热带西太平洋

最后一次更新在星期四,01 2023年6月|热力学

显热

潜热

亚热带东部太平洋我我t

1月我

净辐射

显热

潜热

墨西哥湾流东格陵兰海

图9.4年度周期的净表面辐射、显热通量和潜热通量在全球海洋的四个区域。

(例如,墨西哥湾流)。向北西边界流携带温水向极,接触寒冷干燥的空气流水大陆在冬天。相对较大的值表面显热通量也发生在东格陵兰海在大多数的年度周期,寒冷,干燥的空气不断的流水从格陵兰岛的大陆。低价值的表面显热通量的亚热带东部太平洋。这是一个本地的结果很酷的海洋表面温度,源自上涌时沿东部边缘的海洋,把冷水surface.6

类似地表面显热通量,地表潜热通量最大的值发生在墨西哥湾流,在亚热带东部太平洋与相应较小值。到处都在东格陵兰海(除了偶尔在冬季),地表潜热通量超过了显热通量。的

B0,波文比定义为表面显热通量的比值的潜热通量rpSH f nn

6注意逆转这发生在厄尔尼诺现象期间,当上升流停止和海洋表面温度沿东部海洋的利润率可能会增加6°C。

从图9.4中,我们可以推断值波文比热带西太平洋的范围从0.05到0.8在冬季东格陵兰海。鲍文的纬向梯度比例是下降的结果与纬度和海洋表面温度对应的纬向表面饱和蒸气压的变化,后与海洋表面温度变化指数克劳修斯——克拉珀龙方程方程(4.23)。

的净热通量在热带海洋是正沿着东部海洋和海洋边界。在热带地区,这主要来自太阳辐射通量,沿东部海洋边界,而积极的净热通量主要来自减少潜热损失。大负值是墨西哥湾流和高纬度海洋。温水在墨西哥湾流运输向北,结果在一个大热损失主要通过潜热通量到大气中。在高纬度海洋,的结合明智的和潜热克服了相对较弱的净损失辐射通量凉爽的海洋。

9.2海洋表面盐度预算

导致海洋表面盐度预算的流程包括:降水、蒸发,形成和融化冰,河径流,储存和运输海洋表面以下。类似地表面能量预算方程(9.1),我们可以编写一个通用海洋表面盐度预算海洋空气/接口或冰/海洋界面

F *英尺- Ko ^ {-plPr-piPi + E0-R) s0 + p d - ^ (sQ-s,) (9.23)

下标0,我指的是海洋表面价值和海冰值,分别。条款(9.23)的变化盐的密度在表面,在单位事业单位m - 2 s - 1公斤。一个积极词表示表面盐度的增加。(9.1)后,F“o”是海洋储存期限和F %合资和F 'q代表运输的盐海洋混合层分别通过流体运动和湍流。

前两个条件的右边(9.23)代表了淡化与降雨和降雪。降水作为负通量的盐,因为附近的表面海水稀释的降水是如果有盐的丧失。因为雨到达海面,势头滴淹没到海洋中,根据的大小(因此终端速度)下降。不是淹没的雨滴形成淡水“皮肤”。的surface salinity depression associated with rainfall normally does not exceed 5 psu. Snowflakes do not submerge into the ocean because of their low density.

(9.23)的术语E0从海洋表面水的蒸发通量。水的蒸发从海洋海洋中盐的浓度,从而增加盐度。水的蒸发通量£0由fLH给出

9.1.2之后,可以评估部分。

这个词在英国《金融时报》(9.23)运输的淡水来自河流径流进入海洋。一般来说,约40%的降水,落在一个大陆运输到全球海洋河流径流。河流径流徒类似地降水通过稀释海水和充当消极的盐通量。河流径流直接影响表面盐度只有在沿海地区。

在(9.23)这个词,表示海冰厚度、p,海冰的密度,和我,海冰的盐度。这个词dhildt反映了增长或海冰的融化。因为越来越多的海冰拒绝盐回融化(4.6节),海洋冰冻结行为有效地作为海洋混合层盐源。海冰融化增强海洋混合层,因此作为一个消极的盐通量。

在大多数的全球海洋,远离海岸的高纬度地区海冰和降雪影响,我们可以写一个简化的版本(9.23)

图9.5显示了纬向平均的海洋表面的水平衡。蒸发通量显示与纬度降低一般远离赤道,类似于地表潜热通量9.4.4节中描述。赤道地区降水超过蒸发,因此有一个净海洋表面的淡化。在副热带地区,从大约15°到40°,蒸发项主导表面盐度预算,和有一个净积极表面盐度通量。在中纬度地区,也有一个多余的纬向平均的降水在蒸发表面盐度预算。然而,纬向平均隐藏重要的经向海洋盆地之间的差异和差异。例如,大西洋和太平洋的值比较(表9.1)表明,净表面盐度变化是积极的(salinating)在大西洋和消极(淡化)在太平洋。这个区别两个盆地主要来自降水的差异。这被认为发生因为水蒸气运输从大西洋到太平洋中部美国和大西洋盆地由于相对狭窄的宽度。

