N [rxa cos2
2 n mAvAMAa因为< p dX
马2 n (QvAa2 cos cp + uAvAa cos (p)因为cp dX
是绝对的经向交通大气角动量等于行星的子午传输动力的总和(右边第一项)和相对动量(第二项);(pAE -爪子)压差在西部和东部斜坡上的第i个山脊;总和所有山山脊和其它违规行为进行跨纬度带的地球表面的问题;xx是切向的纬向分量在底层表面风应力;其余的名称都是一样的。
方程(2.6.3)描述角动量的预算单位经向地带性带的扩展。估计预算我们使用观测数据的组件的年平均纬向风速(图2.16)。经向分布的特点
-
- 80 20 40°S 60 40 20 0 H图2.16年平均latitude-altitude分布的纬向分量风速(米/秒),根据Peixoto和奥尔特(1984)。
飞机是三芯结构的循环在每个半球两个直接的细胞在热带和极地纬度和温带逆转细胞之一。它将被召回的直接细胞循环是上升流温暖的空气和冷空气的下降。另一方面,逆转细胞有上升流的冷空气和温暖的空气的下降。的直接细胞循环在低纬度地区,通常被称为哈得来环流圈,相反的细胞套圈细胞。
从图2.16可以看出,纬向风速较低的组件大气的水平针对西部(偏东信风在低纬度地区,东部地区(西风在温带。因此,表面摩擦应力针对风将积极在第一种情况下,负在第二种情况下。从这个,气氛将动力传递给地球在低纬度和获得它从地球在温带。但是因为根据牛顿第三定律,大地呈现一个大小相等,方向相反(方向)对大气的影响,可以认为是在低纬度大气的动力来源和一个水槽温度纬度的动量。也是说关于相对角动量。为了证实这一点,我们见图2.17,呈现的结果计算的总表面的经向分布由于压力和摩擦扭矩力。这个扭矩被认为是积极的如果它倾向于增加向东角动量的氛围,也就是说,如果在方程(2.6.3)的最后一学期了,切向风应力取而代之的是平等的,但相反的方向,切向应力的表面。根据图2.16表面摩擦导致的运输相对角动量与底层表面大气在热带地区,并从大气中温带地区下垫面,和这个方向的交通可能保持不变。
我们注意到两个来源相对角动量的氛围:南北极地地区本地化的细胞循环。适当的纬度圈半径(手臂因为q >)很小,这就是为什么相对角动量从底层表面转移到大气中也小。
人们已经发现,相对角动量转移从底层表面气氛在热带地区。随后命运如下:首先,它是由哈德利的提升分支细胞到对流层上部层,然后经由瞬态涡流情理之中,这里是减少弥补损失
相对角动量大气行星边界层摩擦造成的。
众所周知,固体旋转的速度Qa等于464 m / s,比相对风速大得多。有人可能会认为因为这个绝对角动量的子午运输必须确定主要由行星动力交通工具。但是在稳态积分(在大气质量)经向运输绝对角动量并不依赖于行星动力运输,,根据质量守恒定律,风速的纬向分量等于积分等于零。换句话说,绝对角动量的积分子午运输完全取决于相对^角动量的运输,这反过来完全取决于之间的相关性[wAtfA]风速的纬向和经向组件。但由于无限积累绝对角动量在温带,以及它的无限减法在低纬度地区,不发生,绝对角动量的反向(补偿)运输必须存在。很自然的认为这样的交通主要集中在海洋。让我们看看这种可能性。
首先我们写下预算方程绝对角动量的带状带海洋与单位的经向扩展。通过类比(2.6.3)得到
2 na因为q > - [m0M0]——-MMT0 =
dt dtp
+ 2 n [zx] a2 cos2 cp (2.6.4)
在哪里
* 2记
MMTn = m0v0M0a cos (p o -阿达
是绝对的子午运输海洋角动量;(坡-战俘)是压差在大陆东部和西部边缘,大洋中脊和其他底波动跨越区域带问题;切向应力在海底被认为是微不足道的切向应力自由的海洋表面。
我们比较的估计子午运输绝对大气角动量和Jhe ^海洋。让^我们假设的典型值的比率相关条款(«一^ !和[«阿^ ol°f的质量单位列的大气和海洋(马和mQ)和扩展区域的大气和海洋的方向,等于104,3 x 10”分别为3和2。0 (MMTJMMTo)«102,也就是说,绝对的子午运输海洋角动量是大气中只有1%的,因此,它无法弥补的积累绝对大气角动量在情理之中。
