Melnichenko et al., 2010), указывают на ошибочность данного механизма.
Наблюдения свидетельствуют о том, что в мезомасштабном поле со средними значениями зональной скорости доминируют квазипостоянные структуры, обычно называемые стратами (Maximenko et al., 2005, 2008). Подобные структуры наиболее заметны в многолетнем усредненном по времени поле скоростей и имеют пространственные характеристики до нескольких тысяч км в длину и до 150-250 км в меридиональном направлении, образуя практически глобальную систему слабо чередующихся восточных и западных течений, в дальнейшем сливающихся в более широкие и сильные потоки (Melnichenko et al., 2010).
Образуясь в результате динамической неустойчивости Норвежского течения (Kohl, 2007; Raj et al., 2015, 2016), мезомасштабные вихри извлекают из него теплую и соленую воду и перераспределяют ее по акватории Норвежского моря. Тем самым, мезомасштабные вихри играют важную роль и в формировании термохалинной структуры Лофотенской котловины. Антициклонический характер вращения в Лофотенского вихря формируется за счет наклона уровенной поверхности моря и приповерхностных изопикн в центре котловины (Белоненко и др., 2017).
В своей статье Volkov et al. (2013) называет Лофотенскую котловину «горячей точкой Норвежского моря» за счет выявленных в ней с помощью спутниковой альтиметрии локальных максимумов уровня поверхности океана (до 15 см) и вихревой кинетической энергии. Согласно закона сохранения потенциального вихря, рассчитываемого по формуле:
^)=0'
где £ — относительная завихренность, Н — глубина океана, в котловинах северного полушария имеет место формирование крупномасштабной циклонической циркуляции, имеющей топографическую природу (Kohl, 2007). С начала 60-х годов XX века в районе Лофотенской котловины была обнаружена и выделялась область замкнутых изотерм и изохалин, которая ограничивала внутрипикноклинную антициклоническую линзу - Лофотенский вихрь с центром, расположенным приблизительно на 70° с.ш. и 4° в.д. на глубинах порядка 300-1000 м (Алексеев и др., 1991). Динамический сигнал данного вихря распространяется от поверхности до дна моря на глубинах более 3000 м (Белоненко и др., 2017). Данный вихрь антициклонического типа меняет свое положение в течение года, двигаясь по квази-циклонической траектории, при этом установлено сохранение его положения относительно центра котловины (Блошкина, 2016; Иванов и Кораблев, 1995 а; Voet et al., 2010). По мнению авторов статьи (Иванов и Кораблев, 1995б), за счет донной топографии образуется внешнее по отношению к Лофотенскому вихрю циклоническое поле, превосходящее в пространственном масштабе в несколько раз антициклоническое поле движения Лофотенского вихря, что способствует нахождению вихря в пределах Лофотенской котловины.
В работе (Raj et al., 2015) по спутниковым альтиметрическим данным показано, что средний радиус Лофотенского вихря равен 37 км, а орбитальная скорость на поверхности составляет порядка 30 см/с. Анализируя данные глайдеров за период с июля 2012 года по июль 2015 года, авторы статьи (Yu et al., 2017) отмечают, что средний радиус ядра Лофотенского вихря составляет 18±4 км, кроме того, средний вклад геострофической компоненты в циклогеострофический баланс равен 44%, а значения относительной завихренности ядра Лофотенского вихря близки к локальному параметру Кориолиса. Установлено, что колебание пространственного положения ядра данного вихря, достигающее значений между наиболее удаленными точками порядка 130 км, что намного меньше горизонтальных масштабов Лофотенской котловины, имеющей протяженность 500 км в горизонтальном направлении по изобате 2000 м (Белоненко и др., 2014; Иванов и Кораблев, 1995б).
По данным работы (Volkov et al., 2015), средняя скорость движения Лофотенского вихря составляет 1,5 км в день, кроме того, около половины времени в году Лофотенский вихрь фиксируется в южной части Лофотенской котловины, имеющей глубины порядка 3250 м.
