洋流的水平分布

最后一次更新在星期四,2023年2月02|海洋环流

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盐度(ppt)

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图5.3.1 (a) T / S图Iselin(1939)显示T / S关系沿着海面在冬季北大西洋西部(开放广场)和深度(实线称为马尾藻海),沿着海面在冬季北大西洋中部(圆圈)和深度(实线贴上北大西洋东部)。注意,表层和次表层的T / S关系是相似的只有一小部分的总温度范围。(b) T / S图从北大西洋的季节性变化的模型(重实线和符号)威廉姆斯et al。(1995)。广场是夏季表面数据,圈是冬季表面数据;后者直接躺在一个垂直的T / S概要文件从同一地区(实线)。类似的虚线是T / S垂直剖面的海洋气候。从威廉姆斯et al。(1995),图9所示。

大气强迫(混合)是局限于在一个相对较薄的表层海洋,然后在下面的分层水消失了。

第一个成功的尝试估计三维质量通量温跃层是蒙哥马利(1938),他建造了一个廉管道模型的横向边界isohalines观察,观察,其上、下边界密度的表面。这个廉管道有一个开放的嘴上层海洋的底部埃克曼层,然后跟着一个定义的路径盐度和密度字段向下朝赤道方向进入北大西洋主要温跃层。质量流量通过这样一个廉管道被发现大约一致收敛的埃克曼输送在廉管道的嘴。蒙哥马利廉管道模型的区域范围和诊断,因为它需要详细信息的分布示踪剂(盐度和密度)循环的结果。虽然远没有一个完整的模型,蒙哥马利的廉管道分析仍然是一个关键的一步风迫使建立定量关系,示踪领域和三维循环。

另一个关键,之间的联系温跃层循环和风场是由斯维德鲁普理论与经向当前的垂直积分(海面到海底)直接向风应力旋度。斯维德鲁普关系没有区分直接风动表层和下面的地转流(的)。Luyten的开创性的循环模型,Pedlosky Stommel(1983年以后,有限合伙人)可能被视为一种模式,使得显式海洋表层的区别,在与大气直接接触,因此受到压力旋度,和接近自然的(或绝热)下面的温跃层。斯维德鲁普关系运输被认为仅持有温跃层内,和温跃层水(由一些离散层)被认为是在适当的与大气接触,指定的纬度。结果是一个三维循环和温跃层结构给了非凡的洞察亚热带温跃层的主要特征。特别是,LPS模型表明,ther-mocline循环可以设想由域有截然不同的动力学和特征路径通过的温跃层由于连接(或不)到海面。地区直接连接到表面,即在蒙哥马利流管,可以说是流风力和地区的这样一个廉管道“通风”,在某种意义上,水沿着这些路径之一是在海面上一个明确的,平流,时间过去。有限合伙人理论使得这些温跃层的通风部分详细的预测,并通常被称为通风温跃层模型。还有其他温跃层的广泛区域内不蒙哥马利廉管道和不连接到海面advec-tive路径。这些‘不通风的区域可能是也可能不是在休息; along the eastern boundary of a gyre there are extensive unventilated regions that abut the eastern boundary and extend well out into the basin (Fig. 5.3.2 is from a continuous model of the ventilated thermocline developed by Huang and Russell (1995) and having the same dynamics). These eastern regions, called 'shadow zones', have potential vorticity contours that terminate on the boundary, and so are at rest in these models. These eastern shadow zones of the LPS model appear to be analogues of the low-oxygen regions found along the eastern boundaries of most副热带环流解释,这些地区的LPS模型提供了最引人注目的结果之一的俯冲理论。

沿着西方的边界环流还有一个广泛的不通风的区域可能在剧烈的循环,虽然没有直接接触大气(黄和罗素,1995年,引用其中)。这些所谓的“池”区域内循环是闭合的电流通过西部边界,不指定的细节。西池区域内潜在的涡量分布假定是混合水平均匀的水平,又需要的细节

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(c)货柜= 26.5 (d) a9 = 27.3

图5.3.2流模式四个等密度的表面在北太平洋计算通风温跃层的连续模型由于黄和罗素(1995)。薄的混合层深度在100年代是虚线。体积streamfunction箭头的实线。在东部边缘阴影区域阴影区。从黄和罗素(1995),图7所示。