考虑到这一事实,方程(2.6.4)年平均条件改写形式
X(坡-战俘)因为< P dz + 2 n [r°] a2 cos2 (P。(2.6.5)
这表明在海洋表面摩擦力的转矩平衡转矩产生的压差(不同的意思海洋的水平)在大陆的边缘,东部和西部,因此,大气与海洋中绝对的角动量的再分配发生在区域而不是子午方向(图2.17)。
因此,我们只有一个可能性:关闭循环绝对角动量的子午运输在地球的固体。这符合奥尔特(1985)提出了描述的图(图2.18)
温和的
图2.18的示意图表示绝对ocean-atmosphere-lithosphere系统角动量周期,根据奥尔特(1985)。指定的压力和摩擦力矩是符号0 >,分别3 ~;指数属于土地,L表示指数O表示属于海洋。
温和的
图2.18的示意图表示绝对ocean-atmosphere-lithosphere系统角动量周期,根据奥尔特(1985)。指定的压力和摩擦力矩是符号0 >,分别3 ~;指数属于土地,L表示指数O表示属于海洋。
绝对的角动量的循环。这个图的清晰度几乎隐藏缺点,相关机制的解释的困难绝对角动量传输在地球的固体。
2.7碳预算
碳等化学元素的杰出的地方首先取决于碳原子,由于电中性,很容易相互影响和其它元素的原子,创造稳定的有机化合物,从而产生至关重要影响生物过程和地球上生命进化。此外,碳是包含在这样重要的成分(气候意义上)化合物二氧化碳的作用形成的地球辐射很难高估。
碳含量。大气中的碳主要出现在两个稳定的化合物的形式(二氧化碳二氧化碳和甲烷CH4)和一个不稳定的化合物(一氧化碳CO)迅速氧化为二氧化碳。
1988年1月首次复合的体积浓度351 ppm,第二个是1.6 ppm,而第三个是0.1 ppm。很明显,大气中的碳含量几乎完全取决于二氧化碳。
常规精确测量大气中的二氧化碳浓度被启动国际地球物理年(1957 - 1958)在莫纳罗亚山(夏威夷)。在1960 - 1963年南极站(南极洲)开始运营,今天有超过30台背景监测二氧化碳——这些站在远离工业中心。这些站的数据分析表明,大气中的二氧化碳浓度有明显季节性变化引起的相移在形成的过程中(生产)和解体(毁灭)的有机物在陆地生态系统物质。季节性变化的最大振幅(~ 8.2 ppm)记录在黄金湾(阿拉斯加)位于该地区的北方森林北美和欧亚大陆。朝鲜的最大振幅降低3 ppm莫纳罗亚山和0.5 - -1.5 ppm在南半球的生产之间的相移和破坏有机物本地化主要的森林热带带很低。
大型空间大气co2的体积浓度的变化小于当地季节性变化。因此,平均值为八年(1976年到1983年)的体积浓度在两个邻近的加油站,莫纳罗亚山和Kumutahi,分别位于3397和3米高度,不同于彼此只有0.4±0.3 ppm,和同期的平均价值在车站位于地球的北部和南部极地相差3.2 ppm。这样相对较小体积的大气二氧化碳浓度的空间变异性是由快速(相比之下,更新的时候,见下文)混合的大气特征时间尺度(如表1.1所示)不超过106年代。
大气中的碳含量单位列表达式是由CA = (PclVcoJm ^ M CA = i0 ~ 6(二氧化碳分压/ p) qCO2特定浓度的二氧化碳;qCOl = 106 x二氧化碳分压/ ps是二氧化碳的体积浓度;pCOl和ps二氧化碳的分压和海平面的大气压力;马是一个单位的质量与单元截面常压塔;电脑,pC02和p的分子量是碳,二氧化碳和空气;指定的符号,和之前一样,平均的操作质量。根据这个表达式大气中的碳含量在1988年1月745 GtC (1 Gt = 109 t)。相比之下,在工业革命之前,也就是说,1860年以前,GtC等于594。
