模型选择的海洋盆地的气候变raybet雷竞技最新化

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文摘特定海洋变化造型讨论,参考选择海洋盆地,即北极以北大西洋体系,北大西洋、太平洋和印度洋。第一盆问题的海冰热力学和雪,冰厚度垂直多层分布和冰水相变动力学模型被认为是。此外,北极是强连通与北大西洋和取决于周围的河流流量。河流的影响是双重的:海水体积变化和可能的污染物的释放。一段用于批判性分析的优点和缺点的北大西洋高分辨率造型。有关北太平洋环流和被污染的水传播短model-time集成高分辨率(0.12°)能够使计算的结果在现实的阶段。黑潮延伸的一个非常成功的建模分析和黑潮本身的高分辨率和足够的model-time集成也提出了在这一段。这一章的最后部分包含印度洋描述水文气象学和thermo-hydrodynamics造型。

关键词北冰洋■北大西洋印度洋偶极子■■黑潮■■季节性变化路径

5.1数值模拟在北极圈以北大西洋5.1.1系统介绍

特定功能的北极的海洋冰层的存在,对其实质区是永久性的。冰本身是一个复杂的系统,影响积极热量和水之间交换过程大气,土地,海洋和世界。北冰洋,占世界海洋面积的5%和1.5%的体积总量的10%淡水流入有助于世界海洋(伊万诺夫、1976、2001)。淡水流入北大西洋从北极盆地发生以冰的形式或通过弗拉姆海峡表层水

A.S.萨基斯杨表示,J.E. Sundermann,造型海洋气候变化,153年raybet雷竞技最新

DOI 10.1007 / 978 - 1 - 4020 - 9208 - 4 _5©Springer科学+商业媒体帐面价值2009

和加拿大北极群岛的海峡。主要组件的“传送带”(布勒克,1991)在拉布拉多海深对流和格陵兰海,而产生深大西洋水传播的底层大西洋南部的一部分全球水文循环。新鲜的水流的变化从北冰洋流域可以打扰的温盐结构北大西洋和世界海洋。鉴于这一点,研究热量流动在北极和淡水交通和转换是必要的对于理解全球气候变化(弗莱彻,1970)。raybet雷竞技最新

进一步的冰是一个主要汽车运输海洋中溶解、悬浮物质。这些物质可能是气溶胶、颗粒物或污染物。北极地区的高水平的污染重金属、石油碳氢化合物,电台核素和其他工业副产品导致人为的污染来源的调查,其传输的过程。目前人们普遍承认的一个主要机制北极是大气污染的交通工具。另一个潜在的污染来源是来自工业地区的河流流入北冰洋。

北冰洋的污染物运输是按照系统的冰漂移和洋流的盆地,在经过北极的漂移的主要元素是穿越北冰洋从白令海峡和格陵兰岛的海岸反气旋环流在波弗特海(Treshnikov andBaranov, 1972)。

北冰洋的角色在全球气候可以与多组分数值模拟研究了耦合模型。raybet雷竞技最新

海冰的热力学和雪的描述是基于局部一维模型不同的复杂性,不同配方的冰分布对其厚度、不同数量的冰厚的水平,不同的反射率和透射辐射参数化。例如,对于雪冰发现,热预算描述:

PiCi =戴德梁行{ki lE)——dZ [I°«J * - * *)]的z e - k) (511)

pj大海——在哪里冰的密度(假定为常数),c (T);S)冰的热容是一个函数的温度和盐度年代,k”(T);是冰的热传导,I0的透射太阳辐射通量垂直刻度灭绝\ u z是冰雪表面的垂直坐标直接向上,z = 0。积雪的问题是解决类似的,假设没有太阳辐射成冰发生的渗透。

表面上的冰雪,给出热通量;在雪冰边界连续性条件是温度和热通量;下边界的冰,冻的海水的温度设定等于在给定的盐度。否则,热量盈余消耗融化的雪或冰,使得积极的淡水流入大海。下边界的冰融化和冻结都可以发生,形成相应的流动的淡水或盐度。

相变冰雪的质量变化。目前,大多数气候模型包括简单的海冰raybet雷竞技最新模型(Polyakov, 2001);然而,一些组织已经转向更复杂的模型NCAR(联合国政府间气候变化专门委员会,2001)。这是一个多层模型占盐度分布由冰厚和冰热力学参数的依赖温度和盐度。所有现代模型把积雪在冰上。模型的数值特性由水平冰的数量,考虑到温度剖面和会计方法冰盐度。从计算的角度来看,海冰热力学礼物没有相当大的问题。剩余的一个主要困难是适当的物理过程参数化。