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不是指定的(只要不是零和通量下降梯度)。

在给定的纬度,斯维德鲁普运输发生在通风中部地区和西部地区不通风的池。西池区域的宽度和两个地区的经向传输的比率取决于许多参数,包括分层和经向风应力的规模之比(亚热带的宽度的一半风细胞,大概)和规模Cori-olis参数的变化,地球的半径成正比,但是依赖于纬度。这一比率可能相当小,因此在给定的等密度线层,只有一小部分内的斯维德鲁普运输发生直接温跃层的通风区域,其余被西池区域内。因此只有一小部分内的海面是蒙哥马利廉管道的“嘴”,典型的中部和东部副热带环流的一半。在Iselin这可能是明显的俯冲图(图5.3.1a)。注意中央配置文件(在深度和沿着海面)在很大的温度范围内都能密切相似,大约8°C到16°C。相比之下,西方的概要文件不密切相似,实际上最好的比赛是在范围15°C - 18°C的西方概要重叠中央概要。即西方深度剖面更像是中央(表面或深度)配置文件比西方的表面轮廓。这表明,在某种程度上,西方温跃层水有一个起源在北大西洋的海面,那是在中部或东部亚热带表层。这向东俯冲的偏见可观测的后果,海面温度(SST)的进化年际异常(5.3.4节讨论)。

俯冲理论扩展和应用在很多方向自开创性的有限合伙人的贡献。本章尝试总结进展的三个主要问题:

1的表层动力是什么俯冲过程吗?(5.3.2节)

2什么是一个连续的预测(相对于分层)模型?以及如何适用的是海洋的有限合伙人绝热动力学和数值模型结果?(5.3.3节)

3什么是温跃层反应了表面的年际变化迫使?(5.3.4节)。

极好的评论俯冲理论直到大约1990的黄(1991)。Pedlosky的专著(1996)是一个熟练的处理大规模的海洋环流理论的许多方面,包括特别是tropical-subtropical连接与俯冲有关,不是这里讨论(参见刘和调情,4.4章)。

5.3.2表层俯冲的动力学和热力学过程

第一个稳定的通风模型thermo-cline把俯冲作为一个观察的事实,然后继续寻找温跃层的Sver-drup流的后果。不过,很明显,俯冲过程(通过水从表层到主要温跃层)必须包括上层海洋动力学的联合效应,是高度非绝热的,环流循环。这是预期,和多少水在哪里的细节俯冲必须的后果产生的循环,肯定会影响示踪剂分布。事实上,第一批的比较观察,大规模的示踪剂库存和示踪年龄Ekman抽运率(Sarmiento, 1983;詹金斯,1987)透露,俯冲的速度远远超过一些等密度线层的埃克曼泵送率上表面,暗示一个俯冲过程超出预想的蒙哥马利(1938)。

俯冲速率可以定义为水流向下的速度在冬末的表面定义的深度混合层(Cushman-Roisin, 1987;威廉姆斯,1991;马歇尔和培育者,1992;马歇尔等人。,1993)。如果表面是水平,那么只有垂直速度会支持通量,在深度接近海面,垂直速度将主要是因为Ekman抽。然而,在一些地区,尤其是西部边界附近的水流,冬天混合层深度显著水平梯度,在这种情况下一个纯粹的水平速度也会把水从表层到主要温跃层,即导致俯冲。这个过程被称为“横向感应”(黄,1991)。对该地区南部和东部的墨西哥湾流,横向感应据估计生产差不多一样俯冲Ekman抽(黄,1990)。在北太平洋侧感应有点不那么重要,因为冬天混合层深度的斜率小于在北大西洋,然而作出了重大贡献(黄和罗素,1995)。

冬末的盆地规模倾斜混合层深度本身必须反映模式的热量(或浮力)海洋和大气之间的交换结合大规模的循环。例如,想象一个水柱在副热带环流循环。地区列收到年平均表面加热(通常说的向南流在东部北大西洋和北太平洋副热带环流),然后冬天末混合层深度会从同比shoal热量累积高于主要温跃层(图5.3.3;森林,1985 b;Paillet Arhan, 1996)。这个重要的俯冲过程的热力学方面调查了马歇尔和马歇尔(1995),加勒特et al .(1995),斯皮尔和Tziperman(1992)和斯皮尔et al .(1995),和相关运动方面,马歇尔et al。(1999)。