В работе (Yu et al., 2017) также отмечается, что использование спутниковых альтиметрических данных позволяет установить местоположение ядра Лофотенского вихря с точностью до половины радиуса вихря, однако такие характеристики, как относительная завихренность и радиус Лофотенского вихря , способны завышаться примерно в 2 раза, что связано с чрезмерным сглаживанием относительно небольшого пространственного радиуса Лофотенского вихря. В работе (Белоненко и др., 2017) впервые была применена теория винтовых вихрей для Лофотенского вихря Норвежского моря. Используя данные гидродинамической модели MITgcm с высоким разрешением, равным 4 на 4 км для периода 1992-2012 гг., были получены значения азимутальной и осевой вертикальной скорости Лофотенского вихря. По данным MITgcm, максимум азимутальной скорости установлен в подповерхностном ядре Лофотенского вихря, на глубинах 200-1000 м и составляет 20 см/с, в то время как в верхнем слое скорости вращения частиц не превышают 12,5-15,0 см/с, а в нижних слоях - не более 5 см/с. Тогда как вертикальные осевые скорости Лофотенского вихря на 3-4 порядка меньше азимутальных скоростей. Кроме того, величина горизонтального масштаба вихря для всех горизонтов меняется в незначительных пределах (Белоненко и др., 2017). В работе (Иванов и Кораблев, 1995б) отмечается, что в изменениях характеристик Лофотенского вихря обнаруживается наличие ярко выраженного сезонного сигнала. Так в зимние месяцы, за счет ослабленной плотностной стратификации вод и вертикальной инверсии соленых вод по глубине, в центре Лофотенского вихря происходит подпитка ядра вихря поверхностной водой, более соленой, чем нижележащие воды, и проникающей на глубины более 1 км (Алексеев и др., 2016; Федоров и др., 2019; Rossby et al., 2009a). Для данного периода характерно т.н. «сжатие» Лофотенского вихря до размера бароклинного радиуса деформации Россби, равного 7-9 км и увеличение антициклонической завихренности.
По данным работы (Fer et al., 2018) бароклинный радиус деформации Россби, рассчитанный по фазовой скорости первой бароклинной моды R1 = с-1/f,равен 12 км, где с1 находится из численного решения уравнения Штурма - Лиувилля при использовании эталонной частоты плавучести на радиальном расстоянии 60 км.
По данным работы (Travkin and Belonenko, 2019), в которой анализируются характеристики мезомасштабных вихрей на основе спутниковых измерений в период с 1993 по 2017 гг., в исследуемом районе характерны годовые значения орбитальной скорости и амплитуды, равные от 8,5 до 11,1 см/с и от 3,8 до 5,4 см, для вихрей обоих типов соответственно. Установлено наличие выраженной сезонной изменчивости, так, в осенне-летний период орбитальные скорости и амплитуды обоих типов вихрей снижаются до значений порядка 8,5 - 8,7 см/с для циклонов и 9,6 - 10,4 см/с для антициклонов и до значений амплитуд, равных 3,8 - 3,9 см для циклонов и 4,7 - 5,1 см для антициклонов. Кроме того, в зимне-весенний период фиксируется уменьшение продолжительности жизни мезомасштабных вихрей, до значений, менее 27 дней. Исследуемый район, за счет наличия Р-топографического эффекта характеризуется наличием наибольшего числа вихрей обоих типов в центральной и восточной части Лофотенской котловины, тогда как западная и северо-западная часть характеризуется наименьшим количеством вихрей обоих типов на протяжении всего года (не более 15 вихрей за сезон на ячейку сетки с разрешением стороны 1°).
Для Лофотенского вихря характерно ярко выраженное сезонное колебание термохалинных характеристик. Так, ядро Лофотенского вихря в зимний период характеризуется отрицательными значениями аномалий температур и сильным опреснением, в результате чего его плотность в зимний период на 0,025 - 0,05 кг/м3 выше, чем среднегодовая. В данном районе исследования фиксируется наличие мезомасштабных антициклонических вихрей, для которых характерны скорости порядка 20 см/с, отрицательные значения относительной завихренности и параметра Окубо-Вейса, равные от -1.5П0-5 до -2.5 10-5 (1/c) и -4*10-10 (1/с2), соответственно.