二氧化碳在水中的溶解是所描述的两个表达式:二氧化碳co2(侮辱)和二氧化碳(侮辱)+ 3 S H2C03定义水化现象和碳酸H2C03化学平衡的条件。溶解过程需要几分钟的时间,是由平衡常数K0 = [H2C03] / [co2], [co2]和[H2C03]溶解二氧化碳的浓度和溶解碳酸。如果海洋中无机碳含量控制只有通过这一过程,那么它1%的现值。在实践中,二氧化碳不是一个惰性气体像氧气,氮气或氩气等惰性气体,这就是为什么co2在水中的溶解是伴随着反应的物质形成的地壳和海洋中逐渐积累和其他化合物,因此,他们成为许多倍浓度的浓度碳酸。
主要的海洋中碳酸化合物是碳酸氢盐离子HC03。其内容的比例在海洋中无机碳的总量约为95%。碳酸氢盐离子形成碳酸离解的质子时丢失。这个阶段收益立即和化学平衡状态的描述H2C03年代HCOf + H +和离解常数= [HC03] [H +] / [H2C03], [HC03]和[H +]碳酸氢和氢离子的浓度。
下一阶段的离解碳酸氢盐离子和碳酸根离子的形成\ ~。适当的化学平衡条件的HC03年代C03 ~ + H +和由离解常数决定K2 = (C0§"] [H +] / [HC03], [C03 ~]是碳酸根离子的浓度。的最终产品是碳酸盐离子溶解二氧化碳的反应与基地。它的浓度增加海洋直到碳酸钙的溶解极限CaC03。CaC03的溶解是所描述的表达CaC03 Ca2 + +二氧化碳-,和离解常数k是由钙离子浓度的产物[Ca2 +]和碳酸根离子(C03 ~)共存平衡两种晶体形式的碳酸钙:方解石和霰石。
让我们定义的总浓度cQ无机碳在海洋cQ = [CO2] -我- [HCO3] + [CO2 -]。可用数据得到的气相色谱分析表明(见高桥et al ., 1981),无机碳在海洋表面的总浓度随纬度从1900年^ imol /公斤赤道区2150 ^摩尔/公斤纬度55°N,在纬度则高达55 - 2250 (imol /公斤°S。它也随深度增加,但只上2公里范围内的海洋。减少总无机碳浓度的表层是由无机碳消费过程中photo-synthetic活动的浮游植物,而且在某种程度上通过与大气co2交换,而增加总浓度低于1000米下降的分解残留的解释发朵,浮游动物和软有机物的氧化。根据Kobak(1988)的总无机碳含量海洋GtC 38 200。GtC - 864,也就是说,略高于在大气中,在海洋上100米层。
从卫星图片上获得的数据在过去的几年里,航空摄影和地面研究允许我们建立(看到Kobak, 1988)这一事实的总有机碳含量陆地生物群GtC不超过560。注意,GtC 20年前它被估计为827。这些差异的原因是有限的性质和初始误差信息的具体内容(指单位面积)森林生态系统的碳,它们占据的地区。
目前,各种种类的地球上的生命是由陆地居民:被子植物和昆虫。最后提到的集团占一百万种。海洋动植物的具体品种是少得多(约30000种植物和160000种动物),这是解释为低(比在陆地上)变化的生态和气候条件控制生物的物种组成和密度。海藻是海洋中有机物的主要生产商。大约有30 000 - 35 000个已知的水生植物物种和一半以上的这些住在海洋。
海洋中有机碳的主要质量包含在溶解有机物(DOM)代表生物体之间的中间物质和生命产生的无机物,结合真实解决方案和胶体有机碳以及粒子的大小从0.45到1 | im。根据实验数据海洋中DOM的平均浓度= 1.36 + 0.20毫克/ 1,GtC相当于1800 - 2000在整个海洋体积。
的另一种形式存在的有机碳在海洋悬浮有机物(SOM),包括活细胞发朵和浮游动物,残留的生物,有机骨架的形成,陆源和风神的涌入以及沉淀,吸附从溶液聚合有机质和粒子尺寸大于1点。海洋中SOM的浓度远低于DOM和平均占53 + 26害怕(米/ 1。其最大值下降,生产力较高的地区,其最小值下降低产地区和深海层。SOM的总含量海洋GtC估计为25.5 + 1.5。
约50%是在超过1000米深的海底,细菌活动低,有机质氧化速度非常慢。大约相同数量的SOM (GtC 15 - 20)不是矿化,逐步下降到海底。