俯冲过程的一个有趣特性Iselin所指出的(1939)的俯冲过程显然选择主要冬末水

图5.3.3的示意图上海洋水体发生季节性循环下行Ekman抽。俯冲是说发生当水从季节性影响层为主要的温跃层。在第二个冬季,混合层深度远小于第一个冬天,引起严重的俯冲水变成主要的温跃层。如果这是一个水柱内循环稳定的环流,我们可能术语俯冲过程横向归纳。从威廉姆斯et al。(1995),图6所示。

俯冲。Stommel(1979)提供了一个解释,冬季选择通过描述季节性循环和向下的埃克曼泵的影响。在大区域振幅季节性循环将会有一个临时的俯冲在较低的水季节性温跃层在春天和初夏季节性温跃层构建(图5.3.3)。在接下来的冬天,大部分的水将再次携入的到深化冬季混合层。然而,冬天的最深的部分混合层,给出大致的埃克曼泵位移量(如果,忽略了其他非本地的影响),将推动下行低于冬季混合层最深的程度,因此俯冲到主要的温跃层。因此,季节性的自行车上海水的密度和稳定的,向下的埃克曼泵将选择水最深处的季节性温跃层(水质量形成于冬末)俯冲到主要的温跃层。这种“Stommel恶魔”选拔过程显示了威廉姆斯et al。(1995)操作在一个季节性变化的海洋数值模式非常Stommel预期(图5.3.1)的方式。在温跃层季节性信号示踪领域因此大大减毒与季节性周期相比在海面。年际变化温跃层内被发现,但是,和解释光的时间俯冲理论(5.3.4节讨论)。

5.3.3稳步的发展,连续模型:应用数值模型分析和观察

有限合伙人的温跃层理论代表是只有少数离散层。虽然这种理想化的表现足以描述定性特征的循环,更现实的连续模型是更可取的关闭与观测进行比较(威廉姆斯,1989,1991;黄和邱,1994;黄和罗素,1995)。黄和罗素(1995)开发了分析解决方案从一个连续模型建立在理想流体温跃层平衡假设守恒密度、伯努利函数线性化和线性化中潜在的涡度主要thermo-cline(俯冲之后)。斯维德鲁普关系综合运输是假定在

图5.3.3的示意图上海洋水体发生季节性循环下行Ekman抽。据说俯冲时水从季节性影响层移动到主要的温跃层。在第二个冬季,混合层深度远小于第一个冬天,引起严重的俯冲水变成主要的温跃层。如果这是一个水柱内循环稳定的环流,我们可能术语俯冲过程横向归纳。从威廉姆斯et al。(1995),图6所示。

温跃层,不通风的温跃层水域(5.3.1节)的池地区被假定横向均匀的潜在vor-ticity等于相邻流线在通风区域。表层数据包括表面密度和埃克曼泵送率。,和其他一些详细的假设,可以减少解决问题的自由边值问题伯努利在密度函数坐标。由此产生的解决方案保持一个相当显著的相似之处北太平洋温跃层(图5.3.2),可以用来诊断几个有趣的属性。首先,风力的深度的北太平洋副热带环流被发现是不超过1.4公里(通常更少),相比之下,在北大西洋约1.7公里。黄和罗素(1995)将影响比较强烈的北大西洋温盐强迫和流通,和浅强盐跃层发现的北太平洋(参见Talley, 1985年,盐度对北太平洋)的分析。第二,更新时间亚热带thermo-cline水质量可以从他们的体积和对流通风率估计,并发现最轻的密度大约3年类(a = 24.1 - -24.7),和大约10 - 15年的亚热带水域(a = 25.3 - -25.7)模式。通风温跃层的质量流量主要出口到热带地区,它必须,平均而言,有重大影响的温跃层属性热带地区(Gu调情,1997;Kleeman等。,1999)。产生在subtrop-ics年际异常是否重要的热带地区尚不明朗。 Third, the model yields a compact description of the mass balance of the main thermocline (Fig. 5.3.4). Within the North Pacific, the ventilated portion of the thermocline receives about 21 Sv from the seasonal layer as a result of Ekman pumping, and about 10 Sv due to lateral induction. The same figures for the North Atlantic are about 12 Sv and 12 Sv. Thus, Ekman pumping accounts for a somewhat larger fraction of the North Pacific total of subduction, a consequence of the shallow (and not strongly tilted) winter mixed-layer depth topography of the North Pacific. The meridional mass flux within the unventilated portion of the North Pacific thermocline was estimated by Huang and Russell (1995) to be about 28 Sv,