В результате слияния мезомасштабного антициклонического вихря с ЛВ происходит увеличение и заглубление изотерм и изохалин в районе месторасположения ЛВ, что свидетельствует об обновлении ядра Лофотенского вихря не только за счет процесса глубокой конвекции в весенне-зимний период, но и за счет его слияния с мезомасштабными вихрями антициклонического типа (их относительная завихренность отрицательна), характеризующимися наличием более теплых и соленых атлантических вод.
В период весны-лета происходит прогрев поверхностного слоя воды, в результате чего происходит формирование сезонного пикноклина с утратой контакта линзы с поверхностью океана. Кроме того, наблюдается процесс релаксации вихря за счет экмановских движений, в результате чего происходит увеличение горизонтальных размеров вихря, а также снижение его орбитальной скорости (Белоненко и др., 2014; Иванов и Кораблев, 1995б). Сохранение пространственного положения вихря в границах Лофотенской котловины связано с его квази-циклоническим перемещением в пределах котловины (Блошкина и Иванов, 2016). Кроме того, в работе (Иванов и Кораблев, 1995б) указывается, что при отсутствии внешних источников тепла и соли линза способна просуществовать до 1,5 лет, постепенно сжимаясь по горизонтали и растягиваясь в следствие экмановских движений в наклонных пограничных слоях. В нашей работе под мезомасштабными (синоптическими) вихрями подразумеваются вихри, горизонтальный N*H = ~:т>где я/ глубина океана.
В своей статье Kohl (2007) утверждает, что большую роль на изменчивость термохалинных характеристик Лофотенского вихря оказывает процесс слияния с мезомасштабными антициклоническими вихрями, наибольшая повторяемость которых была зафиксирована на основе их автоматической идентификации в районе месторасположения Лофотенского вихря (Белоненко и др., 2014). В среднем, ядра мезомасштабных вихрей в Лофотенской котловине находятся в промежуточном слое на глубинах 300-800 м.
Основными механизмами, влияющими на формирование и устойчивость Лофотенского вихря, являются: глубокая зимняя конвекция, топография Лофотенской котловины, взаимодействие Лофотенского вихря с мезомасштабными вихрями, а также турбулентность. В данной работе мы рассмотрим каждый из них более детально, используя в качестве основы литературные источники.
Целью данной работы является изучение механизмов формирования квази- постоянного антициклонического Лофотенского вихря.
Указанная цель достигается путем решения следующих задач:
1) Сбор информации об основных механизмах формирования Лофотенского вихря из литературных источников.
2) Анализ сезонной и межгодовой изменчивости глубины верхнего квазиоднородного слоя на основе данных реанализа GLORYS12V1.
3) Анализ пространственного распределения в зимне-весенний период глубины верхнего квазиоднородного слоя на основе данных реанализа GLORYS12V1.
4) Анализ влияния топографии морского дна на вихревую и кинетическую энергию Норвежского моря на основе численных экспериментов и натурных данных.
Огибая плато Воринг с двух сторон, Норвежское течение разделяется на два водных потока, которые охватывают весь бассейн Норвежского моря (Белоненко и др., 2014) (Рисунок 1). Восточная ветвь Норвежского течения представлена Норвежским склоновым течением, направленным на север в сторону Баренцева моря и расположенным вдоль континентального склона, тогда как западная ветвь представлена неустойчивым бароклинным Норвежским фронтальным течением. Восточная ветвь движется в северную сторону, где в дальнейшем разделяется на две части, одна из которых имеет циклоническую направленность и локализована в основном на западной периферии Лофотенской котловины, двигаясь сначала в западную, а затем рециркулируя на юг в сторону Норвежской котловины и проходя вдоль хребта Ян-Майен, при этом увеличивая свою скорость течения. Тогда как Западная часть Норвежского течения, отрываясь от основной ветви, огибает с северной стороны плато Воринг и в дальнейшем поворачивает в восточную сторону и соединяется с восточной ветвью Норвежского течения (Рисунок 1). Подобный циклонический характер движения течений в районе Лофотенской котловины во многом обусловлен топографическим строением, кроме того, течения в той или иной степени следуют топографии дна и поэтому движутся вдоль изобат (Алексеев и др., 2016; Yu et al., 2017).
