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在那里扭来扭去的overbar表示垂直的平均水平。假设常量值p *和扩散性紫外线的Eq。(11.7),埃克曼深度害怕他们的e可以证明是成正比*企业/ f,通常获得价值约50米。隐含的Eq。(11.11),这一层的流动是右边的表面风应力在北半球和南半球向左。情商的水平散度。(11.7),并应用质量连续性Eq。(11.3)与上部边界条件w = 0,因此,垂直速度的基础埃克曼层(拜访)迫于这是由“埃克曼泵”

这些上涌和下降迫使大规模的大气风系统代表交换性质的一个重要机制,从海洋表面。从动态的角度我们生成c的值?e可以作为一个上界条件下面的深海的行为,至少到水平d(几百米),害怕其中w < 3 c我们更深——在这个地区,运动几乎geostropic,与一个稳定的海洋分层倾向于抑制湍流摩擦除了沿海边界附近的层。作为一个警告,然而,我们注意到南极洲周围的风力绕极流,没有大陆的障碍,与强制相关联垂直循环扩展到伟大的深度。这种形式的一个组成部分,所谓的执事细胞可能更普遍的温盐环流的重要意义(Toggweiler和塞缪尔,1995)。

因此,Stommel后(1948),如果我们假设作为最简单的情况下,在这一层(d - i / pj的新的平衡存在惯性条款可以忽略不计(dy / dt = 0)和摩擦力可能竞争边界附近表示简单的瑞利表单(- k \), Eq。(11.1)

通过旋度方程(k•Vx),指出k•V x (x / k V) = (/ V•V + V•V /) = (- / dw / dz + vfi), f > = df / dy,我们获得涡度平衡中C = k•V x V = dv / dx - dw / dy dw vP +吻;= f -。(11.14)

平均情商。(11.14)从d到德,用扭来扭去的overbar,应用边界条件害怕w = 0和Eq。(11.12)我们获得vP + KC = f k。Vxrs (11.15)

,由于亲密sub-Ekman层的室内水平流向geostropic nondivergent平衡,可以表达的流函数定义为v = k x <{>,形式

P ^ + kV2(著名)= Ud - dE) P *] ~路•V x rs (11.16)

这个方程形式Stommel(1948)模型的基础上,解决这一现实子午剖面压力rs(例如,热带东风、中间纬度西风带和虚弱极地东风带)能给一个好的上一阶表示海洋环流结构,作为一种理想化的图示海洋盆地在图的佳绩。注意西强化的电流(例如,墨西哥湾流)。这个结果是由于纬向风应力场的调用Stommel主要副热带环流(见图10)将向南诱导水流在北半球长带状空间规模在V20很小,摩擦项是微不足道的。因此主要的平衡在这个更东风运输之间的广袤的海洋是地球的涡度(/影响)和对风应力旋度,即。斯维德鲁普(1947)平衡,k V x

平衡所需的质量流量向北这个广泛的朝赤道方向流必须采取更狭窄的激烈的形式向极电流沿西部边界,风潮流风海流

进行一个简短的纬向长度尺度磅-在这短尺度摩擦项/ cV20和jS-term可以实现大值,几乎彼此平衡,而风应力强迫仍在其常数较小的值。这需要平衡意味着磅^ k / P ^ 100公里为真实值。许多进一步阐述了这一理论,例如,通过将忽略惯性项(v•Vv ^ 0)芒克(1950)。

在图的佳绩,还要注意收敛的环流流加深温跃层的亚热带要求下降,和散度的流在热带和高纬度地区要求上涌,倾向于浅温跃层和带来更深的水属性接近表面(例如,寒冷的水富含营养物质和碳)。在沿海地区这种效应非常明显,北风和南风与副热带高压系统可以驱动埃克曼飘离海岸,造成重大上涌。

这些海岸效应在东西方概要文件创建一个不对称的温跃层亚热带。不对称的另一个主要发生在热带地区的东部ertradewinds驱动水西,堆积深温水游泳池,特别是在西太平洋。因此,除了改变交易的厄尔尼诺现象减弱,温跃层减少几乎线性的深度从西部到东部海岸,在寒冷的深海表面露头。(可能存在的制服在西赤道太平洋暖池温度新生代的年代交响乐团记录,导致最可信的记录的行星冰体积最小的温度效应(见2.4节)。)资格有关复杂的赤道流我们进一步注意,在应用情商。(11.17),观察到的doldrum产生一个最小的交易赤道逆流如在高度理想化的形式在图的佳绩。