5.1.2海冰动力学

据推测冰盖是一个二维介质,可以描述不同厚度的合奏冰每一点(或者,冰厚度分布)的函数;这里,每个层次的冰厚度香港可以描述它的质量m k和Ak浓度。因此,雪覆盖了冰的质量分级k可以介绍。海冰漂移的速度u被认为是相同的所有层次的厚度。然后描述的海冰运动是d ~ t t - t t - Ui

m - - - + mfui x ui = - rm mgVZ +助教+ + F (5.1.2)

在这里,m是冰雪的总质量,助教是风压力,f是科里奥利参数,V Z是海洋表面梯度,f是海冰力诱导的流变学(即。冰盖上,强调新兴由于其运动和不同厚度和冰)的浓度。

模型描述海冰融化和冻结(热力学)和运动和变形的冰盖(动力学)在大气和海洋的力量。模型模拟揭示海洋的重要性冰动力学气候系统。raybet雷竞技最新例如,在比较模拟北极海冰体积与潜艇聚集数据,Hilmer和Lemke(2000)得出结论,更好的海冰动力学模型需要改进的理解和辨别真正的气候年际变化的信号。raybet雷竞技最新在这篇文章中,我们集中在海冰导致的应力变形的冰盖。

浮冰的海冰覆盖形成的近似凸多边形形状,有横向维度的100和5公里之间,几米厚。海冰变形发生在海上浮冰的相对运动:在当地的散度,海上浮冰分离形成的线性区域开放水域称为领导;在当地的剪切,浮冰可以沿着他们共同的边缘;局部收敛,浮冰能够分解形成的线性区域瓦砾堆上方和下方冰层覆盖的山脊沿着浮冰边缘被称为压力。通常floe-scale变形包括起垄和滑动或开放和滑动,但所有类型的变形通常出现在任何地区包含浮冰的集合。

在压力培土,冰层覆盖第一个打破弯曲成块和起垄所需的工作压力是由移动反重力和起垄冰块摩擦脊形成压力。当浮冰板块互相之间的滑动摩擦压力是由浮冰边缘。fric-tional压力通常是独立的变形,这样累积的速度海冰应力应变率大小无关。工作以来形成压力脊或滑动的浮冰过去对方是不可逆转的,海冰流变行为被认为是塑料。

自起垄重新分配冰在不同厚度而滑动不冰的再分配取决于相对数量的海冰厚度变形通过起垄而实现滑动(开放)。合成海冰压力用在海冰动力学模型也取决于相对大量的培土,滑动,打开压力参与这些类型的变形不同。起垄和滑动的相对数量取决于类型的冰层覆盖的变形;例如,更多的相互滑动浮冰的过去发生在纯剪切比纯散度。

海冰最复杂的代码将在一个网格单元分布在几个厚度分类和实现参数化的起垄分数由弗拉托引入工作,二人(1995)。特定功能的参数化是它意味着没有滑动摩擦纯收敛,而离散模拟(霍普金斯,1996;Ukita Moriz, 2000)表明,浮冰的不规则形状导致重大interfloe滑动。

海冰模式需要一个表达式有关海冰强度(最大应力压缩),冰的厚度变形。大多数海冰模式设置冰强度是成正比的势能形成高压脊的变化,在这种情况下,强度正比于冰层厚度的平方,或治疗强度与冰层厚度成正比,采用参数化由于二人(1979)。的一个版本的海冰培土滑动变形压力力F内容摘要Iakovlev (1998)。

大量研究结果描述模拟循环,冰生成和转换在北极盆地和这些过程的相关性与北大西洋。基于三维模型的模拟结果,例如,哈基宁和Mellor(1992),二人布莱恩(1987),Iakovlev(1998),因为Karcher和Oberhuber (2002), Kuzin et al。(2006), Golubeva和Platov (2007), Maslowski et al。(2004), Polyakov和Timokhov (1995), Proshutinsky和约翰逊(1997),riedl和Preller (1991), Ryabchenko et al。(2003)等。我们提出以下仿真结果使用一个版本的北极圈以北大西洋海洋耦合模型系统(Kuzin et al ., 2006;Golubeva Platov, 2007)。