Стоит отметить, что оба течения проникают до глубины 400-600 м, что связано с глубиной порогов, через которые атлантические воды поступают в Норвежское море (Белоненко и др., 2014). Максимальные скорости этих течений сосредоточены в струях, имеющих среднюю ширину около 30-50 км, где средние значения скорости составляют 30 см/с (Koszalka et al., 2013).
Лофотенская котловина, расположенная в центральной части Норвежского моря, характеризуется локальным максимумом вихревой кинетической энергии и является важнейшим транспортным регионом для теплых и соленых атлантических вод на их пути в Арктический бассейн (Fer et al., 2018; Volkov et al., 2015). В результате бароклинной неустойчивости от ветвей Норвежского склонового течения отделяются мезомасштабные вихри и, благодаря топографическому эффекту, устремляются в центральную часть котловины (Kohl, 2007; Volkov et al., 2015; Сандалюк и Белоненко, 2018). Стоит отметить, что мезомасштабные вихри являются важнейшим источником переноса биогенных элементов: так, концентрация биогенов в вихрях способна превышать до 10 раз концентрацию биогенных элементов в окружающих водах (Vaillancourt et al., 2003). Максимальная глубина в котловине достигает 3250 м, дно представлено практически плоской абиссальной равниной, площадью порядка 1300 км2, кроме того, на северо-западе котловина граничит с хребтом Мона, а на юге и востоке — с континентальным склоном Скандинавии и плато Воринг, что позволяет говорить о характерной топографической обособленности Лофотенской котловины и наличии в ней специфических черт крупномасштабной циркуляции вод (Башмачников и др., 2017; Иванов и Кораблев, 1995а). Подобная обособленность подтверждается в работе (Voet et al., 2010), в которой показано, что в среднем лишь 25% буев покидает Лофотенскую котловину, что указывает на преобладание в данном районе процессов, связанных с конвергенцией течений.
Водные массы данного региона представлены теплыми и солеными атлантическими водами, нижняя граница которых находится на глубине порядка 400-600 м в районе континентального склона и постепенно поднимается к поверхности океана при движении в северо-западном направлении, а также имеют соленость, равную 35 psu и температуру воды порядка 3 °С (Kohl, 2007; Nilsen and Falck, 2006).
Ниже атлантической водной массы находятся глубинные водные массы арктического происхождения, имеющие более низкую температуру от - 0,5 до 0,5°С, по сравнению с атлантическими водами, и более высокую соленость (Белоненко и др., 2014; Kohl, 2007). В западной части Норвежского моря, для которой характерны большие горизонтальные градиенты термохалинных характеристик за счет взаимодействия между теплыми и солеными атлантическими водами с более пресными и холодными водами арктического происхождения, носит название Арктический фронт (Nilsen and Falck, 2006). К северу от хребта Ян-Майен Арктический фронт имеет довольно устойчивое пространственное положение, однако в летний период наблюдается его смещение в сторону запада. Стоит отметить, что и атлантические воды Норвежского склонового течения фиксируются в летний период западнее, чему также способствуют северные ветры в летний период (Nilsen and Falck, 2006).
Ключевой особенностью Лофотенской котловины является Лофотенский вихрь, расположенный в центре котловины и являющийся сегодня природной лабораторией для изучения мезомасштабных вихрей в океане. Зимняя глубокая конвекция является необходимым условием существования этого уникального природного феномена, так как она создает благоприятные условия его ежегодной регенерации (Блошкина и Иванов, 2016). Другим механизмом, позволяющим поддерживать в центре котловины высокую антициклоническую завихренность, является захват мезомасштабных вихрей, отрывающихся от Норвежского течения. Мезомасштабные вихри представляют наиболее важную составляющую динамики Лофотенской котловины.
В монографии (Rhines, 1975), основанной на использовании теории и идеализированной модели, утверждается, что двумерные вихри в однородной среде, имеющие большие числа Рейнольдса, в дальнейшем развиваются в сторону больших пространственных масштабов. За счет геофизического бэта-эффекта, такой каскад создает поле волн без потери энергии и турбулентной изменчивости, почти прекращающейся при масштабах волнового числа близких к кр = 1(~), где U- скорость частицы, ft — меридиональный градиент параметра Кориолиса.
