stringtranslate.com

Западно-Шпицбергенское течение

Западно-Шпицбергенское течение переносит относительно теплую и соленую воду в Северный Ледовитый океан .

Западно -Шпицбергенское течение ( ЗШТ ) — это теплое соленое течение, которое течет к полюсу к западу от Шпицбергена (ранее называвшегося Западным Шпицбергеном) в Северном Ледовитом океане. ЗШТ ответвляется от Норвежского Атлантического течения в Норвежском море . ЗШТ имеет важное значение, поскольку оно переносит теплую и соленую атлантическую воду во внутреннюю часть Арктики. Теплое и соленое ЗШТ течет на север через восточную сторону пролива Фрама , в то время как Восточно-Гренландское течение (ВГТ) течет на юг через западную сторону пролива Фрама. ВГТ характеризуется тем, что оно очень холодное и с низкой соленостью, но, прежде всего, оно является крупным экспортером арктического морского льда . Таким образом, ВГТ в сочетании с теплым ВГТ делает пролив Фрама самой северной зоной океана, свободной ото льда в течение всего года во всем мировом океане. [1]

Горизонтальное движение

WSC имеет уникальную структуру, поскольку он течет к полюсу у западного побережья Шпицбергена. Проще всего обсуждать горизонтальные и вертикальные движения WSC по отдельности. WSC начинает свое движение в Норвежском море, где оно ответвляется от Норвежского Атлантического течения и достигает западного побережья Шпицбергена, где оно направляется батиметрическим профилем океанического дна, окружающего Шпицберген . [2] В частности, оно имеет тенденцию следовать вдоль крутых континентальных шельфов. Течение довольно узкое и сильное, имеет ширину примерно 100 километров и максимальную скорость 35 см/с. [3] Примерно на 80° северной широты WSC разделяется на две разные части, рукав Шпицбергена и рукав Ермака. Рукав Шпицбергена продолжает следовать вдоль континентального шельфа на северо-восток и в конечном итоге погружается на промежуточную глубину и циклонически рециркулирует по всей Арктике, в конечном итоге выталкиваясь через Восточно-Гренландское течение . Рукав Ермака движется на северо-запад примерно до 81° с.ш., а затем движется прямо на запад и в конечном итоге к экватору в Возвратном атлантическом течении. Возвратное атлантическое течение находится прямо к востоку от Восточно-Гренландского течения. Высокая соленость и теплые температуры Возвратного атлантического течения по сравнению с холодными температурами и низкой соленостью EGC способствуют существованию Восточно-Гренландского полярного фронта в результате сильного градиента как солености, так и температуры. [2] Существует течение, которое отделяется от рукава Ермака и течет на северо-восток на более высокой широте. Это течение недостаточно хорошо изучено в литературе, и поэтому необходимо больше информации. Считается, что это течение возвращается обратно в рукав Свальбарда дальше по своему пути на восток.

Вертикальное движение

После того, как WSC отделяется от Норвежского Атлантического течения, оно начинает попадать в очень холодные атмосферные условия. Холодная атмосфера способна охлаждать поверхностные воды, и в некоторых случаях эта вода охлаждается настолько, что часть воды WSC фактически тонет из-за увеличения ее плотности, при этом сохраняя постоянную соленость. Это один из элементов формирования Нижней Арктической промежуточной воды. [3] По мере того, как течение продолжает двигаться на север и достигает континентального шельфа западного Шпицбергена, оно начинает сталкиваться с морским льдом. Морской лед тает из-за тепла WSC, и, таким образом, начинает существовать поверхностный слой очень пресной воды. Ветры смешивают пресную воду и теплую соленую воду смеси WSC, создавая некоторую арктическую поверхностную воду. Эта арктическая поверхностная вода теперь менее плотная, чем атлантическая вода в WSC, и, таким образом, WSC начинает тонуть под арктической поверхностной водой. В этот момент WSC все еще относительно теплая и очень соленая. Таким образом, это позволяет атлантической воде в WSC быть полностью изолированной от поверхностных вод. [3]