全球河流径流是如图9.6所示。大部分的河流径流发生在北半球,因为更大的土地质量。提供最大的亚马逊河的河流径流来源。大量的河流径流流入北冰洋的结果上海洋盐度大约30个事业单位。大多数的淡水南大洋的输入来自冰川通过冰山崩解,基底融化冰架下,墙融化(见10.9节)。

纬度

图9.5年度地带性意味着海洋表面的水平衡。(数据来自鲍姆加特纳Reichel, 1975)。

纬度

图9.5年度地带性意味着海洋表面的水平衡。(数据来自鲍姆加特纳Reichel, 1975)。

图9.6全球河流径流。部分地区一年一度的体积流量成正比。大部分的径流发生在北半球,因为它更大的土地质量。最大的淡水输入量来自于亚马逊河。圈在南极洲海岸表明从冰川径流。(来自森林,1984)。

表9.1降水和蒸发率(mm yr_1)四个海洋盆地。(数据来自鲍姆加特纳Reichel, 1975)。

北冰洋97 53

大西洋761 1133

印度洋1043 1294

太平洋1292 1202

所有海洋1066 1176

9.3海洋表面浮力通量

热的净通量和海洋表面盐度在海洋表面产生浮力通量,颗,写成

在cp„表面水的比热和调频单位公斤m”1 s ~ 3,对应于(gpuj)。的比较(9.26)与(7.16)和考虑不稳定判据,N2 < 0,意味着一个负值的调频与不稳定性判据,并将导致海洋中下沉运动。

通过合并(9.1),(9.20),(9.23),(9.24)和(9.26),而忽视与平流相关条款,夹带,海冰,降雪,我们获得p -

+ - PLlvE0 + cpl公关(环球航空公司(r0) j - gß{E0 - p,公关)s0 (9.27)

从(9.27)我们看到,降水和蒸发影响海面净热通量的浮力通量贡献和净盐通量条件。

蒸发增加浮力通量通过冷却和增加盐度。的比盐度对蒸发冷却的术语,我们从(9.27)得到

的价值比率随海水温度和盐度,通过这个词s0通过变化和/或明或暗地J。表1.4显示,超过一个数量级的变化在全球海洋温度的范围。比例(9.28)条件下典型的热带海洋(T = 30°C, s = 35事业单位)大约是8.0和条件下典型的高纬度海洋(T = 0°C, s - 35事业单位)大约是0.6。的蒸发冷却效果因此占据了浮力通量热带盐度增加,而在极地纬度占主导地位。纬度,蒸发冷却与强化它对盐渍化的影响在决定表面浮力通量。

我们可以进行一个类似的分析对降水的影响海洋表面浮力通量。降水减少淡化海水的浮力通量。术语与显热通量的降雨通常有一个冷却对海洋的影响(如果两个< 7问),从而增加浮力通量。通过加热项比降水的盐度的术语,我们获得一个表达式类似于(9.28):

acBl(环球航空公司(T0)——(9”29日)

负号表明表面的加热效应抵消盐度效应浮力通量。典型的热带海洋条件下,这一比率约为-0.06。高纬度地区,因为减少的价值寒冷的海洋温度,冷却的浮力通量的影响进一步降低了相对于降雨量的淡化效果。因此淡化效果在浮力通量的主宰所有纬度上的雨的冷却效果,与冷却效果稍微抵消淡化的效果。

降雪的影响考虑时,所需的潜热融化雪一旦它到达海洋必须包括在内。将(9.21)(9.27),我们得到以下比例类似于(9.29):

陆\ cpi (TIa-T0) +

T, T0 = 10°C和T0 = 0°C,这个比率是-0.35。因此与降雪抵消相关的潜热通量明显淡化的效果在海洋表面浮力通量,虽然淡化仍然主导降雪表面上浮力通量的影响。

海冰海洋表面覆盖着,我们获得以下表面浮力通量的表达式(9.21)、(9.23),(9.27),表面在哪里现在冰/水界面:

%是海冰对太阳辐射的透射率(见3.3节)。唯一的热通量项影响冰/海洋表面太阳辐射的穿透冰层下和潜热冻结和融化的冰。海洋冰增长释放潜热,并充当一个盐度来源。因此,加热和盐度条件反对对浮力通量的影响。加热和盐度条件的比例与冰增长可以写成

对于典型的极地海洋条件,比约为-0.1,表明盐度项与冰增长占主导地位潜在的加热项在决定海洋表面浮力通量。

9.4空气质量和上层水质量修改

之间的交换的热量和湿气的大气和海洋温度和修改静态稳定低层大气和海洋,以及低层大气的湿度和上层海洋的盐度。

空气质量是一个空气的特性建立了广泛的身体,而它是坐落在一个特定区域的地球表面(气团源区)。空气质量大约是均匀的水平程度,特别是关于温度和湿度分布。空气源的停滞或长效运动区域允许空气的温度和水分垂直分布与底层表面达到相对平衡。作为一个气团远离源地区,它经过修改的下垫面改变。