最后,第三的海洋中碳的存在形式是活的有机物。所有今天的估计发朵,GtC zoomass接近3。因此,估计总内容的DOM, SOM和生活100:1.4:0.15有机物是相互关联的。这种“金字塔质量”是由平衡生产和破坏的海洋中有机物。换句话说,它反映了不同的稳定(从分解的角度)的不同形式的有机物质。
至关重要的功能的过程中创建的有机物的生物(主要是由植物和光合作用生物)是参与快速生物转换,也积累了相对稳定(毁灭)的复合物形成腐殖质土壤有机物的土地和水的海洋。影响生物化学和化学过程的有机残留物遭受破坏结果的一部分有机物转化为无机化合物(二氧化碳、氨、亚硝酸盐和硝酸盐,等等);剩下的部分是转化为更稳定的有机形式(缓慢氧化)。例如,这就是为什么通常分类土地上的所有有机残留物三组:蔬菜deciduosity和有机衬底(落叶,死的树木,灌木和草覆盖);不稳定的生化物质代谢(不完全修改蔬菜残留,产品和新成立的腐殖物质);和稳定的生化物质(腐殖质、泥炭、腐泥等)包含84.2,673年和1346年分别吸收。因此,土壤中有机碳的总内容GtC等于2104,它实际上恰逢其价值溶解有机物的海洋。
土壤碳的最多是集中在针叶林带,最少是集中在极地区域的土地(分别为35.1%和6.5%的总含量)。但是请注意,在极地的最小含量有机碳带的解释是低浓度,甚至高于热带、亚热带和亚北方的腰带,但相反,小面积的极地地带。
海洋中有机物也分为稳定和不稳定的团体,这在大多数情况下,有本地的(由生物体)的起源。不稳定的垂直变化的分数大于稳定的分数。我只想说,水在海洋表层腐殖质的浓度等于~ 2.2 x 10”3 gc / l, 3000的规模= ~ 1.5 x 10 ~ 3 gc / l,而不稳定的浓度分数,只取决于浮游动物和细菌的重要作用过程,可以相差一百倍范围内海洋的厚度。
估计碳含量的积淀的海洋和大陆非常近似。最近的估计(见Budykoet al ., 1985)证明沉积地球外壳包含97.8 x 106 GtC包括碳酸盐和11.8 x 86 x 106 Gt 106 Gt的有机碳。
碳源和汇。我们已经说过,大气中的碳含量密切相关的重要作用过程的陆地生物群和二氧化碳几乎是唯一的(至少目前)的来源。第一个实验数据证实的存在之间的关系大气二氧化碳含量和植物的吸收活动在1920年代早期获得的。光声气体分析器的出现在1950年代和提高测量精度的可能性开放研究co2同化蔬菜社区的物理机制和创建一个定量的光合作用理论。
强度的碳交易所之间的气氛和蔬菜社区特点是纯初级生产定义为总初级生产力之间的差异(有机物的生成速率)和损失由呼吸(呼吸作用下有机物的破坏率)的自养生物和异养生物。它将被召回,自养生物的生物吸收的碳无机化合物和异养生物使用有机物的生物。如果总主要生产的是高于损失通过呼吸,大气的生态系统是碳汇;否则它代表了大气的碳源。根据Kobak(1988)总初级生产的森林,草原和苔原植物社区GtC = 118.2 /年。
让我们把损失定义为自养生物呼吸是总初级生产力之间的差异和光合碳同化的速度,和损失由异养生物呼吸速率之和在上层土壤有机质矿化层和有机物质转换成腐殖质。根据Kobak(1988)的光合碳同化率是58.2,GtC /年虽然有机质矿化的速率及其转换成腐殖质GtC 41.4和2.5 /年。有机物的速率转换成腐殖质包含两个组件描述形成的速率不稳定(GtC 1.44 /年)和稳定(1.04 GtC /年)土壤腐殖质的分数。使用上面提到的这些估计和我们发现的纯粹的初级生产陆地生物群,等于光合作用同化的速度-有机质矿化率,及其转型为腐殖质GtC必须是58.2 - 41.4 - 2.5 = 14.3 /年。因此,陆地生物群是大气的碳汇。
向大气中co2通量的不仅是由于陆地植被的呼吸,也所谓的土壤呼吸(从土壤co2排放)代表土壤有机物氧化的结果由微生物和植物根系的呼吸。而是因为没有其他碳源和汇的撤军从大气中通过光合作用的过程只能平衡土壤呼吸,它等于光合碳同化,GtC 58.2 /年。GtC部分(41.4 + 2.5 = 43.9 /年),这个值是由矿化有机质和腐殖质的破坏;另一部分是由植被根系的呼吸。