После того, как течение разделяется на рукава Свальбард и Ермак, общий процесс погружения, описанный выше, все еще продолжается в рукаве Свальбард. Однако в рукаве Ермак WSC не может проникнуть глубоко в Северный Ледовитый океан , потому что зона, в которую он входит, имеет очень сильное приливное перемешивание. Это позволяет атлантическим водам смешиваться с полярными водами, создавая более однородную смесь относительно теплой и умеренно соленой воды. Это простирается примерно до 300 метров, что признано нижней глубиной Возвратного атлантического течения. [2] [4] Для рукава Свальбард ядро ​​атлантических вод WSC продолжает тонуть, поскольку оно встречает все больше и больше пресной воды на своем восточном пути. Оно довольно быстро погружается на глубину более 100 метров к тому времени, как достигает Баренцева моря , потому что в Северном Шпицбергене довольно много пресноводного стока из фьордов [5] , что добавляется к более глубокой, менее плотной арктической поверхностной воде и, таким образом, более глубокому WSC. К тому времени, как эта вода возвращается в круговорот Бофорта , атлантическое ядро ​​WSC достигает глубины 400–500 метров. В отличие от ветви Ермака и возвратного атлантического течения, ветвь Свальбарда способна удерживать сильный химический сигнал атлантической воды, тогда как ветвь Ермака и возвратное атлантическое течение несут очень слабый сигнал атлантической воды. Температура ядра атлантической воды является прямым отражением глубины ветви Свальбарда WSC. [6] [7]

Важно отметить, что если WSC столкнется со значительным количеством льда вдоль континентальных шельфов Шпицбергена, то WSC, продвигаясь к полюсу, будет погружаться гораздо быстрее из-за большего количества таяния пресной воды из-за возросшего морского льда. Способность погружаться быстрее означает, что большее количество тепла, содержащегося в WSC, будет сохранено и не потеряно в атмосфере или окружающих водах, и, таким образом, более теплые воды будут переноситься в Арктику. Это может иметь серьезные последствия для таяния морского льда. [1]

Характеристики

Температура WSC сильно изменчива. Она часто зависит от атмосферных условий, которые сами по себе сильно изменчивы. Однако в целом самая теплая температура ядра атлантической воды в WSC составляет около 2,75 °C около Шпицбергена, 2,25 °C около Земли Франца-Иосифа и 1,0 °C к северу от Новосибирских островов. Соленость в этом теплом ядре часто превышает 34,95 psu . [6] Значения температуры океана в начале WSC обычно составляют от 6 до 8 °C с соленостью от 35,1 до 35,3 psu. [8]

Массовый транспорт

Массовый перенос воды в WSC около 78,83° северной широты сильно варьируется в годовом масштабе времени. Фахбрах и др. [9] показали, что максимальный объемный перенос (~20 свердрупов ) произошел в феврале, а минимальный объемный перенос произошел в августе (~5 свердрупов). Одной из больших проблем при выводе этих массовых объемных переносов является тот факт, что в некоторых областях WSC существуют противотечения, которые затрудняют оценку фактического объема переноса.

Текущие исследования

Текущие исследования WSC сосредоточены на двух областях: содержание тепла и выделение метанового газа . Было хорошо задокументировано, что температура ядра Атлантической воды, связанная с WSC, увеличилась почти на 1 °C за последние годы. [6] Также было хорошо задокументировано, что температура ядра Атлантической воды уменьшается по мере вашего циклонического движения вокруг Арктики. Таким образом, это означает, что тепло теряется в окружающую воду. По мере того, как температура воды повышается, больше тепла будет теряться в окружающую воду, поскольку WSC проходит вокруг Северного Ледовитого океана. Если поток тепла из ядра Атлантической воды в WSC направлен вертикально вверх, то это приведет к потеплению поверхностных вод Арктики и таянию большего количества арктического морского льда. Таким образом, эта текущая тема представляет большой интерес, поскольку увеличение потока тепла из ядра AW приведет к большему таянию арктического морского льда. [8]

Вторая важная тема, которая рассматривается, это то, как это потепление повлияет на выброс метана на дне океана вдоль континентальных окраин Западного Шпицбергена. Существуют зоны стабильности газовых гидратов, где небольшое колебание температуры может привести к диссоциации этих гидратов и выделению пузырьков метана, которые поднимаются на поверхность и выбрасываются в атмосферу. [10]