鉴于温度和盐度的主流向南极的减少迫使子午概要文件的表面加热和蒸发,主要副热带环流将传输热量和盐度两极。这向极环流运输的顺序是一样的,由于温盐环流在下一节中所讨论的,是有点弱于TH运输在今天的大西洋,但明显增大在太平洋(Semtner谢尔文,1988)。可能影响这个构造运动改变了海上航道运输过去了,例如,通过巴伦和彼得森白垩纪(1989)/特提斯海环流和Haug蒂(1998)关闭的巴拿马地峡新生代晚期。

作为第一近似,似乎合理的环流的发行量的大小将取决于表面温度的经向梯度,这是一个大气的环流的主要推动力,包括表面风组件。

11.3.2当地对流推翻和斜压涡发行量

以上风力流基本上是正压,不涉及考虑密度变化或电流随深度的变化。这样的密度梯度,由微分稳定产生加热,产生两种主要形式的不稳定,这两个主要出现在高纬度地区的影响下表面冷却:

1。当地深推翻在冷,brine-rich水域失去浮力和水槽在细胞模式更深层次,取而代之的是相对较轻的水从下面(例如,斯特恩,1975)。

2。斜压涡发行量。即使是相对稳定的垂直分层,强劲的水平密度梯度在极地水域和亚热带水域代表meander-like漩涡形成的斜压区;这些特点是水平和垂直方向的交流质量和属性(例如,萨尔兹曼和唐,1975年)。

出于这两个原因,更高的纬度水往往是强烈混合在垂直,倾向于使组合框1和4在图十一更均匀。

这提供了一些理由许多模型这两个箱子被组合到一个高纬度箱(例如,中村et al ., 1994)。

11.4两个盒子温盐环流模型:可能的双峰性的海洋国家

之间的密度梯度和极地地区赤道地区产生压力的差异水平飞机可以驱动一个大极向温盐环流。这些压力差异遵循附近——的结果流体静力平衡的海洋,在这种情况下,Eq。(11.2)减少形式,dP / dz = -gSp-From方程我们可以看到,最初给出一个统一的海洋底部的压力,压力会降低更强烈的高度密集的极地比打火机热带地区创建一个上层梯度,倾向于向极驱动水上层依照Eq (11.1)。equator-ward返回流所需的Eq。(11.3)会产生一个稳定循环图所示。由类似于大气中热循环。正如11.3.1节中提到的,然而,这种TH循环可能大幅修改深风力的影响,特别是在南部海洋,,其他的影响,倾向于创造一个更加不对称,将隐含cross-equatorial循环比外部辐射强迫(Toggweiler和塞缪尔,1995)。

11.4.1两个盒子系统

在重大的论文Stommel(1961)表明温度和盐度的贡献的差异这杆赤道密度差异可以产生一个海洋的不稳定,会导致多个平衡态。Stommel简化的结果是基于一个盒子在11.2节中描述的four-box模型箱1和4,和箱子2和3,分别结合形成单一的低收入和高纬度框从上到下的海洋,分开在赤道的距离y = L >■= 0。

图由温盐环流的横截面示意图由| _ |压力差异产生水力-

静态equator-to-pole密度变化- L(杆)道路。

这里我们将首先考虑一个更详细的版本的三厢车图十一我们保留的表示相对更快的响应上层(AZ = d),其中T的梯度和S迫于表面热通量和淡水最多;这些通量可以用不同的近似混合值在每个盒子1和2。该地区低于这个上层(AZ = D - D)都表示为一个混合深海层形成的组合框3和4的图十一(cf Birchfield et al ., 1990)。深海的大量不同的属性在较长的时间尺度,以应对小净热通量和盐在Z = d。我们指定温度和盐度的价值在这深海6和5。分别。三厢车减少海洋海洋Stommel-like个盒子我们可以定义一个高纬度地区(极性)状态

和低纬度(阻碍)状态

(T2, S2) V2 + (d,长效磺胺

继续阅读:大纲的古气候变化的理论

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