动态方程解决Kuzin et al。(2006)使用的方法分为正压和斜压模式(见第1章);正压的部分表示为流函数方程的解决方案。的主要方程的离散化模型是通过结合有限元法和分割的方法对物理过程和几何方向(Marchuk et al ., 2001;Zalesny Kuzin, 1995)。的时域显式和半显式方法的结合使用。advec-tive空间操作符的一部分由数值一阶近似方案给系统粘度。过程发生在上混合层parametrisized根据理查森判据和垂直均匀的层温度分布、盐度和速度组件。

模拟北极以北大西洋交互耦合的组合网格ocean-ice模型被Kuzin et al。(2006)。该地区正在考虑包括北部的大西洋从纬度20°S。热带的包容有助于形成一个适当的西部边界电流,即墨西哥湾流及其扩展,北方大西洋海流。在65°N,球面坐标系统的网格适用于大西洋的正交网格合并与另一个更高的分辨率,这是通过一个旋转的球面坐标系统和半球形的reprojection地区北部的65°N (Murray, 1996)。最大分辨率达到在极地地区,相当于35公里。平均计算网格的节点设置在北冰洋地区的距离约50公里。北大西洋的网格分辨率等于1°。在北大西洋的垂直网格33水平水平,更精致的附近海面分辨率10米的地方。

模拟区域包括加拿大北极群岛之间最重要的海峡。架子上的最小深度区域被50米。

初始温度和盐度分布得到了从过去(极地科学中心水文气候学)气候数据(斯蒂尔et al ., 2001),它包括每月三维层中的温度和盐度字段1公里深度和季节性(冬、夏)和年平均数据的总范围的深度。冬季分布作为初始条件。

可用的淡水流入河流是基于数据的季节性13河流径流的主要在北极地区,相当于8.6立方千米/日和23日河流在赤道和北大西洋(约29.7立方千米/天)来自河量数据库(Volosmarty et al ., 1998)。

的条件海洋表面冰系统包括:潜在的和明确的热量流动,传入的太阳能和长波辐射、长波表面辐射、风摩擦和淡水通量由降雨引起的。

最成套的大气数据是由NCEP / NCAR(国家环境预报中心的国家大气研究中心的)再分析。这些数据被用于北极区的系统。大西洋南部地区60°N,流得到这些数据都加上气候数据和风摩擦热流动(Trenberth et al ., 1989)。raybet雷竞技最新

ocean-ice的数值实验交互模型1948 - 2002年期间进行。下面我们描述和分析一些计算结果。的冰原比温盐结构动态变化的深海。因此,它可以在更短的时间内恢复模型本身。

以下的建议AOMIP(北冰洋模型Intercompar-ison项目)的项目,最初的冰原的模拟使用初步实现数值实验从1948年到1954年。所有冰的厚度和紧性分布类别,得到的初步实验,被用来开初始条件为主要实验从1948年到2002年。初始水和冰速度分量也获得了初步实验从零值。

最重要的强迫海洋和冰川动力学是由表面风摩擦引起的。风场的最典型的特征是反气旋涡旋对北冰洋地区生成。

的季节的风场变化主要与西伯利亚的形成有关反气旋冬天夏天及其衰减,从长远来看,强化了反气旋冬天风场涡度(见图5.1),导致其衰减甚至替换气旋性涡度在夏天(见图5.1 b)。

季节性变化风场,旁边还有年际变化引起在亚速尔群岛的波动主要是由冰岛西伯利亚最大和最小压力差异,所谓的北大西洋涛动(NAO)。这些波动的周期是5 - 10年,他们还加大或减少反气旋中央北极地区风场涡度。有暖期在1950年代中期和晚期,在1990年代早期,一个寒冷的时期从1974年到1980年代末。稍后将显示所有这些

图5.1 (a)风摩擦模式平均在整个模拟1948 - 2002年期间,(b)风摩擦3 d模式下恢复的本征函数在风系列的EOF分析。箭头的样本正确的上角对应风摩擦值0.015和0.01 N / m2。背景变暗对应于摩擦向量模量,深色区域显示更大的模值(Kuzin et al ., 2006)在颜色板部分(参见板1 339页)

时间可以模拟ICMMG(计算数学和数学物理研究所)模型(Kuzin et al ., 2006;Golubeva Platov, 2007)。

冰的一般模式循环在北冰洋的冰生成主要在边缘海,或者做了一些周期内的海洋盆地的格陵兰海流运送至温暖的水域在北大西洋,融化。计算表明,新冰主要位于边缘海。

老冰位于进一步从边缘海盆地中心和南方飘这个地区的主导潮流和风。最古老的浮冰位于盆地中心及其运动循环,产生阻塞区域的北部海岸的岛屿和格陵兰和加拿大北极群岛。持久固定冰分布格局是由于机械弗拉姆海峡和冰融化冰漂移通过从下面的温暖的水流入下冰。后者经常发生在反气旋环流故障时强烈的水和冰计数器产生漂移。