与陆地植物群落,在海洋生态系统碳不是一个因素限制光合作用。其中一个因素是短波太阳辐射的强度,这是不低于2.08 W / m2的极限值时,光合作用停止。深度适合这个值称为光补偿深度。超过这个深度光合作用同化强度大于损失呼吸,下面这个深度相反的情况发生,浮游植物可以只存在由于有机物已形成之前,也就是说,由于转换为异养营养。
另一个因素限制光合作用是产生生命的元素在海水-硝酸的存在硝酸盐和磷酸盐HPO4”。事实上,根据Redfield公式
106年二氧化碳+ I6NO3 + HPOr + h + 18 + 122净水的年代
(CH20) j 06 (NH3) !6 (H 3 P04) + 13802,说明光合作用的过程及其逆过程有机物的破坏,每106摩尔二氧化碳消耗光合作用16摩尔硝酸和磷酸1摩尔的消耗。因此,它遵循的内容碳,氮和磷在浮游植物细胞比率106:16:1,因此缺乏氮、磷限制碳同化的强度。
如果我们认为浮游植物的异养营养辅助生产和属性相同的化学合成,利用化学反应的能量源,然后光合碳同化将代表纯粹的初级生产的海洋生物。有许多的估计,主要使用放射性碳方法获得。最可靠的GtC 23-46 /年范围内。它也表明,75%的纯初级生产发生在公海,17.5%发生在大陆架上,4%发生在河口,只有0.5%发生在当地上升流区。海洋生物生产的季节性变化信息可分为非常近似。我们知道的所有关于这降低了如下:在低纬度地区浮游植物生产不会改变在在一年的大多数时间里,但在温带经历明显的季节性变化,增加在春天和夏天减少。夏季浮游植物减少相关事实被食草浮游动物放牧,尤其是缺乏产生生命的元素的涌入从深海层被突然温跃层的基础上混合层。在秋天,当垂直混合和提高季节性温跃层退化,浮游植物的生产力的提高。高纬度地区生产力(夏天)峰只有之一是记录。这些演讲是由彩色扫描的数据海洋表面的卫星,使复苏叶绿素浓度在水中。
除了本地的海洋中有机物的形成机制(光合作用),还有一个机制——allochthonic机制表现为有机质的流入河流和地下径流,移除悬浮粒子从土地和风神的物质含有有机碳。根据Kobak(1988)的强度等海洋中有机物的来源«GtC 1 /年。此外,河流径流的贡献是0.21,GtC /年的地下径流是0.06,GtC /年的GtC悬浮粒子是0.4 /年,GtC风神的物质是0.3 /年。
本地的和allochthonic有机物质流入补偿一生植物和动物的分泌物,以及分解的分泌物和动植物的遗体由于异养生物(细菌)。由此生产的溶解和悬浮有机物GtC 1.08和1.0 - -3.0 /年,分别(看到Kobak, 1988),也意味着2 - 5%的纯初级生产进入解决方案和相同数量是沉淀。形成的沉淀的有机物在生物化学和化学反应的过程中受到破坏,然后溶解GtC 0.9 - -2.9 /年的速度,所以在沉积有机质的积累存款不超过0.1 GtC /年。
在海洋大气碳交换界面。正如前面提到的,在所有含碳大气气体只有二氧化碳浓度足够高。因此,碳交易在海洋大气界面是由二氧化碳通量。第一估计co2通量的时空变异性的基础上直接测量co2分压差在水和空气在1986年获得哥伦比亚大学的拉蒙特Doherty地质观测站(美国)。然后他们被修订,爱丽儿et al。(1991)。结果发现海洋的赤道区(10°N-10°S)是大气的碳源。这里,由于强大的上涌,这确保出口到深水的表面富含碳和生原体,由于二氧化碳在水中的溶解度较低(后者是由于高温),碳从海洋向大气中大量转移到0.14,GtC在大西洋GtC 0.05 /年在印度洋,太平洋GtC和0.54 /年。这些差异是由不同的强度赤道上升流。