Для океана пограничный масштаб кр-1 составляет 280 км, при U = 30 см/с, на широте 70°. В работе отмечается, что при прохождении вихрей через континентальные склоны наблюдается анизотропия, способствующая движению вихрей вдоль данных контуров f/h,где f- параметр Кориолиса. Кроме того, границы бассейна также вносят вклад в распределение энергии вихрей. Так, береговая линия, расположенная к западу от жидкости, является причиной накопления энергии посредством вихрей, в то время как береговая линия, расположенная к востоку от жидкости является «стоком» энергии (Rhines, 1975).
Современные наблюдения подтверждают механизмы появления зональных струй, предложенные в монографии (Rhines, 1975), однако некоторые работы, как, например, статья (Melnichenko et al., 2010), указывают на ошибочность данного механизма.
Наблюдения свидетельствуют о том, что в мезомасштабном поле со средними значениями зональной скорости доминируют квазипостоянные структуры, обычно называемые стратами (Maximenko et al., 2005, 2008). Подобные структуры наиболее заметны в многолетнем усредненном по времени поле скоростей и имеют пространственные характеристики до нескольких тысяч км в длину и до 150-250 км в меридиональном направлении, образуя практически глобальную систему слабо чередующихся восточных и западных течений, в дальнейшем сливающихся в более широкие и сильные потоки (Melnichenko et al., 2010).
Образуясь в результате динамической неустойчивости Норвежского течения (Kohl, 2007; Raj et al., 2015, 2016), мезомасштабные вихри извлекают из него теплую и соленую воду и перераспределяют ее по акватории Норвежского моря. Тем самым, мезомасштабные вихри играют важную роль и в формировании термохалинной структуры Лофотенской котловины. Антициклонический характер вращения в Лофотенского вихря формируется за счет наклона уровенной поверхности моря и приповерхностных изопикн в центре котловины (Белоненко и др., 2017).
В своей статье Volkov et al. (2013) называет Лофотенскую котловину «горячей точкой Норвежского моря» за счет выявленных в ней с помощью спутниковой альтиметрии локальных максимумов уровня поверхности океана (до 15 см) и вихревой кинетической энергии. Согласно закона сохранения потенциального вихря, рассчитываемого по формуле:
^)=0'
где £ — относительная завихренность, Н — глубина океана, в котловинах северного полушария имеет место формирование крупномасштабной циклонической циркуляции, имеющей топографическую природу (Kohl, 2007). С начала 60-х годов XX века в районе Лофотенской котловины была обнаружена и выделялась область замкнутых изотерм и изохалин, которая ограничивала внутрипикноклинную антициклоническую линзу - Лофотенский вихрь с центром, расположенным приблизительно на 70° с.ш. и 4° в.д. на глубинах порядка 300-1000 м (Алексеев и др., 1991). Динамический сигнал данного вихря распространяется от поверхности до дна моря на глубинах более 3000 м (Белоненко и др., 2017). Данный вихрь антициклонического типа меняет свое положение в течение года, двигаясь по квази-циклонической траектории, при этом установлено сохранение его положения относительно центра котловины (Блошкина, 2016; Иванов и Кораблев, 1995 а; Voet et al., 2010). По мнению авторов статьи (Иванов и Кораблев, 1995б), за счет донной топографии образуется внешнее по отношению к Лофотенскому вихрю циклоническое поле, превосходящее в пространственном масштабе в несколько раз антициклоническое поле движения Лофотенского вихря, что способствует нахождению вихря в пределах Лофотенской котловины.
В работе (Raj et al., 2015) по спутниковым альтиметрическим данным показано, что средний радиус Лофотенского вихря равен 37 км, а орбитальная скорость на поверхности составляет порядка 30 см/с. Анализируя данные глайдеров за период с июля 2012 года по июль 2015 года, авторы статьи (Yu et al., 2017) отмечают, что средний радиус ядра Лофотенского вихря составляет 18±4 км, кроме того, средний вклад геострофической компоненты в циклогеострофический баланс равен 44%, а значения относительной завихренности ядра Лофотенского вихря близки к локальному параметру Кориолиса. Установлено, что колебание пространственного положения ядра данного вихря, достигающее значений между наиболее удаленными точками порядка 130 км, что намного меньше горизонтальных масштабов Лофотенской котловины, имеющей протяженность 500 км в горизонтальном направлении по изобате 2000 м (Белоненко и др., 2014; Иванов и Кораблев, 1995б).
