散度积极的价值观
图6.1.8热传输散度得到了全球高质量的逆分析pre-WOCE hydrographie部分由麦克唐纳(1998)。转载来自海洋的进展,41岁。点麦克唐纳,全球海洋环流:水文估计和区域分析,281 - 382年,1998年,爱思唯尔科学的许可。
可能表明问题在一个截面局部承压。有垂直交流减少级离11°N在大西洋,然而,这可能是一个问题在一个位置影响最终循环远离最初的位置。麦克唐纳的另一个重大问题的全球环流是寒冷的深海的大转换到温暖的上层水域的印度洋,目前被认为是与硅保护不相容。尽管存在这些问题,麦当劳全球环流呈现一组一致的解决方案海洋热传输估计相当接近(在错误估计Macdonald)谨慎估计整个大西洋的海洋热传输基于分析个人部分。
6.1.5讨论
海洋热传输的直接估计是有价值的建立一个基线对海气通量气候学、评估剩余的估计海洋热传输,并在评估海洋和硕士耦合环流模式。此外,海洋热传输的机制必须被理解,如果我们要评估海洋环流和气候变化条件下热传输将被修改。raybet雷竞技最新
6.1.5.1比较直接和间接估计的海洋热传输
da Silva et al。(1994)和Josey et al。(1999)比较了海洋热传输隐含的海气通量气候学与直接估计。da Silva等人实际上限制他们的通量气候学,这样其隐含的热量传输24°N和在大西洋赤道匹配直接估计的海洋热传输这些纬度。Josey等人相比,他们的净海气热交换的散度经向海洋区域的热传输
大西洋,他们认为直接估计是可靠的。而他们海气热交换通常表现出更多的海洋比获得的热量散度的估计,他们认为,在预期的不确定性差异的差异,除了当前西部边界地区可能会有强烈的热损失从海洋,没有反映在clima-tological通量。
剩余估计海洋热传输,Trenberth和所罗门(1994)和基思(1995)证明他们剩余的估计海洋热传输,面具后的大陆,与直接估计在合理的协议。然而,重要的是要指出,大气的总和能源运输等残留的估计海洋热传输仍约PW不到所需的辐射平衡的顶部由于atmosphere-land交流氛围。是否这样的赤字问题最终是大气或海洋发行量仍残留方法的基本问题。
6.1.5.2海洋热传输模型
热通量在海洋环流模型通常测试的直接估计海洋热传输(布莱恩,1982)。在大西洋,热传输模型在24°N很小而直接估计通常是一个症状的经向翻转模型不足的大小或太浅(去骨et al ., 1996)。在太平洋,小模型热传输跨24°N是一个问题的一个症状模拟黑潮(威尔金et al ., 1995)。比较模型热传输就直接估计海洋热传输已成为一个基本的第一个测试的有效性的海洋和硕士耦合环流模式。
模型改进,问题是是否一个拥有正确的模型模拟海洋热传输几个纬度可以依靠在其他地点确定海洋热传输。这是一个很难回答的问题,。在短时间尺度上,海洋模型几乎是全球或流域气候资料用于初始化模型的反演。因为海洋气候学在底层数据覆盖水平稀疏,好深的西部边界电流等特性可能不会出现在此种tology和经验表明,反演的没有明显的循环特性的数据集可能导致偏见的结果(Marotzke温斯迟,1993)。在这个阶段,模型循环和热传输必须批判而观察到的循环和热传输。
在中间的时间尺度的几十年中,海洋模型正在慢慢调整初始循环海气界面通量迫使模型。热传输模型的程度差异平衡海气界面通量模型均衡的一个重要指标。任何不平衡意味着模型循环正在向一个国家不同的从最初的或观察到的循环。在这中间阶段,三种形式的海洋热传输需要考虑:相关的热传输模型循环;与模型相关的热传输海气交换;和热传输模型热含量的漂移。漂移是一个测量模型之间的一致性模型的循环和海气强迫和可以作为一个衡量热传输的不确定性模型。这种考虑的一个例子是桑德斯et al。太平洋的年代(1999)分析奥卡姆在全球海洋热通量模型,有效的表面通量是由放松的观察表面温度和盐度。奥卡姆的热传输模型差异在太平洋与大广泛共识et al . (1997) cli-matological海气通量的估算和全球平均模型在热漂移内容大约10 wm ~ 2。这样的协议可能会采取暗示的质量模型的循环和海气迫使或通量气候学。 Nevertheless, careful comparison with observed circulation and heat transports are still required. For OCCAM, the model heat transports are found to be smaller than the direct estimates of ocean heat transport across 10°N and 24°N in the Pacific, and the reason may be smaller-than-normal wind stresses in the tropics due to the model's use of winds during an El Niño year. Thus, even when a model is near equilibrium, model heat transports should be compared with the observed ocean circulation and heat transport to verify that the air-sea forcing is realistic.