Ссылки

  1. ^ ab Haugan, Peter M. (1999). «Структура и теплосодержание течения Западный Шпицберген». Polar Research . 18 (2): 183–188. Bibcode :1999PolRe..18..183H. doi :10.1111/j.1751-8369.1999.tb00291.x.
  2. ^ abc Бурк, Р. Х., А. М. Вигель и Р. Г. Пакетт (1988). «Ветвь Западно-Шпицбергенского течения, поворачивающая на запад». Журнал геофизических исследований . 93 (C11): 14065–14077. Bibcode : 1988JGR....9314065B. doi : 10.1029/JC093iC11p14065.{{cite journal}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )
  3. ^ abc Бойд, Тимоти Дж.; Д'асаро, Эрик А. (1994). «Охлаждение Западно-Шпицбергенского течения: зимние наблюдения к западу от Шпицбергена». Журнал геофизических исследований . 99 (C11): 22597. Бибкод : 1994JGR....9922597B. дои : 10.1029/94JC01824.
  4. ^ Мэнли, ТО (1995). «Разветвление атлантических вод в проходе Гренландия-Шпицберген: оценка рециркуляции». Журнал геофизических исследований . 100 (C10): 20627–20634. Bibcode : 1995JGR...10020627M. doi : 10.1029/95JC01251.
  5. ^ Салоранта, Туомо М.; Свендсен, Харальд (2001). «Через Арктический фронт к западу от Шпицбергена: высокоразрешающие CTD-срезы 1998-2000 гг.». Polar Research . 20 (2): 177. Bibcode : 2001PolRe..20..177S. doi : 10.1111/j.1751-8369.2001.tb00054.x.
  6. ^ abc Дмитренко, Игорь А.; Поляков Игорь В.; Кириллов Сергей А.; Тимохов Леонид А.; Фролов Иван Евгеньевич; Соколов Владимир Т.; Симмонс, Харпер Л.; Иванов Владимир Владимирович; Уолш, Дэвид (2008). «На пути к более теплому Северному Ледовитому океану: распространение теплой аномалии атлантических вод начала XXI века вдоль границ Евразийского бассейна» (PDF) . Журнал геофизических исследований . 113 (С5): C05023. Бибкод : 2008JGRC..113.5023D. дои : 10.1029/2007JC004158 .
  7. ^ Перкин, РГ; Льюис, ЭЛ (1984). «Смешивание течения на Западном Шпицбергене». Журнал физической океанографии . 14 (8): 1315. Bibcode : 1984JPO....14.1315P. doi : 10.1175/1520-0485(1984)014<1315:MITWSC>2.0.CO;2 . ISSN  1520-0485.
  8. ^ ab Aagaard, K.; Foldvik, A.; Hillman, SR (1987). "Западно-Шпицбергенское течение: распределение и трансформация водных масс". Journal of Geophysical Research . 92 (C4): 3778. Bibcode : 1987JGR....92.3778A. doi : 10.1029/JC092iC04p03778.
  9. ^ Фарбах, Эберхард; Мейнке, Йенс; Остерхус, Свейн; Рохардт, Герд; Шауэр, Урсула; Тверберг, Вигдис; Верден, Дженнифер (2001). «Прямые измерения объемного переноса через пролив Фрама» (PDF) . Полярные исследования . 20 (2): 217. Бибкод : 2001PolRe..20..217F. doi :10.1111/j.1751-8369.2001.tb00059.x.
  10. ^ Westbrook, Graham K.; Thatcher, Kate E.; Rohling, Eelco J.; Piotrowski, Alexander M.; Pälike, Heiko; Osborne, Anne H.; Nisbet, Euan G.; Minshull, Tim A.; et al. (2009). "Выход метанового газа со дна моря вдоль континентальной окраины Западного Шпицбергена" (PDF) . Geophysical Research Letters . 36 (15): L15608. Bibcode :2009GeoRL..3615608W. doi : 10.1029/2009GL039191 .

Смотрите также