По данным работы (Volkov et al., 2015), средняя скорость движения Лофотенского вихря составляет 1,5 км в день, кроме того, около половины времени в году Лофотенский вихрь фиксируется в южной части Лофотенской котловины, имеющей глубины порядка 3250 м.
В работе (Yu et al., 2017) также отмечается, что использование спутниковых альтиметрических данных позволяет установить местоположение ядра Лофотенского вихря с точностью до половины радиуса вихря, однако такие характеристики, как относительная завихренность и радиус Лофотенского вихря , способны завышаться примерно в 2 раза, что связано с чрезмерным сглаживанием относительно небольшого пространственного радиуса Лофотенского вихря. В работе (Белоненко и др., 2017) впервые была применена теория винтовых вихрей для Лофотенского вихря Норвежского моря. Используя данные гидродинамической модели MITgcm с высоким разрешением, равным 4 на 4 км для периода 1992-2012 гг., были получены значения азимутальной и осевой вертикальной скорости Лофотенского вихря. По данным MITgcm, максимум азимутальной скорости установлен в подповерхностном ядре Лофотенского вихря, на глубинах 200-1000 м и составляет 20 см/с, в то время как в верхнем слое скорости вращения частиц не превышают 12,5-15,0 см/с, а в нижних слоях - не более 5 см/с. Тогда как вертикальные осевые скорости Лофотенского вихря на 3-4 порядка меньше азимутальных скоростей. Кроме того, величина горизонтального масштаба вихря для всех горизонтов меняется в незначительных пределах (Белоненко и др., 2017). В работе (Иванов и Кораблев, 1995б) отмечается, что в изменениях характеристик Лофотенского вихря обнаруживается наличие ярко выраженного сезонного сигнала. Так в зимние месяцы, за счет ослабленной плотностной стратификации вод и вертикальной инверсии соленых вод по глубине, в центре Лофотенского вихря происходит подпитка ядра вихря поверхностной водой, более соленой, чем нижележащие воды, и проникающей на глубины более 1 км (Алексеев и др., 2016; Федоров и др., 2019; Rossby et al., 2009a). Для данного периода характерно т.н. «сжатие» Лофотенского вихря до размера бароклинного радиуса деформации Россби, равного 7-9 км и увеличение антициклонической завихренности.
По данным работы (Fer et al., 2018) бароклинный радиус деформации Россби, рассчитанный по фазовой скорости первой бароклинной моды R1 = с-1/f,равен 12 км, где с1 находится из численного решения уравнения Штурма - Лиувилля при использовании эталонной частоты плавучести на радиальном расстоянии 60 км.
По данным работы (Travkin and Belonenko, 2019), в которой анализируются характеристики мезомасштабных вихрей на основе спутниковых измерений в период с 1993 по 2017 гг., в исследуемом районе характерны годовые значения орбитальной скорости и амплитуды, равные от 8,5 до 11,1 см/с и от 3,8 до 5,4 см, для вихрей обоих типов соответственно. Установлено наличие выраженной сезонной изменчивости, так, в осенне-летний период орбитальные скорости и амплитуды обоих типов вихрей снижаются до значений порядка 8,5 - 8,7 см/с для циклонов и 9,6 - 10,4 см/с для антициклонов и до значений амплитуд, равных 3,8 - 3,9 см для циклонов и 4,7 - 5,1 см для антициклонов. Кроме того, в зимне-весенний период фиксируется уменьшение продолжительности жизни мезомасштабных вихрей, до значений, менее 27 дней. Исследуемый район, за счет наличия Р-топографического эффекта характеризуется наличием наибольшего числа вихрей обоих типов в центральной и восточной части Лофотенской котловины, тогда как западная и северо-западная часть характеризуется наименьшим количеством вихрей обоих типов на протяжении всего года (не более 15 вихрей за сезон на ячейку сетки с разрешением стороны 1°).