海气耦合模型通常需要保持海洋通量调整(或大气)从漂流迅速远离其观察到的状态(木头和布莱恩,章2.3)。通量调整,下一个热量(或淡水)带走从海洋而不是把到大气中。这样的通量的大小调整可以用来表示海洋热传输模型误差;在早期的耦合模型运行相当大(Manabe et al ., 1992)。然而最近,耦合模型运行通过国家大气研究中心和哈德利中心几百年来没有通量调整(Boville和绅士,1998;戈登et al ., 1998 b)、海洋和大气模型没有从他们的初始状态远远漂流。Boville绅士表明原因,这种耦合模型可以运行没有实质性的漂移是海洋海洋中的热传输组件和海洋热传输所需的大气成分非常相似大小和纬度的结构。海洋热传输从哈德利中心耦合模型与麦当劳总协定》(1998)等全球合成估计(表6.1.2)和耦合模型可能最终有能力帮助我们完善海洋热传输的估计。再一次,然而,我们建议仔细对比模型中的热量交换和全球通量气候学,对比模型海洋热传输和海洋热传输的直接估计,和评估(地区)漂移模型的热含量评价批判这种耦合模型。
6.1.5.3海洋热传输机制
对海洋学家来说,这是传统讨论海洋环流的各种水的运输质量,正如我们上面所做的大西洋深循环AABW而言,NADW AAIW。事实上,这些水质量变化的精确定义部分,部分水质量和空间变化特点和传输提供了大量的信息在海洋内部混合和平流。应用一致的水之间的密度边界定义为大西洋部分群众45°S, 11°S 11°N, 14°24°N, N和斯皮尔et al。(1996)感到惊讶的实质性交流与混合跨水质量要求一致的循环AAIW, NADW和AABW 45°S 24°N在大西洋。因此,认为从水质量的角度分析,平流和混合水质量必须进行排序前循环可以被视为完成。
海洋热传输,然而,净子午平流的水质量通常是最重要的因素,因为小变化由于混合水团特征贡献在流域尺度上热传输。分析循环和热传输可以专注于净流层分离的一组等容度(例如罗宾斯和Toole, 1997)。这种分析盆地规模的自然强调vertical-meridional推翻方面循环因为涡流或gyre-scale循环在任何单一密度层可以提供小热传输,随着表面温度沿每个密度展品差异极小盐度(补偿)。因此,分析密度协调有效地看到只有经向翻转密度类中定义。
然而海洋环流通常讨论风力环流循环和thermo-haline-driven vertical-meridional推翻。正如上面所讨论的,大西洋循环和热传输是由经向翻转。北太平洋副热带环流表现提供了一个对比,一个循环温水在黑潮向北流经西部边界,失去热量的氛围并返回南太平洋中部和东部在较低的温度(布莱登带领一个et al ., 1991)。向北的一个自然地描述了这样一个过程热传输是由于风力水平循环。密度分析,然而,温暖的,密度较低水转化为冷,密度较大的水,所以这个过程也成为推翻的密度。
保护之间的差别水平循环和vertical-meridional推翻的机制,我们宁愿海洋热传输的计算分解为水平和垂直组件,如下。纬向跨洋节,单独的子午速度,v,和潜在的温度,©,分为三个部分:
•section-averaged值< v >和<©>
•纬向平均< v > (z)和斜压值
•偏离纬向平均v“(x, z)和©”(x, z)
在v = < v > + < v > (z) + v”(x, z)和©= <©> + <©> (z) +©' (x, z)
地转热传输可以分为三个相应的组件:
1正压分量,卡式肺囊虫肺炎< v > <©> {L (z) dz由于网络传输整个部分section-averaged温度,在L (z)部分的宽度在每个深度和杰(z) dz部分的面积和Cp在恒压比热容。
2斜压热传输,jpCp < v > (z) <©> (z) L (z) dz由于纬向平均vertical-meridional循环;和
