YFO0010 Sissejuhatus okeanograafiasse ja limnoloogiasse

YFO0010 Sissejuhatus okeanograafiasse ja limnoloogiasse

8. Ülevaade veekogudes toimuvatest füüsikalistest protsessidest (1)

Käsitleme:

• liikumiste klassifikatsioon• põhilised jõud ja dünaamilised bilansid• pikad gravitatsioonilised lained• mesomastaapsed (sünoptilised) protsessid• ääremerede ja rannikumere suuremastaabilised protsessid

atmosfäär

ookean

Klimaatilised kineetilise energia

spektrid

J. Woods (1980)

kvaasi-isotroopne turbulents

vertikaalne mikro-struktuur

akustilised lained

pinnalained

siselained

inertsvõnkumised

tõus-mõõn

sünoptilised keerised, frondid

sundliikumised atmosfääri tsüklonitest

sesoonsed muutused

püsihoovused

klimaatilised muutused

Energiavood

Protsesside klassifikatsioonMonin, 1979

Põhilised jõud ja

dünaamilised bilansid

Merede hüdrodünaamika

…liikumiste ajamastaap > tundvertikaalne rõhugradiendi jõud = raskusjõud ruumiühiku kohta

gdz

dp

Rõhkude vahe sügavuste 2z ja 1z vahel, const

1212

2

1

zzgzpzpdzdz

dpz

z

Rõhk sügavusel h ( hz 1 ),

veetaseme hälve 02z

hgpp 0

kus 0p - atmosfäärirõhk

Tiheduse vahemik 1000-1025 kg m-3

1 m sügavust 1 dbar rõhu järgi

Hüdrostaatiline tasakaal

Kordus l

oengust

nr 1

Rõhu gradiendid

barokliinne (normaalne)

barotroopne

barokliinne (sügavad ülevoolamised)

Horisontaalne rõhu gradient sõltub etteantud sügavusel vee tiheduse ρ ja veetaseme ξ gradientidest.

Kui tihedus on konstantne, siis p = ρg(h+ξ)ja rõhu gradient on määratud veetaseme gradiendiga

Tiheduse muutusi võib sageli vaadelda kahekihilises lähenduses, st mõlemas kihis on tihedus konstantne, kuid püknokliini sügavus h muutub.

Barotroopsed liikumised: tiheduse horisontaalgradient puudub (vertikaalne gradient on lubatud) ja rõhu gradient tuleneb veetaseme gradiendist.

Barokliinsed liikumised: nii tihedus kui ka veetase põhjustavad rõhu gradienti.

xg

x

p

Coriolis’e kiirendus

v

2• ilmneb Maa pöörlemise tõttu• on risti kiirusvektoriga• kallutab põhjapoolkeral paremale• ekvaatoril puudub • võimaldab geostroofilist tasakaalu• võimaldab inertsvõnkumisi

Mõju väljendab Coriolis’e parameter f = 2Ω sin φ , Ω - Maa nurkkiirus, φ - geograafiline laius

Kiirusvektor pöörleb päripäeva perioodiga

laiusel 600 N

Inertsperiood sageli domineerib kiirusmõõtmiste andmetes

h142

f

T f

“karussell”

Geostroofiline tasakaal

rõhugradiendi jõud

kiirus

Coriolis’e jõud

Triivhoovused: Ekmani spiraal

Nansen märkas 1890-ndatel, et triivhoovused on tuule suunast 200-400 paremale. Ekman leidis selgituse: hõõrdejõud on tasakaalus Coriolis’e jõuga.

“Puhtas” triivhoovuses (ei arvesta horisontaalseid muutusi) kiirusvektor on veepinnal pööratud tuule suunast 450 paremale (põhjapoolkeral).

Sügavuse kasvades kiirusvektori moodul kahaneb eksponentsiaalselt, samal ajal vektor ise pöördub edasi paremale. Kiiruse kahanemist iseloomustab Ekmani sügavus

mis sõltub turbulentse viskoossuse koefitsiendist ja Coriolis’e parameetrist. Väärtused on tavaliselt vahemikus 10-100 m.