Для Лофотенского вихря характерно ярко выраженное сезонное колебание термохалинных характеристик. Так, ядро Лофотенского вихря в зимний период характеризуется отрицательными значениями аномалий температур и сильным опреснением, в результате чего его плотность в зимний период на 0,025 - 0,05 кг/м3 выше, чем среднегодовая. В данном районе исследования фиксируется наличие мезомасштабных антициклонических вихрей, для которых характерны скорости порядка 20 см/с, отрицательные значения относительной завихренности и параметра Окубо-Вейса, равные от -1.5П0-5 до -2.5 10-5 (1/c) и -4*10-10 (1/с2), соответственно.
В результате слияния мезомасштабного антициклонического вихря с ЛВ происходит увеличение и заглубление изотерм и изохалин в районе месторасположения ЛВ, что свидетельствует об обновлении ядра Лофотенского вихря не только за счет процесса глубокой конвекции в весенне-зимний период, но и за счет его слияния с мезомасштабными вихрями антициклонического типа (их относительная завихренность отрицательна), характеризующимися наличием более теплых и соленых атлантических вод.
В период весны-лета происходит прогрев поверхностного слоя воды, в результате чего происходит формирование сезонного пикноклина с утратой контакта линзы с поверхностью океана. Кроме того, наблюдается процесс релаксации вихря за счет экмановских движений, в результате чего происходит увеличение горизонтальных размеров вихря, а также снижение его орбитальной скорости (Белоненко и др., 2014; Иванов и Кораблев, 1995б). Сохранение пространственного положения вихря в границах Лофотенской котловины связано с его квази-циклоническим перемещением в пределах котловины (Блошкина и Иванов, 2016). Кроме того, в работе (Иванов и Кораблев, 1995б) указывается, что при отсутствии внешних источников тепла и соли линза способна просуществовать до 1,5 лет, постепенно сжимаясь по горизонтали и растягиваясь в следствие экмановских движений в наклонных пограничных слоях. В нашей работе под мезомасштабными (синоптическими) вихрями подразумеваются вихри, горизонтальный N*H = ~:т>где я/ глубина океана.
В своей статье Kohl (2007) утверждает, что большую роль на изменчивость термохалинных характеристик Лофотенского вихря оказывает процесс слияния с мезомасштабными антициклоническими вихрями, наибольшая повторяемость которых была зафиксирована на основе их автоматической идентификации в районе месторасположения Лофотенского вихря (Белоненко и др., 2014). В среднем, ядра мезомасштабных вихрей в Лофотенской котловине находятся в промежуточном слое на глубинах 300-800 м.
Основными механизмами, влияющими на формирование и устойчивость Лофотенского вихря, являются: глубокая зимняя конвекция, топография Лофотенской котловины, взаимодействие Лофотенского вихря с мезомасштабными вихрями, а также турбулентность. В данной работе мы рассмотрим каждый из них более детально, используя в качестве основы литературные источники.
Целью данной работы является изучение механизмов формирования квази- постоянного антициклонического Лофотенского вихря.
Указанная цель достигается путем решения следующих задач:
1) Сбор информации об основных механизмах формирования Лофотенского вихря из литературных источников.
2) Анализ сезонной и межгодовой изменчивости глубины верхнего квазиоднородного слоя на основе данных реанализа GLORYS12V1.
3) Анализ пространственного распределения в зимне-весенний период глубины верхнего квазиоднородного слоя на основе данных реанализа GLORYS12V1.
4) Анализ влияния топографии морского дна на вихревую и кинетическую энергию Норвежского моря на основе численных экспериментов и натурных данных.
В результате исследования были решены все поставленные задачи и достигнута цель исследования:
1) На основе литературных источников были подробно рассмотрены и описаны основные механизмы формирования антициклонического Лофотенского вихря
2) Была проанализирована сезонная и межгодовая изменчивость глубины верхнего квазиоднородного слоя за период 1993-2018 гг. на основе данных реанализа GLORYS12V1: в декабре глубина верхнего квазиоднородного слоя не превышает 200-300 м для большей части акватории Лофотенской котловины, в дальнейшем глубина продолжает увеличиваться, достигая 300-450 м в феврале и более 400-500 м в марте. В апреле развитие глубокой конвекции прекращается, и глубина ВКС уменьшается до 200¬350 м.