在副热带环流北方(10°N-40°N)和南部(10°S-40°S)半球图片更多样:在北半球太平洋和大西洋的海洋作为碳汇的氛围,和印度洋作为来源。各自的价值观是:-0.01、-0.19和0.05 GtC /年。副热带环流的南半球海洋的碳转移到大气中发生在大西洋(0.04 GtC /年),海洋从大气中到发生在太平洋(GtC - 0.20 /年)和印度(-0.21 GtC /年)海洋。同样,从海洋向大气中碳转移发生在太平洋的北部亚寒带地区(0.17 GtC /年),海洋从大气中到发生在北部(-0.38 GtC /年)和南部(-1.39 GtC /年)亚寒带地区和南部极地地区(-0.83 GtC /年)的大西洋。
一般来说,如阿里尔et al .(1991)所示,海洋吸收大气碳GtC -2.21 /年的速度。这里,和之前一样,通量的负值符合大气中的碳转移到海洋,和积极的价值观在相反的方向。注意,年平均全球平均碳通量在海气界面是不同于零,它将没有任何长期的干扰。的一些参数提出了爱丽儿et al。(1991)支持的人为这种不平衡。
碳更新的时间。的上述特性,自然(不接受人为影响)碳循环和碳的次更新,总结在表2.4。让我们将注意力转向以下三个事实。首先,自然的碳循环关闭在大气中、海洋与生物圈、岩石圈但不是封闭的,因此在吗气候系统作为一个整体。这是由于无视之间的交互沉积,沉积形成的火山岩,地球和深度层:在这个过程中有机碳积累在海底碳酸盐沉积物的形式,也就是说,净碳通量从生物圈到岩石圈的排放必须补偿火山深部地球层中的二氧化碳进入大气和海洋。
其次,按照表2.4中给出的数据,最古老的时代沉积物和海洋和大陆的存款,如果估计碳含量之间的比例和特征的积累或侵蚀,不应超过1亿年。换句话说,在整个地球的地质历史沉积岩石一定是再次重复。
乍一看,这一结果与已知事实,特别是,沉积岩的发现门口Ameralik-Fjord格陵兰岛(西方)岁38亿年年。这种矛盾是由沉积率的可变性积累的海洋和大陆上的侵蚀,从而不可能现在的价值观应用到其他地质时期。让我们回忆在这个连接的减少累积的碳酸盐沉积物中、晚石炭纪(346 - 232年前),或所谓的中断沉积沉积序列(间隔在没有沉积物积累)和复发从40 - 60%的开始70 - 76%的始新世时期(58-37百万年前)。大陆侵蚀的速度,这可以从变化意味着海洋水平描述大陆侵蚀的基础。最显著增加的300 - 350年的侵蚀在过去的5.7亿年里,伴随着突然下降的出口陆源物质进入海洋,发生在后期白垩纪(100 - 67年前)。这个事件和海洋过犯造成了它们的起源构造过程导致非洲和欧亚大陆的收敛和海床的退化。
每个人都应该记住的,而近似特征估计沉积碳积累速率的口供,而且,最重要的是,这一事实的年龄最古老的海洋中沉积口供是由板块构造特征时间尺度的«1.5亿年,和大陆是由时间决定的
存在的特征时间尺度的花岗岩薄板«40亿年。因此,表2.4中的数据不相抵触的淤泥沉积物中发现的古代形成的成分。
第三个情况应特别强调的是碳循环的不同更新时间单独的组件。事实上,从表2.4可以看出,碳更新时间是0.1年,和更少的海洋生物;对植物一年deciduosity和有机下层;大约十年的大气、陆地生物群和悬浮有机物在海洋里;数百,甚至数千年的海洋中无机碳含量,可溶性有机质和土壤腐殖质;最后,数亿年沉积物在海洋和大陆。这种多样性的更新时间是分离的基础在碳循环三次循环:移动子循环,描述有机物转换和碳循环的过程时间尺度的大气系统约103年,更少;地球化学子循环描述海水和碳酸盐沉积物之间的交互过程的时间尺度约为104 - 105年;和地质子循环描述有机物土葬和变质作用过程,大约106年的时间尺度的地幔脱气和更多。
我们感兴趣的过程与时间尺度在103年。这一限制相当于固定缓慢(103多年时间尺度)碳子循环特征。在这种情况下,预算为碳atmosphere-ocean-biosphere-lithosphere系统方程的cA和cQ特定浓度的无机碳在大气和海洋;cLB(见下文)、穗轴和cL特定浓度的有机碳在陆地和海洋生物群和岩石圈;CA =吗咖能够和CG = m0c0是大气和海洋中的无机碳含量列单元截面;棒子= mQcOB CLB = mLcLB和CL = mLcL是相同的但对无机碳在海洋和陆地生物群和岩石圈;问°s是碳通量(气体交换)海气界面;问£B和QcB强度的无机dCJdt + V mAvAcA = - < 2°s - Q™, dCJdt + vi = Q2S-Q2 \ dCOB / dt马+ V vACqB = < 2 c®-质量控制,
