N 80 N 70 N 60 N 50 N 40 N 30 N 20 N 10 N

图5.55模拟运输的西边界流由一个点沉在位置0问,指定单位总数的平方。

图5.55模拟运输的西边界流由一个点沉在位置0问,指定单位总数的平方。

图5.56深循环由Stommel假设在海洋世界(1958)。

内部每一个盆地水均匀向上移动,在模型中,假设这个模式假定均匀上升流驱动器向极流,由线性势涡度平衡。

5.2.3的广义理论深循环

自从Stommel和他的同事们提出了一个理论框架深循环世界上的海洋在1960年代,他们的理论领域占据在世界海洋的深循环。直到1980年代,人们开始意识到深循环的经典理论的局限性。

Stommel的理论是基于一个非常简单的和坚实的理论基础,包括稳定的循环,没有海底地形的假设,假设统一的上升流和点源的深水。在这样的假设,从模型中获得的简单的解决方案是唯一符合逻辑的结果从流体力学的基本原理。

很明显,直接观察确认向极流在深海的内部预测的理论是非常困难的,因为它是极其缓慢的。因此,在很长一段时间内相对较快的西部边界电流中观察到世界上的海洋已经被用作最具体的证据支持这个理论。然而,它最终成为清楚简单假设的理论,而严重的限制如果想描述更准确地在世界海洋的深循环。

修改Stommel andArons理论进步的原位观测和物理的进一步审查,经典Stommel理论之间的差异和深海的流通变得清晰,和更现实的功能已被添加到模型来描述不同物理特性的深循环。最重要的问题包括以下。

东部边界电流由于地形ft-effect

斜坡底部沿盆地的东部边界可能太大,相应的地形j效应压倒行星j效应。因此,一种深沉的边界电流可以出现在盆地的东部边界。

非均匀上涌

虽然上升流是在很多研究中使用的术语,严格来说“diapycnal速度”是正确的。一般来说,上升流表明积极的垂直速度,可引起diapycnal混合;它也可以引起绝热垂直运动由于地形流动。此外,强大的上升流也可以与散度相关埃克曼输送,如海岸上涌和南大洋的强劲上涌。在下面的讨论中,向上运动由于diapycnal混合称为上涌。

与平底的理想化的盆地,上升流速度不一定是统一在整个盆地。简单的扩展表明,垂直速度是相关ther-mocline深度w = K / h, h K是垂直扩散系数和深度的规模。自温跃层是浅沿着东部边界,预计上涌可以有比在西方更大盆地的一部分。

森(1987)提出的上升流通过接口一个两层的模型是线性正比于接口的偏离规定的参考位置w * = r (ho (x, y) - h (t, x, y)] (5.86)

r是松弛因子,弛豫时间的倒数,h0 (x, y)和h (t, x, y)的深度参考状态和当前状态的接口。作为一种替代方法,接口上升流率可以作为解决方案的一部分通过耦合表面温盐的上升流迫使(黄,1993)。

最近的野外观察表明,diapycnal混合是极大地增强了粗糙的底部附近的地形,如大洋中脊和海山(Ledwell等,2000)。因此,逆地球引力模型中指定相应的上升流应该不均匀。事实上,非均匀混合的动态结果/上升流是深海环流的研究前沿;一个主题在本章的稍后详细讨论。

斜压环流分层深海海洋

古典Stommel和安诺理论是基于假设密度是均匀的深渊,并预测在深海海洋正压循环。在分层的海洋,密度分层引起斜压环流。斯维德鲁普的子午速度是由关系,即。,线性涡度平衡企业= f dw / dz。在带状区域,沿东部边界密度相对较轻,这密度异常传播由静止扩散罗斯比波西;因此,在速度和密度斜压结构存在于深渊(Pedlosky, 1992)。

测高法

一般来说,个体盆地的底部不是平的;而不是平底,大多数盆地可以为特征的中国锅的形状。由于水平面积随深度降低,循环可以完全不同于Stommel的经典理论。

假设的水平区域盆地是一个(z)和深海来源下面的深渊的总量水平z是S (z)。因此,垂直速度在水平z是w = S (z) / (z)。内政部海洋,线性势涡度平衡是企业=弗兰克-威廉姆斯= fddz (aj)。年代的不同组合(z)和(z)可以产生截然不同的子午速度模式在不同级别(莱茵和McCready, 1989)。例如,如果dw / dz < 0,子午速度在深海室内必须朝着低纬度地区,经典理论预测的相反的方向。

地热供暖系统

虽然大多数海洋中使用的热隔离条件模型,通过海底热流。地热热流释放主要喷发的火山活动可能引发大起大洋中脊,讨论Stommel (1982)。但是,对于全球温盐环流,地热热通量的贡献很小,因此可以忽略不计。另一方面,如果我们感兴趣的是深海环流,地热热通量可以深海分层的主要因素,证明了汤普森和约翰逊(1996)。Adcroft et al。(2001)使用一个海洋环流模式进行了数值实验。包括一个均匀分布的地热热流的50 mW / m2,底部温度增加了0.1 - 0.3°C,而没有地热热流。这样的底水温度变化量是可观的;因此,很明显,如果我们想准确地模拟底水属性和循环,必须包括地热热流。

接地

自底水通量的价值是有限的,深盆的底部的一部分,可能不是由底水。底水的有限性使得这个问题完全不同于Stommel理论讨论的情况下(斯皮尔和麦卡特尼,1992)。如果底水的力量不够大,来源说

发生这一现象被称为“接地”(w *指定的上升流速度是通过底水的上表面);一个例子是如图5.57所示。

这种现象是一个镜像的露头现象4.1.4节中讨论。模型的本质区别露头和接地的积分约束。对于广义帕森斯模型,上层的水的总量必须是常数,而在接地模型,上升流的总量应该等于底水的来源。

一节一节视图的视图

图5.57模型的草图底水流通与接地现象;一节来看,b水平视图(改编自斯皮尔和麦卡特尼,1992)。

继续阅读:W吸引wobB511o

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