Выявлено, что в декабре, январе и феврале линейные тренды глубины ВКС отрицательны. Это означает, что к концу периода исследования глубокая конвекция несколько ослабевает в декабре, январе и феврале. В марте и апреле тренды положительны, что свидетельствует об усилении глубокой конвекции к концу периода. Для зимней конвекции в Лофотенской котловине характерна выраженная внутримесячная изменчивость, когда значения глубин ВКС в течение одного месяца могут отличаться в 2¬3 раза.
3) Анализ пространственного распределения глубины ВКС на основе данных реанализа GLORYS12V1 показал, что максимальные значения глубины верхнего квазиоднородного слоя на протяжении всего зимне-весеннего периода наблюдаются в районе, характерного для месторасположения антициклонического Лофотенского вихря. Кроме того, установлено, что метод Kara дает в большинстве случаев большие оценки глубины ВКС, по сравнению с градиентным методом.
4) На основе численных экспериментов и натурных измерений данных установлено, что Лофотенская котловина характеризуется локальным максимумом вихревой кинетической энергии, а также положительными аномалиями уровня моря. Выявлено, что Лофотенская и Норвежская котловины характеризуются отрицательными значениями эквивалентного бета-эффекта, тогда как материковый склон Норвегии и хребет Мона - положительными, а плато Воринг - максимальными для данного региона. Таким образом, неровности топографии морского дна в Норвежской котловине могут быть одной из ключевых причин, объясняющих низкое число мезомасштабных вихрей в данной области Норвежского моря, и, напротив, высокую вихревую активность и формирование квазистационарного антициклонического Лофотенского вихря в центральной части Лофотенской котловины.
Автор принимал участие в работе над проектом РНФ 18-17-00027 "Вихревая динамика Лофотенской котловины и ее роль в переносе термохалинных свойств вод в Норвежском
1) На основе литературных источников были подробно рассмотрены и описаны основные механизмы формирования антициклонического Лофотенского вихря
2) Была проанализирована сезонная и межгодовая изменчивость глубины верхнего квазиоднородного слоя за период 1993-2018 гг. на основе данных реанализа GLORYS12V1: в декабре глубина верхнего квазиоднородного слоя не превышает 200-300 м для большей части акватории Лофотенской котловины, в дальнейшем глубина продолжает увеличиваться, достигая 300-450 м в феврале и более 400-500 м в марте. В апреле развитие глубокой конвекции прекращается, и глубина ВКС уменьшается до 200¬350 м.
Выявлено, что в декабре, январе и феврале линейные тренды глубины ВКС отрицательны. Это означает, что к концу периода исследования глубокая конвекция несколько ослабевает в декабре, январе и феврале. В марте и апреле тренды положительны, что свидетельствует об усилении глубокой конвекции к концу периода. Для зимней конвекции в Лофотенской котловине характерна выраженная внутримесячная изменчивость, когда значения глубин ВКС в течение одного месяца могут отличаться в 2¬3 раза.
3) Анализ пространственного распределения глубины ВКС на основе данных реанализа GLORYS12V1 показал, что максимальные значения глубины верхнего квазиоднородного слоя на протяжении всего зимне-весеннего периода наблюдаются в районе, характерного для месторасположения антициклонического Лофотенского вихря. Кроме того, установлено, что метод Kara дает в большинстве случаев большие оценки глубины ВКС, по сравнению с градиентным методом.
4) На основе численных экспериментов и натурных измерений данных установлено, что Лофотенская котловина характеризуется локальным максимумом вихревой кинетической энергии, а также положительными аномалиями уровня моря. Выявлено, что Лофотенская и Норвежская котловины характеризуются отрицательными значениями эквивалентного бета-эффекта, тогда как материковый склон Норвегии и хребет Мона - положительными, а плато Воринг - максимальными для данного региона. Таким образом, неровности топографии морского дна в Норвежской котловине могут быть одной из ключевых причин, объясняющих низкое число мезомасштабных вихрей в данной области Норвежского моря, и, напротив, высокую вихревую активность и формирование квазистационарного антициклонического Лофотенского вихря в центральной части Лофотенской котловины.
Автор принимал участие в работе над проектом РНФ 18-17-00027 "Вихревая динамика Лофотенской котловины и ее роль в переносе термохалинных свойств вод в Норвежском