冰的年度变化边界是描绘在图5.2中,每个月的冰边界在1948 - 1960所示。见过的,最伟大的

: 图5.2月冰边缘边界的位置在1948 - 1960年(Kuzin et al ., 2006)在颜色板部分(参见板2 340页)

可变性区包括喀拉海的盆地,拉普捷夫海、巴伦支海的北部地区,巴芬海Chuchi海,马更些河三角洲,接触寒冷的格陵兰岛与墨西哥湾流电流。

冰表面的面积的年际变化大约8 -冰总面积的9%。通过弗拉姆海峡的可变性冰漂移约30%的平均值约为4.8立方千米/天。

的最大的变化在模拟变量的冰漂移系统,包括季节和年际变化。冬天漂移模式(见图5.3)比夏天更普通。它包括的主要anti-cyclonic周期中心区域的北冰洋和北大西洋冰漂移通过弗拉姆海峡。反气旋的主要冰块对应于循环区。这冰是最长寿以来由于其旋转它在该地区的存在,在这个过程的新冰融化成冰作用占主导地位。

在夏天,反气旋周期坏了(参见图5.3 b)由于温暖的海域发现的厚冰的中心区域。这是明显的事实,相对较薄冰带在这个区域生成1.5米。主要部分的冰的厚度变化无关紧要的。Kuzin et al。(2006)强调,全年冰不断沿着格陵兰岛东部海岸漂移。这到达温暖的大西洋水域的冰融化,从而造成额外的淡水,这些地区的一部分。

图5.3冰层厚度和漂移模式为典型的反气旋环流(a)和循环周期的反气旋(b)组件失败。样品对应于左下角的箭头5厘米/秒的速度。冰厚度(m)是毕业的黑暗人物(Kuzin et al ., 2006)在颜色板部分(参见板3 341页)

5.1.3北极Ocean-North大西洋循环系统模拟的耦合

盐水和温暖的大西洋水通常渗透到北欧盆地通过Faeroes-Shetland海峡和Faeroes-Iceland海峡。在该地区的70°N流分为两个分支。向东Nordkapp电流指示和传输大西洋水域巴伦支海,强烈的冷却和新鲜感是由于他们接触沿海水域和con-vective混合和传播进一步的区域喀拉海和南森盆地。分裂的大西洋水域的第二个分支直接向北在斯匹次卑尔根群岛的西部地区。当前西方斯匹次卑尔根,被认为是北冰洋流域的主要热源。反过来,北冰洋传输大西洋寒冷和新鲜的水,控制底水的生成在整个海洋世界。

数值实验进行了1948 - 2002年期间模拟当前系统和三维温度和盐度场的分布。北大西洋是最好的研究世界海洋地区。其动力学研究和测量数据的复制使用的模型数值模拟不同程度的复杂性。每个数值模型,再现了上1000的一些典型特征,在北大西洋环流,即anticy-clonic循环最强烈的西边界流的中纬度上800至1000层越深层逆流传输水从南到北,向北底层电流。

更少的是已知的关于北极世界海洋环流,因为该地区海洋并不容易。按照海洋表面大气环境变化,数值实验的结果在一个不稳定的电流在上层海洋层模式。海洋表面循环(见图5.4)显示了一个运输/ Chuchi的北冰洋沿岸的格陵兰岛东部地区,那里的southward-directed导致水流运输经过北极的漂移和东格陵兰海流从北极到大西洋弗拉姆海峡。当前从白令海峡窄带钢的运行美国海岸飓风和关闭。大西洋的水从巴伦支海看到。

向北第二个分支大西洋的水是直接按照West-Spitsbergen电流。计算结果表明,在当前弗拉姆海峡地区表层转向西方(见图5.4)。一个分支直接向西的大陆坡南森盆地被认为在计算域仅低于200米。在第一个数值实验获得的模型通过弗拉姆海峡流传播远弱于大西洋的第二个分支水渗透在巴伦支海。然而,据报道,伊万诺夫(2001),在某些研究者的意见,弗拉姆海峡的角色在大西洋的水传播是高估了。逐步深化大西洋水跑大陆坡叫做北极边界电流(伍德盖特et al ., 2001)。温暖的大西洋水域运输

