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最后更新于星期二,04年4月2023年|世界海洋

图5.199向极热通量在海洋三维模型(1015 W);b子午储能所需维持地下diapycnal混合的三维海洋模型(109 W)(黄et al ., 2007)。

海洋的内政,这可能会加强商务部,向极热通量。另一方面,更多的机械能量输入可以增加混合层深度。这个过程也起着重要的作用在调节商务部和向极热通量。例如,热带气旋可以输入大量的机械能到海里,这不仅增强了diapycnal在海洋内部混合,但也大大加深了混合层(价格,1981),所以热带气旋发挥重要作用在推动商务部和向极热通量(伊曼纽尔,2001)。然而,并没有简单的线性关系的机械能量输入和商务部的强度和相关向极热通量。这样的复杂本质关系进行进一步的研究仍然是一个至关重要的问题。

另一个有趣的结果是,所需的能量维持地下diapyc-nal混合实际上是减少的情况下与一个更深的混合层在低纬度地区(图5.199 b)。这是由于这样的事实,一个更深层次的混合层意味着更小的底水之间的密度差和混合层的基础。因为所需的能量维持地下diapycnal混合这密度差成正比,这是减少小密度差。

p是原位温度,cp的恒压比热,v是子午速度,©是潜在的温度。众所周知,如果系统有一个净质量通量部分,从这个公式计算热流可能取决于温度的选择。一般来说,热通量本身没有直接的物理意义,和最重要的数量与热通量是它的散度。定义热通量有两个标准:第一,热通量的散度应满足当地的热平衡方程;其次,热通量应该是依靠当地的属性。

最著名的例子是循环在南太平洋和印度洋。由于印尼通流,向极热通量在南太平洋和印度洋不是唯一地定义。克服并发症由于净质量通量部分,许多不同的方法已经被使用。例如,张和Marotzke(1999)提出了一个过程的热通量与海峡西流用于评估向极热通量。虽然热通量的定义他们提议满足第一个标准,它不满足第二个条件。事实上,它们的定义包括一个术语,它取决于在通流截面的热条件。如果海峡内的状态变化,热通量评估也将改变,即使循环和水在给定的属性部分不改变海峡南部。

为了克服这样的问题,建议一个更简单的定义:

©和©0潜在温度和温度参考电位,可以任意选择;最显而易见的选择是潜在全球平均温度约2°c,这个定义满足上述两个标准。我们分析热流以这种方式定义的含义如下。

附录:海洋显热通量的定义

传统上,向南极的海洋热通量的定义是

在海洋中,的确是一个净质量通量由于蒸发/沉淀或任何部分通流:

ff p cpv(©-四维)因为0 d Xdz (5. a4)

霁pvcp(®-©0)因为0 dxdz (5. a5)

~ pv = ff pva cos 0 dxdz / ff因为0 dxdz平均质量流量的部分。第一个组件,Ho 0,是海洋的部分显热通量,由循环而不净质量流量。根据定义,它是独立的参考温度的选择。另一方面,第二个组件,Ho,明显地依赖于参考温度的选择,所以应该从第一个组件分离。在海洋中,净质量流量通过给定的部分是由于蒸发/沉淀或者一个跨流域循环电流,如印尼通流。我们将单独的净质量通量每个部分分为两部分:

pv = pv循环+ PVemp (5. a6)

其中光伏¡oop是zonal-mean子午质量流量与洋流经历整个盆地和质量流量的总量与该组件应该不断在任何区域部分,如印尼通流;和pvemp zonal-mean子午质量流量与蒸发和降水有关。这个组件的净质量流量通过相关的部分水蒸气循环在大气中,所以它不应该算作海洋显热通量的一部分。

因此,向极显热通量可以定义为在大西洋

哈尔„=我p Cnv fI pCpv(©-©0)因为0 dxdz - Hiemp (5. a7)

©Hiemp = Cp ff pvemp(0)(0) -©0]因为0 dxdz = CpMempA (0) (0)©——©0]

©(0)是指潜在温度在给定区域部分在大西洋,Memp,纬向集成子午质量流量是由于蒸发/沉淀。同样,向极热通量在太平洋和印度洋被定义为

水通量之和由于蒸发和降水,包括河流径流,在所有海洋应该等于大气中的水汽通量。因此,蒸发和降水在三个盆地的总和

与这相关的热通量质量流量

这个热通量是独立于温度的选择。

这个例子表明,工作热通量的定义应该是独立的具体选择的温标。为了实现这一目标,一个单独的网络质量流量通过给定的部分,和链接这净质量流量与气候系统中相应的回流,即。raybet雷竞技最新大气中的水汽通量,

第一项表示热含量变化在大气的水汽循环,第二项是在海洋的热容量变化水循环。当然,这个定义是独立于温度的选择。

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