海洋热预算和运输
现在我们转向海洋环流的作用经向热传输。大约维护一个稳定的气候,海洋和大气必须将多余的热量从热带到极地地区。raybet雷竞技最新我们看到在图8.13大气
所以DW 50°20°W W 10“W
图11.24。观察深度2公里的氯氟烃(轮廓)。1983年红色是这番叠加的氯氟化碳分布在北大西洋深度2公里,海洋环流数值模型的模拟和示踪剂运输。模型结果的米克(MIT),数据由雷韦斯(斯)。
所以DW 50°20°W W 10“W
图11.24。观察深度2公里的氯氟烃(轮廓)。1983年红色是这番叠加的氯氟化碳分布在北大西洋深度2公里,海洋环流数值模型的模拟和示踪剂运输。模型结果的米克(MIT),数据由雷韦斯(斯)。
传输更大的一部分向极热传输与海洋的其余部分。获得定量估计的海洋在经向热传输的作用,我们必须写一个方程海洋热预算。
Vh H海洋洋流
Tdz底部热存储在列,Qnet由Eq. ll-5,何鸿燊
顶部底部uTdz是
(向量)横向热流通过洋流综合垂直列,和Vh水平散度算子。方程11-11说热的存储在一个列的变化引起的海洋热通量通过海面和横向发散的热量由洋流。如果有一个稳定的状态,全球海气界面通量积分必须消失(见11.1节),因为洋流只能携带热量一个地方到另一个在全球,重新分配。
11.5.1。经向热传输1
让我们定义Hocean穿越热通量垂直平面扩展从海底表面和从一个海洋盆地的西部海岸
浮子位移为2.5公里
图11.25。净浮动位移的时间600 - 800 d的深度2.5公里,显示北大西洋深层水的运动在南大西洋。西向东位移是用红色标注的,蓝色,和绿色向南。由纳尔逊·豪格,下咽。
图11.25。净浮动位移的时间600 - 800 d的深度2.5公里,显示北大西洋深层水的运动在南大西洋。西向东位移是用红色标注的,蓝色,和绿色向南。由纳尔逊·豪格,下咽。
东部沿海(cf Eq。类似的地位
总能量通量的表达式,Hatmos,大气中):
Hocean V = Prefcwa cos
的顶部vTdz di,底部的几何因子因为cpd !是距离沿着纬度圈在一个弧d1(见图6.19)。考虑到(轻微)压缩性的影响,我们解释T在上面的表达式作为潜在的温度。
Hocean难以精确测量和不知道。然而,它可以推断如下:
1。残留,使用大气分析速度和温度计算大气中的热传输,然后减去总经向交通从奕奕——计算大气热通量(传入的太阳-即将离任的长波辐射)直接通过卫星观测到的。
2。通过集成的估计海气热通量、如11.4图所示,获得的纬向平均经向热通量(一个例子是图11.2所示)。如果一个稳态盛行,纬向平均的子午积分Qnet必须平衡的热传输的海洋(见
Eq。11-11)所以收益率估计子午海洋热传输的纬度p:
Hocean V (V) = - cos
QnetdidV (11 - 12)
纬度在哪里选1
Hocean (p1) = 0。方程11 - 12简单地说,在稳态热流通过海面集成在一个区域有界的两个纬度圈和经向海岸,必须由一个水平平衡热流进入该地区(的),在图11.26中所描述。本质上这是ocean-ographic贡献图8.13计算。注意,如果Qnet < 0,那么1
3所示。通过直接测量Ho试图从海洋原位观察利用水文部分,例如图11.23。
在图11.27中我们展示的估计Hocean世界海洋和海洋盆地,计算剩余使用方法1(注意误差可以达到0.5 PW)。总峰值约±2 pw±20°,与北半球向北通量的大小超过,某种程度上,向南通量在南半球。在北半球,大西洋和太平洋做出大的贡献。在南半球,
-
- 图11.26。示意图的经向海洋热传输的计算净海气热通量、情商,11 - 12。海面在顶部,底部的海底。在纬度p据推测子午热流就消失了。
向南极的热量传递到太平洋和印度洋,但大西洋朝赤道方向的!
图11.27表明:
1。Hocean的总体大小是一个重要的部分(也许1/4到1/3)pole-equator热传输(参见下面的部分11.5.2),但是
2。三大海洋basins-the大西洋、太平洋和印度Ocean-differ根本的贡献H ^ cean。
在太平洋地区,赤道的热通量是对称的,直接向极在两个半球。在印度洋北部(不存在25°N)热传输是向南赤道两边的。然而在大西洋,向北热传输是无处不在,这意味着在南大西洋阻碍热量传递,大规模的温度梯度。值得注意的是,在大西洋cross-equatorial 0.5 PW的热传输(cf。图8.13)和收敛的热量传输在北大西洋。确实向极40°N大西洋温暖得多(高达3°C)比太平洋(见海洋表面温度的映射图9.3)。
为什么热传输和大西洋和太平洋的海温不同部门吗?它被认为是一个有力的颠覆的存在循环的结果在大西洋,在太平洋地区基本上是一片空白。看到这个考虑图11.28(上)提出了一种定量的估计全球海洋循环分为3层:浅(公里),深(2到4公里),和底部(> 4公里)。箭头表示水平运输体积(Sv)在每一层的部分标记。圆圈表示(©上涌,®下降)的垂直运输层在Sv问题明显。因此,例如,15 Sv流体下沉的北大西洋北部浅层:23 Sv流体南我旅行
图11.27。向北热传输是世界上海洋,Hocean,由残余洋盆计算方法使用大气的热量运输从ECMWF和大气的热通量地球辐射预算实验卫星。垂直的酒吧是估计的不确定性。霍顿et al。(1996),使用数据从Trenberth所罗门(1994)。
图11.27。北热传输是世界上海洋,Hocean,由残余洋盆计算方法利用ECMWF的大气热传输和高层大气的热量通量的地球辐射收支实验卫星。垂直的酒吧是估计的不确定性。霍顿et al。(1996),使用数据从Trenberth所罗门(1994)。
在深层25 s在大西洋。南极洲附近8 Sv深水浅层上涌,而21 Sv水槽底部层。我们看到,南极绕极流的区域运输约140 Sv,层间均匀分布。注意多弱推翻循环在太平洋北部北太平洋没有沉没的液体。
图11.28(下)是一个粗野,但有用的卡通的分支(浅深)推翻循环强调大西洋和太平洋之间的不对称,在北半球和南半球。我们看到的一个主要途径完成向北热传输在大西洋的advec-tion温暖、近地表的水向北跨赤道(参见当前穿越赤道向北流动的西部边界在图10.13中底部),冷却和沉没在北大西洋北部,那里向南流动的冷流体作为北大西洋深层水。相比之下,太平洋不支持推翻极地下沉引起的细胞。这是理解的关键热传输的不同性质的盆地在图11.27。
11.5.2。海洋热传输机制和分区大气和海洋之间的热交换
由海洋运输向极热,如果平均水域向极运动由equator-ward流在寒冷的温度补偿。是有用的想象水平整合复杂的三维海洋环流,从一个海岸到另一个,从而映射在子午面,勾勒出在图11.29。如果表层海水移动向极比赤道下回流温度,然后向极热通量将实现。
使我们的讨论更定量我们写下的子午平流热量从而(集成在海洋是隐含的):
底dz
■上做J到dz下dz
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