Ekmani kihi keskmine transport on pööratud 900 tuule suunast paremale.

fD

2

Upwelling

Ülakihi Ekmani transport on Coriolis’e jõu tõttu pööratud tuule suunast 900 paremale (põhjapoolkeral).

Upwelling: Piki randa puhuv tuul võib lükata pinnakihi veed avamere suunas. Ranniku lähedal tõusevad sügavamad veekihid püknokliini (tiheduse hüppekihi) alt veepinnale, asendamaks “ärapuhutud” pinnakihi vett. Downwelling on vastupidine protsess: avamerelt “puhutakse” pinnakihi vesi randa ning püknokliin läheb sügavamale.

Upwelling on ajas muutuv protsess. Ta muudab temperatuuri, soolsust, toitaineid jne. Toitainete eufootilisse tsooni kandmise tõttu on upwellingus sageli suurenenud bioproduktsioon. Suurimad muutused toimuvad siis, kui püknokliin tõuseb pinnale.

Pikad gravitatsioonilised

lained

2D dünaamika: madala vee võrrandid

kasutatakse • veetase• madala rannikumere tsirkulatsioon, ainelevi jne

Näited numbrilisest modelleerimisest

Seishid (omavõnkumised) pikas ja kitsas konstantse sügavusega kanalis

Kiiruse moodid

Veetaseme moodid

1D madala vee võrrandid taanduvad lainevõrrandiks. Kõik lained, sõltumata lainepikkusest, liiguvad ühesuguse faasikiirusega

kus g on raskuskiirendus ja H on sügavus.

Kanali otstest vesi läbi ei voola ning seal laine peegeldub. Tekivad seisvad lained, kus kanalisse pikkusega L mahub täisarv pool-laineid

Võnkumiste moodi number n näitab pool-lainete arvu. Omavõnkumiste periood on lainepikkus/faasikiirus ehk

Siin on analoogia näiteks klaverikeele võnkumiste/lainetega.

gHc

...2,12

nn

Ln

gHn

LTn

2

Kelvini lained

Kelvini laine kanalis

Sein, mille ääres veetaseme kõikumised on maksimaalsed, sõltub laine leviku suunast.

2D liikuvate lainete jaoks muutub Coriolis’e jõud oluliseks. Dispersiooniseos (sageduse ω sõltuvus lainearvudest k ja l) võtab kuju

Positiivsete lainearvude korral (mõlemas suunas perioodiline laineprofiil) ei saa sagedus olla väiksem kui inertssagedus ehk meie laiuskraadidel ei saa periood olla pikem kui inertsperiood ca 14 tundi.

Pikema perioodiga lained on võimalikud juhul, kui üks lainearvu ruutudest on negatiivne ehk laine ise on ühes suunas eksponentsiaalse profiiliga. Et laine amplituud oleks lõplik, on amplituud maksimaalne seina (ranna) ääres ning eemaldudes amplituud kahaneb. Kahanemise kiirust näitab barotroopne (“väline”) Rossby deformatsiooniraadius

2222 lkgHf

f

gHRde

2D seishid, looded ja amfidroomilised süsteemid

Looded (tõus-mõõn) tekitatakse Päikese ja Kuu gravitatsioonijõudude poolt, perioodid ca 12 h ja 24 h.

Inertsperioodist pikematel perioodidel moodustavad ergutatud lained amfidroomilised süsteemid, nii seishide kui ka loodete jaoks.

Kelvini laine faas liigub põhjapoolkera basseinis päripäeva ja seda kirjeldavad samafaasi jooned (co-tidal lines). Veetaseme muutuvaid amplituude kirjeldavad samataseme jooned (co-range lines). Kelvini lainete amplituud on maksimaalne ranna juures, kuid varieerub ühest kohast teise. Samafaasijooned lõikuvad amfidroomilistes punktides, kus amplituud läheb nulliks.