3水平热传输,jdzjdxpCp v“©”
由于大型环流循环和小规模的漩涡。
对于某些部分,如那些在24°N有很强的大西洋和太平洋,在西部边界电流,它可以方便的大洋中分离和西部边界贡献的每一个正压、斜压和横向组件(布莱登带领一个,1993);但这里我们强调整个越洋分解部分。横向热传输可以进一步分为暂时不同涡流和时均稳定循环组件如果时间序列数据是可用的。即使对于单一部分水平热传输分为涡流和旋转组件通过定义的不同空间尺度上的贡献水平热传输,v©,贡献。这些组件在本质上是相同的推荐的布莱恩(1982)。我们在这里重复它们,因为它不同于分解成斜压和正压组件使用大厅和布莱登带领一个(1982)。尽管大厅和布莱登带领一个细分仍然同样有效计算海洋热传输,我们不再发现分解的机制有助于理解海洋热传输。
风动埃克曼组件可以包含作为一个单独的正压与表面温度相关联的组件或部分表面的斜压热传输电流地转和风力贡献的总和。因为埃克曼输送与风力循环有关,而斜压热传输往往是与温盐环流有关,你可能倾向于认为埃克曼运输作为一个单独的正压组件。问题是确定温度(和其他属性)与埃克曼运输:是它的表面温度或加权平均温度在上50 m ?WOCE期间,进行声学多普勒目前分析器(ADCP)电流测量通常在几乎每一个水文部分。结果上海流资料可以用来隔离风动,ageostrophic速度剖面通过埃克曼层(e . g。Chereskin et al ., 1997),因此定义相关的温度与埃克曼输送。
除了分离水平旋转和垂直推翻贡献,分解的另一个好处是,斜压热传输和卧式热传输保存质量的定义,从而直接导致了海洋热传输。只有正压组件包括一个净质量输运;因此最后质量预算只有这正压组件需要被考虑,连同其他质量传输到或从一个封闭的区域,完成海洋热传输的估计融合的地区。印度和太平洋,这意味着,即使不知道印尼通流的大小我们可以估计水平和经向翻转环流的贡献。通流的影响在太平洋和印度洋的热量平衡可以估计考虑的正压组件,以及它是如何补偿盆地。
我们建议海洋热传输分为这些斜压、水平和正压分量在分析WOCE部分或数值模型的热传输。它也常常是有用的考虑循环密度坐标。关键是要理解海洋环流。这仅仅是不够的,计算热传输。海洋热传输的机制必须理解和上面的分离是一个定量的方法展示海洋热传输的机制对比观察和模拟之间的海洋盆地和盆地规模海洋发行量。
6.1.6挑战
使用WOCE数据集的最佳优势循环和热传输的决心在每一个海洋盆地显然是未来几年的主要挑战。而大西洋循环和热传输无疑将从继续提炼分析,太平洋和印度洋发行量代表发展的主要挑战我们理解全球海洋环流和海洋热传输。我们知道大约15 Sv寒冷的深海退出南大西洋的南大洋;在印度,太平洋和南大洋这些水域之前必须上升,温暖他们回到向北流穿过大西洋。有两种常见的猜想所需的上升流和深水的变暖:温水通路认为深水上涌在热带和赤道太平洋和印度洋,然后回的大西洋Agulhas目前在非洲南部(戈登,1986);冷水通路认为深水上涌在南极,然后温暖的他们在南极绕极流流向东,穿过德雷克海峡,然后向北进入大西洋(Rintoul, 1991)。显然深水和变暖的上升流不需要同时发生。
温水路径属性的关键角色变暖寒冷的水域在太平洋和印度的热带地区,因此意味着相当大的海洋从大气中获得的热量和一个相当大的向南海洋热传输的南部边界Pacific-Indian海洋约32°S。确定循环和关联经向热传输在太平洋和印度洋的32°S将批判性测试温水通路猜想。如上所示,几乎没有证据表明深在赤道上升流
太平洋的深水和浅水发行量似乎是独立的,独立的和现在的估计12 Sv在印度洋赤道上升流仍然是有争议的,因为这样的大型混合过程必须伴随上升流没有测量,不理解。