最被广泛接受的空气质量分类Bergeron分类方案。在此系统中,空气质量是第一个指定的热性能他们的来源地区:热带(7),北极或南极极地(P), (A),热带和极地气团所划定的位置极面,哪时

flCpofro-Si)

从热热带和极地气团之间的对比。北极或南极气团向极的极地气团。通常,极地气团北极空气质量没有区别。水分分布特征,空气质量是有区别的(c)大陆和海洋(m)来源地区。因此我们有以下气团名称:大陆热带(cT) \海上热带(mT);极地海洋(mP);极地大陆(cP) \海上北极(马);和北极大陆(cA)。

进一步分类根据空气是否冷(k)或暖(w)相对于它的表面移动显示的低级稳定空气和修改的类型。当寒冷的空气质量是流水温暖的表面,低层大气将成为静态不稳定,有利于对流和湍流运动(图9.7)。相比之下,修改一个流水的暖气团在一个寒冷的表面会变得稳定,减少垂直湍流交换的热量和湿气。在这种情况下,主要表面与大气之间能量交换是通过辐射传输。寒冷的空气质量发生的修改更迅速比暖气团的修改。

水的质量是被他们潜在的温度和盐度。水质量特征温度和盐度值形式当上层海洋受到特定的气象影响重大的一段时间。存在大量的海水温度和盐度特征表明,海水质量起源于同一区域内针对相同的热量和新鲜的-水通量在空中或海上接口。水质量是识别的名称与海洋来源地区(如地中海水,南大西洋中央水)。

图9.7加热和冷却的空气质量,因为它是流水在温暖或冷表面。最初,气团递减率,助教,小于干燥绝热递减率(虚线)。加热的表面增加了递减率r„,使低层大气变得静态不稳定。如果同样的空气质量是流水在冷却器表面,使其温度递减率成为足球俱乐部,它将再次成为稳定的垂直运动。

图9.7加热和冷却的空气质量,因为它是流水在温暖或冷表面。最初,气团递减率,助教,小于干绝热递减率(虚线)。加热的表面增加了递减率r„,使低层大气变得静态不稳定。如果同样的空气质量是流水在冷却器表面,使其温度递减率成为足球俱乐部,它将再次成为稳定的垂直运动。

上游水质量通常被认为包括混合表层和的上部永久温跃层。沉没的上层水质量,引起的静态不稳定或融合,产生一个中间水质量或深水质量,这取决于它下沉深度。中间值和深层水的质量保持他们的身份很长一段时间,因为在这些深度之间的唯一可能的热量交换水质量扩散和动荡。中层和深层水质量形成高纬度地区为了应对表面冷却和蒸发和盐渍化海冰的形成。中间值和深水洋流远离大众运输的产地来源。例如,南极底层水在最深的海洋在南半球和北半球。

图9.8显示了一个垂直的情节T, s结构在世界不同地区的海洋。上1000米,水质量结构是由交流发生在空气/海接口。地中海的高盐度水相关的大量蒸发发生在冬天的时候

寒冷干燥的风从大陆吹过相对温暖的海洋。这增加的密度地表水到了这样一种程度,对流发生下到海底2000米深度。地中海水叶子直布罗陀海峡的深度,大西洋与水混合。尽管地中海的水是不断修改通过混合,就能在大部分的大西洋的签名值高的温度和盐度。北大西洋中部水更盐水,南大西洋中央水因为表面蒸发和相对高低降水在北大西洋。南大西洋的复杂形状T, s曲线出现因为它的水柱相交层南极中间水大约1000米和北大西洋深层水约为3000米。

笔记

的组件表面热量平衡中更详细地讨论了交互硕士(1994年)由克劳斯和用校车接送学生和小规模的过程中地球物理流(1999年,第四章)Kantha和粘土的儿子。

海洋表面的描述热量和海洋表面盐度预算和浮力通量是由吉尔(1982年,第2章)动力学硕士。

拜尔斯(1959年,第14章)一般气象的空气质量提供了一个全面的讨论。

Tomczak和戈弗雷(1994,第五章)区域海洋学:介绍水的质量提供了一个全面的描述。

问题

1。热带海洋上空时,飞机测量雨滴数N的浓度(d) = 100 nr3 mm - 1的雨滴直径d = 2.2毫米。

一)假设Marshall-Palmer雨滴的大小分布(8.8),确定P。

b)假设雨到达水面与空气的湿球温度的温度,计算海洋表面的显热通量与雨有关,F,在单位W m”2,假设空气的湿球温度是Tm = 26°C和表面温度是T0 = 30°C。

c)比较Fq *的这个值的大小如图9.4所示。

2。以下数据是来自热带西太平洋(1.7°S, 156°E) 11月15日,1992年。今天中午,太阳天顶角是Z = 17.1°。没有云在场(Ac = 0和公关= 0)值的助教,qa, ua得到高度15米。

时间	T0 (°C)	TaCC)	^ (gkg-1)	ua (m s - 1)
中午

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9.4空气质量和上层水质量修改

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