图5.4 (a)表面电流场。箭头的样本正确的上角对应1厘米/秒的速度。深色背景对应速度值;(b)电流的深度250米。深色调显示更高的速度。(c)循环在400米深度获得与海王星参数化实验,显示了一个稳定,气旋,topography-steered当前整个段调查(Kuzin et al ., 2006)在颜色板部分(参见板4 342页)

南森盆地的南部边界罗蒙诺索夫海岭,目前分为两个部分:一个是北沿着山脊和其他继续大陆坡。造型的大西洋水循环提高Golubeva和Platov(2007)使用的“海王星”参数化水平粘度(Holloway, 1992)。大西洋的一个现实的模拟水传播没有使用“海王星”参数化是通过降低粘度系数和应用程序的三阶平流方案。

根据海洋领域数据段1950 - 1990(伊万诺夫,2001),大西洋西部水域北极占领层从150到800米。在温盐的垂直分布模型的特点字段,寒冷和新鲜的均匀层很明显。下面这一层有一个区域的温度和盐度梯度无分离的上部和更低的盐层。突然梯度地区紧随其后的是大西洋一层水,这是位于不同深度取决于该地区。大西洋水核心欧亚盆地是在150 - 200米的深度,而在加拿大盆地这个深度是700米。

实验分析表明,北冰洋的温盐结构字段可能是由各种因素大幅修改。这种可变性可以直接引起的过程发生在北极大气或由外部因素。在北极气候变暖和变冷的时期也被描述的模型实验Golubeva和Platov (2007)。温水弗拉姆海峡运输的边界从当前在大陆坡和达到法兰士约瑟夫地群岛(见图5.5)。可以推测,这是因为巴伦支海分支的贡献,比弗拉姆海峡分支冷却器由于浅巴伦支海的热损失。温暖越密集的信号传播更远罗蒙诺索夫海岭,然后分成两个分支,后循环模式。

5.1.4示踪传播的数值模拟

如上所述,北极冰的主要车辆悬挂材料的运输北极。它包括各种气溶胶、低温起源的沉淀物质,包括生物物质经由河流和放射性污染。因此,研究迁移的路径材料在北极冰和水盆地和北大西洋的漂移是一个局部问题的数值模拟。

作为一个例子,中性杂质的传播最初位于冰层叶尼塞河三角洲的如下考虑。最初的即时发生在冬季和季节性变化的输入特征选择的模型意味着气候分布。模型的计算进行了十年的时间。模型结果在图5.6。杂质运输冰(图5.6)和上层海洋层电流(图5.6 b)表示和杂质的分布在一个四年。阴影域对应地区最大的浓度超过10%和1%的冰最大的水。相应的最大值表示在图标题。给出了等值线对数刻度。最小等值线对应于这个赛季的最大数量。一般来说,大型冰漂移促进杂质漂移对北极和进一步按照transarctic运输向北大西洋。 In accordance with ther-modynamic processes in spring and in summer, the ice melts on its way and the impurity partially penetrates into water. Afterwards, the impurity that has neutral buoyancy is also transported in water by currents without sinking. In the results of the numerical experiment, a considerable part of the impurity is transported to the eastern shores of Greenland both by the drifting ice system and the ocean currents.

: 图5.5大西洋变暖的层。温度分布在200米深度(a)在1990年,1992年(b), (c) 1994年,并于1996年(d)

根据该模型估计,在两年内不洁净的冰到达弗拉姆海峡,四年来丹麦海峡。一旦在格陵兰岛的海岸,污染海洋冰是一种杂质穿透成水为其进一步传播在大西洋循环系统好几年,直到它完全消失。根据结果选择源浓度要小得多的观察在加拿大盆地。然而,参与反气旋环流,污染冰坚持中央北极区与杂质浓度几乎持续了很长一段时间。

淡水是5.1.5传播从西伯利亚的白令海峡的河流和太平洋海域

全球水文循环的大气和海洋中指定是至关重要的raybet雷竞技最新气候条件在地球上。北冰洋有助于海洋世界淡水总量的10%(伊万诺夫,1976)。

淡水通量的变化从北冰洋流域可以打扰深入对流条件,因此,在北大西洋温盐环流和全球水文循环。大量的淡水来源运往北冰洋的上层是河流径流。西伯利亚的河流的主要贡献是由负责大部分的新鲜水量比其他河流。虽然通过白令海峡的水流入相当快,相当于约0.8 Sv,这些水域,然而,只是稍微新鲜31 - 32事业单位()比北极水域(33个事业单位)。因此,角色西伯利亚的河流北极圈以北大西洋气候系统的形成是至关重要的。raybet雷竞技最新足够的模拟的北极地区气候和全局流程有必要探讨新鲜水平衡及其在北冰洋流域变换和在北大西洋。raybet雷竞技最新

