Лофотенский вихрь , также называемый Лофотенским вихрем или Лофотенским вихрем, представляет собой постоянный океанический антициклонический вихрь , расположенный в северной части Норвежского моря , у побережья Лофотенского архипелага . Впервые он был задокументирован в 1970-х годах. [ 3]
Из-за наличия постоянного вихря, бассейн Лофотенских островов представляет собой локализованную область с высокими уровнями температуры поверхности моря и кинетической энергии вихрей . Локальные течения внутри вихря и сильная конвекция, наблюдаемая зимой, создают горячую точку, богатую питательными веществами, что влияет на окружающую морскую биологию. [3]
Более того, из-за своей необычайной устойчивости и местоположения, Лофотенский вихрь, вероятно, повлияет на формирование плотной воды в регионе. [4]
Лофотенская котловина представляет собой хорошо выраженную топографическую впадину глубиной около 3250 м, расположенную между норвежским континентальным склоном на востоке, плато Вёринг и хребтом Хельгеланд на юге и юго-западе, а также хребтом Мон на северо-западе. [6] Сложная батиметрическая структура имеет решающее значение для определения местонахождения двух основных океанических течений бассейна:
Эти течения играют ключевую роль в механизмах, гарантирующих устойчивость Лофотенского вихря.
Вихрь локализован в самой глубокой части Лофотенской котловины. Это кажущийся постоянный антициклонический вихрь, чья устойчивость была задокументирована в последние годы с помощью судовых [7] Seagliders [8] и спутниковых измерений.
Предполагаемый радиус вихря составляет 15–20 км и представляет собой ядро толщиной 1200 м из атлантической воды (теплой и соленой), закручивающейся со скоростью, достигающей 0,8 м/с на глубине 600–800 м. Структура скорости похожа на вихрь Ренкина , характеризующийся медленным, направленным наружу уменьшением азимутальных скоростей. [3]
Поплавки RAFOS , захваченные в ядре Лофотенского вихря, показали, что центр вихря прошел 1850 км за 15 месяцев со средней скоростью дрейфа от 1 до 5 км/день, но с пиками, достигающими 15 км/день. Из этих измерений обнаружено общее нисходящее и против часовой стрелки движение вихря вокруг самой глубокой части Лофотенского бассейна. [3]
Из профилей солености и температуры можно увидеть, что внутренняя гидрография вихря характеризуется двояковыпуклой линзовой структурой. Куполообразные изотермы , вверх на глубине около 200 м и вниз на глубине около 600 м, [4] видны в вертикальном профиле средней температуры. Эта структура показывает, что глубокая Лофотенская котловина является основным местом конвекции в Северных морях , особенно зимой: внутри Лофотенского вихря атлантическая вода проникает на глубину до 800 м, что намного глубже, чем в любом другом месте того же моря. [4]
Сильная сезонность характеризует профиль плотности вихря: летом можно обнаружить двойную структуру ядра с неглубоким пикноклином , созданным стратификацией поверхностной воды, нагретой солнцем. С другой стороны, зимой охлаждение поверхности создает сильную конвекцию, которая гомогенизирует профиль плотности и углубляет пикноклин до глубины 1200 м. [9]
Лофотенский вихрь имеет две особенности поверхности, которые полезны для его обнаружения.
Во-первых, на карте температуры поверхности моря (SST) вихрь распознается как отрицательная аномалия SST. Однако сигнатура поверхности холодного ядра не может быть последовательно обнаружена записями спутников, поэтому ее обычно не рассматривают как надежный метод отслеживания. [4]
Будучи антициклонической структурой, Лофотенский вихрь можно вместо этого анализировать как положительную аномалию уровня моря (SLA). Спутники, измеряющие SLA, выявили постоянное существование вихря в 83% доступных наборов данных, с продолжительностью жизни от 90 дней до более чем одного года. Самый продолжительный зарегистрированный вихрь продолжался два года, с мая 2002 года по апрель 2004 года. [4]
Необходимо отметить, что в период между двумя идентифицированными вихрями неизвестно, исчез ли вихрь или он просто не был обнаружен. Это может быть в случае, когда вихрь принимает субмезомасштабную структуру с необнаруживаемым SLA.
На данный момент выявлено два механизма, оба из которых играют важную роль в формировании и поддержании Лофотенского вихря: [9] [10]
Лофотенский вихрь расположен в самых глубоких частях топографической депрессии Лофотенской котловины. Из-за нестабильности восточного граничного течения котловины (NwASC) циклоны и антициклоны сбрасываются с востока.