dChB / dt =问™- QhB dCJdt +伏特计^ L = Qh *心不在焉,
碳源和汇的大气和海洋指单位面积;害怕< 2 B是碳强度快速组件之间交换的陆地生物群和岩石圈规范化单位面积;Qq和有机碳的强度是快的和慢的组件之间交换的岩石圈和海洋碳循环正常化以类似的方式;所有其他名称都是一样的。
2.7.1版我们积分方程在整个地球表面的,方程(2.7.2)和(2.7.3)在海洋表面和方程(第2.7.4)和(2.7.5)土地表面,然后总结。结果我们获得平等
3 ({C0} / {Ca} + 0 + 0 + {C0B} / {CLB} / L + {CL} fL) / dt = - {Q2} fo ~ {6 c} / L >
代表碳守恒定律在时间尺度上的103年或更少。
2.7.1版同样,整合方程——(2.7.5)/经度和随之增加产量
2 na因为< p S ((CA) + (C0) / o +(棒子)/ o + (Clb) / L + [QJ / D / df
+ 8 (MCTa + MCT0 + MCTL) / d < p = 2 na cos (p (VQ ^) f ' 0 + iQhlfi),
m0 (v0c0 - - vQcOB)因为cp dX,
2它mAvAcAa因为< p dX, o
“2 n mLvLcLa cos (p dX, o是经向海洋中碳运输,大气和岩石圈。
粗略估计MCTA和MCT0可以获得如果我们转向(2.7.7)和假设([o£] / o + LQhlfi) = 0 > MCFL = 0。考虑到经向大气中碳运输和海洋消失在北极,我们获得,全年平均(MCTA 4 - MCT0) = 0,即年平均经向大气中碳运输和海洋必须相互平衡。让我们回忆,海洋作为碳源的大气在低纬度和低碳吸收高纬度地区,年平均碳交易所,强度在海洋和大气之间的赤道区占
GtC ~ 0.8 /年。因此,年平均经向碳运输指示从低纬度大气中高纬度地区,而在相反的方向在海洋里。此外,由于质量的比率和纬向扩展的大气和海洋都等于3 x 10”分别为3和2,所有条件相同的情况下,经向碳运输的典型值的单位长度纬度圈在大气中有两个订单大于海洋中。相对单位转换成绝对单位注意,在前工业化时代,当源和汇的平均大气co2相互抵消,大气中二氧化碳的子午运输3 - 6 GtC /年。
小规模的海气相互作用
3.1表面大气层
表面大气层是一层范围内的垂直通量的动量,热量和水分保持身高大约不变。让我们扩大这个定义。
我们检查平均(雷诺条件)的运动方程的水平速度向量v统计均匀(水平方向)速度场的p是大气压力;x是水平切向风应力的矢量;p是空气密度;d / dt和V的运营商的全导数和水平梯度;z轴定向垂直向上;k是单位向量直接沿z轴。
前两个条件方程的右边(3.1.1)描述,分别科里奥利力的影响和横向压力梯度的力量,是主要的条件。考虑到他们互相平衡,然后假设fu0(这里情况是风速特征尺度;/是科氏参数)是一个估计的第三个任期的右边(3.1.1)和向量x的变化/ p在垂直方向0.2 | | t / p我们获得以下不平等的h1厚度层近似垂直动量通量的恒常性:霍奇金淋巴瘤> 0.2 (| | t / p) (/ m0) _1,从x \ \ / p = 0.1平方米/ s2,情况= 10 m / s, / = 10“4 s - 1的估计hx > 20米。
厚度的估算h2层近似恒定的垂直热流H可获得的平均热量平衡方程,在缺乏水蒸气过渡,和辐射来源和p dz pdv di p dz p
水槽的热量,是写成
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