仿真结果从Ob淡水传播,叶尼塞河、勒拿河和水域的一篇论文中展示了白令海峡Kuzin et al。(2006)。新鲜的水从这些来源被传播并行计算相应的中性的示踪剂。每个示踪剂浓度有一个单一的源在随后的三角洲和水传播的途径根据循环过程。示踪剂浓度方程类似于盐度方程。表面的示踪剂浓度变化与大气中的淡水流入和垂直混合扩展到这个领域的示踪剂。在外侧边界浓度也随其它河流流入或从白令海峡。

模型的计算进行了37年时间使用1965 - 2002年的数据。图5.6显示了示踪剂的模式传播来源的Ob三角洲和图5.7 -从白令海峡。在对数刻度值给出。Ob河的主要部分集中在中央北极区与示踪剂由当前经过北极的格陵兰岛东部海岸。

太平洋海域的渗透穿过白令海峡加拿大海岸最大的示踪剂浓度,在波弗特海,和东西伯利亚的海洋。然而,经过北极的漂移的影响,在这种情况下被视为在格陵兰岛的示踪剂部分的运输更对称的东部和西部海岸。此外,新鲜水示踪飘到弗拉姆海峡和运送到格陵兰海。当到达格陵兰海的南部地区,一部分水下沉到3000米深的海底。在这些深度,水传播的一部分,南沿大西洋中部山脊。另一部分在墨西哥湾流逆流传播西南部。图5.8显示了示踪剂浓度分布识别Ob径流在北大西洋纬度30°N, 37年前发射的发病。最集中是实现西部地区的大西洋中部脊和墨西哥湾流逆流深度低于1500米。图5.10给出了垂直截面的示踪剂分布沿部分由实线表示在图5.9。运输与北极水、深层的示踪南部旅行最大的低于1500米。 For Pacific waters the pattern of the distribution over the Atlantic Ridge is analogous. In the upper layers a somewhat different pattern is observed. At a depth of 300 m the main concentrations are found in the region

图5.6杂质运输冰(a)和上层海洋层电流作为时间的函数(b)。杂质源位于叶尼塞河三角洲。阴影区域对应于杂质的浓度超过10%的地区最大的冰和最大的1%的水。给出了等值线对数刻度。的最大数量的最小等值线对应的纯(Kuzin et al ., 2006)

: 图5.7被动示踪剂分布37年后排放:Ob (a), (b)太平洋白令海峡的水。等值线是小数相应示踪剂浓度的对数(Kuzin et al ., 2006)在颜色板部分(参见板5 343页)

2000 3000 4000频道的6000 x 7000 B000公里司法院^ 5我9 - 5 ^ 7 - 5 1 _-6-5_ -5.5 - 4。-13 -12 -11 -10 9 8 7 6 5

图5.8示踪剂浓度场的垂直截面的Ob河在北大西洋沿着平行30°N 37年后排放。西,right-east。等值线是十进制的对数浓度(Kuzin et al ., 2006)在颜色板部分(参见板6 344页)

图5.9示踪Ob径流在北大西洋的传播深度3公里37年后排放。箭头表示电流的方向和速度(箭头对应速度3厘米/秒表示左上角的)(Kuzin et al ., 2006)在颜色板部分(参见板7 345页)

格陵兰岛南部和拉布拉多海(见图5.11)。示踪剂的同时,部分是相反的北大西洋洋流以南的东部分支中,进一步在金丝雀电流亚热带的水文循环。示踪剂浓度的垂直部分沿着线表示在图5.11所示图5.12。浓度是最大的深度300米和扩展层的最大值约为6000公里。在500米深度的主要尾示踪剂进一步西比表面层次。同时,示踪剂在亚热带的水文周期不传播一致但形状像“舌头”,成为弱向中心。

因此,淡水示踪模型中传播不仅在北极盆地,但飘北大西洋和传播在亚热带的水文循环。的直接漂移示踪南只发生在深海层,可视为底水传播。

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5.1.2海冰动力学

5.1.4示踪传播的数值模拟

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