Tõusu-mõõna ergutamine

Mesomastaapsed (sünoptilised)

protsessid

Mesomastaapne muutlikkus: kvaasigeostroofika

Mesomastaapse muutlikkuse põhilised vormid on frondid ja keerised. Nad tekivad suuremastaabilise liikumise barokliinse ebastabiilsuse tõttu. Kõige ebastabiilsem lainepikkus määrab tekkivate mesomastaapsete struktuuride mõõtmed, mida kirjeldab barokliinne (“sisemine”) Rossby deformatsiooniraadius

Siin N on stratifikatsiooni tugevust iseloomustav ujuvus- (Väisälä) sagedus.Tüüpilised väärtused: atmosfäär - 1000 km, ookean - 50 km, Läänemeri - 5-10 km.

Mesomastaapne liikumine on kvaasigeostroofiline, st kiirused on piki isobaare, kuid “mustrid” muutuvad aeglaselt. Seda määrab potentsiaalne pööriselisus

(ζ - absoluutne pööriselisus, f - Coriolis’e parameeter, H - sügavus)mis on piki veeosakeste trajektoori jääv suurus. Tekivad Rossby lained (f muutumise tõttu laiuskraadiga, β -efekt) ja topograafilised lained (H muutumise tõttu).

f

NHRd

H

f

Keeris moonutab “malelauda”

Frondid: suurenenud gradientidega alad

Kokkujooksvad hoovused - FRONTOGENEES - säilitavad fronti segunemise vastu.

Veepinnal kokkujooksev vesi sukeldub pidevuse tõttu.

x

h

f

g

x

p

fv

1

121

1

1

Piki fronti kiirus on geostroofiline

Frondid shelfialadel

Frondi generatsioon segunemise tõttu

Frontide tüübidtermohaliinne front

tiheduslikult kompenseeritud front

Mesomastaapne muutlikkus: Golfi hoovuse ringid

Mesomastaapsed keerised Austraalia ja California lähedal

vertikaalne struktuur

tsüklon antitsüklon

Ääremerede ja rannikumere

suuremastaabilised protsessid

Mere veevahetus, Knudseni bilanss

Kordus l

oengust

nr 1

Veevahetus seotud pöörlevates basseinides

Vooluhulk ülepöörleva künnise

(Whitehead et al., 1974)

f

hgQ

2

2

2

12

gg

f

hg

f

cRW d

kus

pöörlev kontroll kui

• tuuletransport Ekmani kihis kompensatsioonivool alumises kihis

• vertikaalne transport pidevuse tõttu

iH

zii

ii dzqq

Atzw )(

1),(

21

21 peab olema tasakaalustatud

halokliini erosiooniga

• halokliinis toimub segunemine eelkõige siselainete tõttui

Vi N

K

Estuaarlehtersuue, suure jõe sügav mere poole laienev suue või kitsas suudmelaht

Estuaar on üleminekuala jõe suudme ja soolase avamere vahel ning olulise tingimusena estuaari soolsus peab erinema avamere soolsusest. Estuaarid on sageli tekkinud jõe suudmeala erosiooni teel tõusu-mõõna mõjul.

Hüdrodünaamika seisukohalt on tähtis soolsuse ja tiheduse gradient jõe (või jõgede) mõjualast avamere suunas ning seetõttu on magevee suure juurdevooluga ääremered (sh Läänemeri) ning lahed käsitletavad estuaaridena. Magevee juurdevool ning tiheduse gradiendid tekitavad voolamise. Samal ajal on estuaari stabiilse oleku tagamiseks väga tähtis roll

segunemisel. Chesapeak Bay

Estuaaride tüübid

soola-keele estuaar

osaliselt segunenud estuaar

hästi segunenud estuaar

Estuaaride tsirkulatsioon