: Sverdups图5.3.4质量通量(单位)层之间的北太平洋温跃层。北部边界上,埃克曼将显示为downward-directed双箭头。从黄和罗素(1995),图12所示。

这是大约59%的斯维德鲁普运输。在北大西洋,相同的数字是42%。从这些结果,黄和罗素(1995)得出的结论是,北太平洋thermo-cline强烈通风不如北大西洋温跃层,很大程度上影响较小的横向归纳在北太平洋。

俯冲理论提供了一个语言,用于描述一个概念性的框架温跃层示踪剂和循环的分布在海洋中的数值模型和数据集。一个特别明确的和广泛的俯冲过程的描述和结果在一个数值模型是新等。(1995),使用了迈阿密等密度的模型来模拟在北大西洋温跃层循环。模拟被迫与季节性变化的表面,经过30年的集成温跃层循环已经形成了一个几乎稳定状态。等密度线层,冬天来到海面(出)(图5.3.5)在中央盆地展出

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图5.3.5 (a)等容度层厚度有密度26.7从迈阿密等密度的模型。这是30年的集成有稳定的风和表面通量。这一层露头北部的细线。(b)一个垂直部分沿着45°W冬天显示26.7层阴影区域。注意明显变薄层向南的俯冲纬度(约37°N在经度)。这部分的结果部分不符合的核心俯冲层,和部分结果扩散的水进入这一层厚度较小。从新的et al。(1995),无花果10和11所示。

许多俯冲的后果预期从有限合伙人理论。流体在一个= 26.7层向南和向西到主要温跃层斯维德鲁普流的一部分。在其北部程度= 26.7层有一个相当大的厚度相对于其他层上方和下方拥有相同的密度差异,和在这方面就像一个模式水(麦卡特尼,1982;Siedler et al ., 1987;Hazeleger Drijfhout, 1998;施密德et al ., 2000;也看到Hanawa Talley, 5.4章)在低电位涡度(图5.3.6)。俯冲的大量距离下游地区这个低电位涡度(PV)形成一个舌头,标志着俯冲水质量。(真正的北大西洋没有严格可比模式在这个密度和水形成一般位置。)一个有趣的问题是在这一层的水是否保存潜在的涡度,在理想化的有限合伙人的理论假设。 Since the low PV tongue is surrounded by higher PV waters on all sides, there is bound to be some diffusion of (higher) PV into the subducted water mass. This significantly erodes the low PV tongue, which, 5-10 years after subduction, begins to lose its identity. The low potential vorticity is spread by diffusion into the surrounding waters, which thus have a negative potential vorticity diffusion tendency (balanced in this near steady state by horizontal advection). The change of PV within the subducted water is not small, and horizontal diffusion clearly influences the basin-scale distribution of PV (see Toole and McDougall, Chapter 5.2 for a review of mixing in the ocean). Nevertheless, the overall pattern of thermocline circulation in the numerical model solution is qualitatively as expected from the purely advective (adiabatic) theory of LPS.

数值模型承认中尺度涡可变性,俯冲的速度很容易受涡流变化(马歇尔,1997),特别是在高涡流能量区域,如西方的形成网站亚热带水附近的墨西哥湾流模型。Hazeleger和Drijfhout(2000)显示,可比eddy-resolving和non-eddy-resolving模拟的墨西哥湾流区域来说明这个过程。净俯冲速率

继续阅读:约翰·罗伯特·Pickart懒和彼得莱茵河

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