冷水路径属性的关键作用变暖upwelled水域南大洋和属性为印度和太平洋赤道地区的一个小角色。虽然很难相信南大洋的南极地区可以获得大气中的热量(Trenberth和所罗门,1994),da Silva et al。(1994)调整海气通量的气候学包括相当大的海洋吸热/纬度南45°s。验证的冷水通路极地和亚寒带吸热可能需要一个共同计划的浮标测量海气通量在荒凉的南太平洋地区。然而,间接确定循环和热传输在太平洋和印度洋的32°S可以帮助验证冷水通路如果他们深和浅的发行量是单独和独立的有效没有向极热传输太平洋和印度洋。
因此,主要的挑战是量化的循环和热传输太平洋和印度洋,尤其是在其南部边界。WOCE测量包括部分在南太平洋和印度洋的边界,时间序列的测量深度西部边界目前在太平洋和32°S 20°S在印度,和时间序列测量30°S的西部边界东澳大利亚当前和在31°S Agul-has电流。每个部分,上部洋流被船上监控ADCP测量和营养和生物地球化学示踪剂进行整个水柱。此外,还有长时间序列的海面高度TOPEX /波塞冬高程卫星,地下漂浮在约1000米深度,测量和表面漂流物测量。古典分析公海水道测量表面集中在识别速度为零地转速度和运输估计的基础上温度分布、盐度、氧气和养分。在
WOCE,有额外的信息参考水平速度的海面高度,ADCP,流浪汉和浮动轨迹,以及多个地球化学示踪剂分布。最重要的是,印度洋和太平洋的南部边界,边界测量电流,证明重要的约束大洋中地转过去计算和最终的估计海洋热传输。
在印度洋和太平洋边界电流测量尚未完全分析,已经取得了许多进步在分析热传输在30°N在太平洋的使用时间序列的组合测量当前西部边界和跨洋节。因此,我们总结本章海洋热传输与最近的总结分析显示潜在的结合不同的测量在WOCE确定盆地规模循环和热传输。
最全面的西部边界电流测量在WOCE是由日本科学家目前部署的33米九停泊在日本南部的黑潮从1993年10月到1995年11月(Imawaki et al ., 1997年,2000年)。水文调查沿线的系泊在这2年多次强化观察期的附属调查黑潮Ashizuri海角(阿苏卡)组。黑潮是由地转的速度场计算使用重复水道测量数据引用的速度观察到中期和深海深处。黑潮的传输质量和温度之间的日本海岸和30°N然后从这些绝对地转速度估计和水文数据。最完整的调查包含四套大吃刀水文数据的完整程度黑潮的第一年密集的调查期间,几乎完整的数据恢复时从当前米停泊。传输结果这四个调查见表6.1.3 (h .田、个人通信)。
阿苏卡行故意位于TOPEX /波塞冬黑潮的卫星追踪,这样长期监测可以尝试第一次。一个实验的程序了估计时间序列的为期10天的质量和温度传输的黑潮TOPEX /波塞冬测高数据之间的相关性发现借助测量传输和黑潮在海面高度的差异(市川et al ., 1999;Imawaki et al ., 2000)。估计3年质量传输和温度传输是63 x 109 kgs_1和3.50 pw,分别,这是非常接近平均值表6.1.3所示。一年一度的意思是黑潮运输发现相当大的比斯维德鲁普运输估计从气候平均风应力场在这个纬度;但是观察到的季节性周期在黑潮交通远小于线性斯维德鲁普理论预测的使用观察风(Imawaki et al ., 2000 b)。
估计的经向热传输在30°N黑潮被监控,进行了跨太平洋水文测量在30°N由三个日本船只(研究血管Shoyo Bosei-maru和Kaiyo-maru) 1993年10月至1994年1月(Fukasawa et al ., 2000)。估计热传输的
月 |
大众交通(109 kgs-1) |
温度传输(PW) |
意味着潜在的温度(°C) |
1994年1月 |
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