Как показали эксперименты во вращающемся резервуаре , циклоны поднимаются вверх по склону по антициклонической спирали относительно центра подводной горы , а антициклоны будут опускаться к центру донной впадины по циклонической спирали. [12] Аналогичным образом, антициклоны, выходящие из Норвежского атлантического склонового течения (NwASC), движутся по спирали против часовой стрелки к самой глубокой части Лофотенской котловины. [9] Некоторые из антициклонов заканчиваются в котловине, в то время как более продолжительные траектории (3–6 месяцев) прослеживаются до области склона, связанной с повышенной кинетической энергией вихрей . [9]
Область антициклонического источника можно разделить на две области генерации, следующие разными путями в бассейн: [4] [9]
Поскольку антициклоны из самых северных источников имеют более длительное время перемещения, они подвержены сезонной изменчивости и подвергаются более длительным периодам охлаждения, что делает их более плотными (чем вихри, идущие по прямому маршруту от пограничного течения). [9]
Когда пограничное течение сильнее, оно более нестабильно и будет сбрасывать больше вихрей на запад. [10] С точки зрения сезонности, все пути от пограничного течения до вихря показывают максимальный перенос в течение осени и зимы, [4] с максимумом в январе-феврале, [10] и минимумом весной и летом. [4] Среди путей тот, что посередине (между самой южной и самой северной областями источника), имеет максимальный перенос и дает менее выраженную сезонную изменчивость. В среднем по времени отчетливый максимальный перенос приблизительно в 2,5 Св обнаружен около 69,2° с.ш.
Когда антициклоны распространяются на юго-запад с востока в ложбину Лофотенского бассейна, они устанавливают квазистационарный вихрь, окруженный циклонами и более слабыми антициклонами. Эти более слабые антициклонические вихри иногда сливаются с более сильным Лофотенским вихрем. [10] Процесс слияния трудно обнаружить, но, по оценкам, они составляют 4-7 слияний в год [10] [9] [4] с двумя сезонными пиками в конце зимы и осенью и минимумом в начале зимы. [10] [4]
Во время слияния происходит вертикальное выравнивание между легкими антициклонами ядра и более плотным Лофотенским вихрем, создавая двойное ядро. Более легкие вихри могут сталкиваться с Лофотенским вихрем на разных глубинах, но на более легких изопикнах. В ходе выравнивания ядро подвергается массивному вертикальному сжатию примерно на 100 м или более. В соответствии с сохранением потенциальной завихренности , происходит быстрое и существенное увеличение антициклонического спина . Максимальное увеличение завихренности часто обнаруживается на глубине 600–700 м, что указывает на то, что нижнее ядро чаще всего сжимается. [9]
Отрицательные вихри также могут лишь частично сливаться. В этом случае ядро, взаимодействующее с Лофотенским вихрем, расположено на более мелкой изопикне . При приближении к Лофотенскому вихрю начинается вертикальное выравнивание, но оно не завершается. Ядра начали сжиматься, но связь между ними не устанавливается. [9] После повторного разделения вихри остаются усиленными.
Метеорологические события над центром Лофотенской котловины играют жизненно важную роль в развитии глубокой зимней конвекции [13] , которая перемешивает воду до средней зимней глубины смешивания 600 м. [14] Обратное вертикальное распределение солености приводит к тому, что опускающаяся вода становится теплее, чем нижележащая. Это приводит к образованию локализованной, вертикально однородной, положительной термохалинной аномалии в промежуточной и верхней частях глубокого слоя. Увеличение термохалинной аномалии зимой и весной сопровождается углублением и сжатием вихря до радиуса деформации Россби около 10 км. Напротив, Лофотенский вихрь расширяется до 5-7 радиусов деформации Россби летом. Потепление заставляет двояковыпуклую внутреннюю структуру «отделяться» от поверхности, уменьшая глубину нижней границы конвекции и увеличивая горизонтальный масштаб вихря [13]
Норвежское атлантическое течение (NwAC) считается северной ветвью Атлантического меридионального опрокидывающего круговорота (AMOC) . Его две ветви, NwASC и NwAFC, [15] переносят теплую и соленую атлантическую воду (AW) к полюсу в Северный Ледовитый океан .
Большая часть производства плотной воды в Северных морях происходит на восточной стороне системы хребта Мона, в Лофотенской котловине. [16] AW, перемещаясь на север, постепенно теряет тепло в атмосферу. Благодаря вихревой активности Лофотенской котловины и устойчивости Лофотенского вихря время пребывания теплой воды удлиняется, что приводит к дополнительному охлаждению AW, прежде чем она достигнет Северного Ледовитого океана. [4] Из-за потери тепла температура понижается, и происходит трансформация легкой воды в плотную.
{{cite book}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка ){{citation}}: CS1 maint: числовые имена: список авторов ( ссылка )