地转和流体静力学平衡

在大规模、水空气遵循相同的流体动力学;所以我们已经导出方程需要:情商。6-44同样也适用于海洋大气。一个简化我们可以在这些方程应用到海洋是认识到海洋的密度各不相同,而小(只有几%;见图9.2),所以我们可以重写情商水平动量方程。6-44a, b因此(使用我们当地的笛卡尔坐标系统;见图6.19)

Dv 1 dp

不引起严重的错误,”是我们不断参考密度。我们写垂直方程,Eq。6-44c (流体静力平衡)的密度异常,Eq。以:

如果我们忽视的贡献,一会儿,Eq。9 -意味着压力增加线性向下从其表面价值(ps = 105 Pa,或一个大气压)因此,p (Z) = ps - gPref (Z - n), (9-9)

海洋的表面是在z = n,和z减少进入室内的海洋。这个线性变化应与等温压缩空气的压力指数变化(见Eq。3 - 7)。的压力在一个深度,1公里的海洋因此约107 Pa或大气压力的100倍。然而,gPrefZ动态压力场是惰性的一部分,因为它没有任何水平的变化。动力部分的静水压力与水平自由液面高度的变化,n,和内部密度异常,,T, S变化和连接到流场的地转平衡。最后,重要的是要认识到,时间意味着水平表面大气压力的变化,ps,变成在情商更重要。9-9比n和a.9的变化

在9.2节,我们观察到的最大水平速度海洋环流被发现在西部边界的表面电流,瞬间,他们可以达到1 ms-1。室内的其他地方,海洋环流、电流大幅弱,通常5 - 10 cms-1,除了在热带和极地附近的腰带。的计算范围中纬度海洋环流通常是大约20°纬度«2000公里(南规模更大)。因此设置U = 0.1 m s - 1和106 L = 2 x 4 f =打败s - 1,我们估计一个典型的罗斯比数,Eq。7 - 1, Ro = jL ~三分。这是非常小的,比我们小得多,例如,大气中发现典型的赔率,Ro ~(估计在7.1节中看到的,图7.5)。因此,geostro-phic和热的风近似一般适合海洋远离equator10和的内部

“举个例子,假设ps不同10 mbar 1000公里(对应的硬表面风10 ms-1在中纬度地区);(见,例如,图7.25)然后平衡所需的表面地转洋流表面压力梯度是一个因素patoms / pccean ~小1/1000倍,s - 1或1厘米,小的相对于观察表面洋流。平均表面大气压力梯度通常远远小于假定在这个估计(见图7.27)。

10我们估计的Ro适用于整个环流。在西部边界内电流,更相关的估计是Ubdy / f,在当前边界的宽度,Ubdy它的速度。如果和Ubdy达到2 ms-1 ~ 100公里,然后罗斯比数在这些边界电流可以方法,实际上超过,团结。

从面、底部和侧边界层。9.3.4稍后讨论的部分,可以利用这一事实来推断洋流从水文观测的T, S。

因此远离(面、底部和侧)边界层,地转方程推导出在第7章有效期:方程式。7和7 - 4,如情商。9,参照代替p。相关的热风方程7 - 17,方程式,7 - 16,也适用。

立即使用Eq。7 - 16可以推断出热风切变的感觉从所示的一个领域,例如,图9.7:du / dz > 0,增加向北移动在北半球(f > 0),这意味着你在这些区域的表面直接向东如果深海洋流是弱。图9.7的检验表明,du / dz和表面u是正(负)向极(阻碍)25°N,或多或少在无花果。9.14和9.15。此外,Eq。7 - 16显示平均表面地转流大小:

usurface

继续阅读:winddriven循环

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