E 60 E 90 E 120 E 150 E 180 150 w 120 w 90 w 60 w 30 w 0各种

图5.4深水形成网站在世界上的海洋,5公里深度轮廓;方块表示水质量的形成在开放海域,圆圈表示边缘海的形成。

形成开放的海洋

深水可以通过所谓的烟囱形成形成。水形成的大洋直接下沉至底部,并蔓延到其他地区的海洋,在网站有学问的广场在图5.4所示。下面的列表是编译的帮助下沃伦。

答:狮子在地中海海湾(梅多克集团(1970);

b·威德尔烟囱(戈登,1978);威德尔冰湖(马丁森et al ., 1981;戈登,1982);

c .挪威/格陵兰海域;

d .拉布拉多海(懒,1973;克拉克和Gascard, 1983;Pickart et al ., 2002);

大肠Irminger海(Pickart et al ., 2003)。

此外,有深水形成伯兰斯菲尔德海峡;然而,深水形成于这个位置可能不出口到世界其他部分的海洋(戈登andNowlin, 1978)。

在大海的边缘形成

强烈冷却沿大陆边缘密度创造有利条件水体边缘海的形成。水沿着大陆坡以这种方式形成向下移动并最终到达底部的海洋(图5.4)编号的圆圈,包括:

1。西部和西南部的威德尔海(福斯特和卡马克,1976);

2。罗斯海(Jacobs et al ., 1970;沃伦,1981);

3所示。的威尔克斯地(麦克和凯尔沃兹1978);

4所示。阿德利海岸(戈登和Tchernia, 1972);

5。安德土地(Jacobs和格奥尔基,1977);

6。格陵兰岛的东海岸。

值得注意的是,深/底水的形成不是一个持续的过程。事实上,密集的水形成往往偶然发生的,这取决于异常的大气状况。

虽然在地中海形成密集的水在冬季,在当前气候条件下不能沉入深海。raybet雷竞技最新相反,通过强大的夹带,变得更轻,最终蔓延到北大西洋深度略低于1公里的范围。

也有密集的水形成在红海由于过度蒸发。然而,水形成密集在红海主要局限于印度洋,因此本文将不讨论。

5.1.2中底/ deepwaterformation

南极底层水(AABW)形成

世界海洋的底层是满了一层厚厚的很冷的水与潜在温度低于2°C,如图5.5所示。

这水质量的起源显然是来自南极的边缘(因此,它被称为AABW),其起源可以追溯到几个网站的南极大陆边缘形成冷水在南半球的冬天。寒冷的温度的水质量直接关系到强烈的冷却在冬季很冷的风从南极冰川上的冰在沿海海洋毗邻冰边缘海冰,远离海岸,从而创造出沿海冰穴(小开放水域周围的海冰)。由于低温氧浓度的增加,新成立的底水通常是与氧浓度很高,大约200 ^摩尔/公斤(图5.2)。

在海冰冰穴产生更多强大的冷却,盐期间拒绝海冰的形成创建冷密集和高盐度水。这个密集的水溢出大陆坡。新成立的底水的海上运输由陆上补偿水流在地下一层。然而,海洋中流动通路

图5.5在大西洋经向分布的潜在温度;b太平洋;c印度洋。

冷风从南极洲

冷风从南极洲

图5.6形成AABW(从戈登重绘,2002)。

由于许多动态因素更加复杂,包括风应力和表面温盐强迫、分层和旋转;因此,二维草图中的箭头(图5.3)不应被视为被水包裹的真实轨迹。

AABW的形成涉及很多复杂的物理过程(图5.6),包括密集的形成和盐水在沿海冰穴,这水的运输环流循环在沿海地区,溢出从大洋的边缘海,和重力的夹带在下坡的电流沿着大陆坡。在下降沿斜率,乘火车的水环境;因此,它略热身从2°C - 1°C。最终,水槽底部温度接近0°C。期间由于激烈的雾沫溢出从大洋的边缘海,最终产品的总体积流量大大增加(戈登,2002)。此外,cabbeling可能会进一步增加新成立的底水的密度;因此,它可能扮演着至关重要的角色设置最终产品的属性。

深对流

另一种形式的底部/深水海洋中形成深对流发生在公海(图5.7)。深对流的主要网站包括地中海西北部,拉布拉多海,格陵兰海。

c横向交换/传播d最后阶段

图5.7素描开放海域的深对流:预处理,深对流,c横向交换/传播,d最后阶段(从马歇尔和Schott重绘,1999)。

的基本过程

深对流公海中涉及的动态过程,而广泛的光谱在空间和时间尺度。作为一个简洁的描述,它大致可以分为以下主要流程(马歇尔和Schott, 1999)。

•预处理:强烈气旋风应力旋度在初冬增强了埃克曼上升流气旋环流的中心,导致一个由等密度线结构。在气旋环流的中心,分层是很弱,弱分层可以促进深对流(图5.7)。

•深对流:强大的浮力损失进一步冷却和蒸发减少分层在上层海洋气旋环流的中央政权。进一步冷却最终集深对流,由小规模集群的向下的羽毛(水平1公里或更少)的规模和涡流(水平标尺的10公里)。水在小羽流和垂直向下移动的速度0.1米/秒(图5.7 b)。羽流和涡流形成混合补丁(这也被称为“烟囱”在一些早期的文章中)规模水平的100公里。

•横向交流和传播:几天后冷却,热交换的主导模式是通过涡流从垂直转向水平活动地转规模(图5.7摄氏度)。

•最后阶段:chimney-like密度结构与深度有关对流是逐渐关闭,留下一个由等密度线结构,一层冷水,落定在深度5.7(图d)。

两个基本参数建立深对流也起到关键作用。首先,浮力(Brunt-Vaisala频率,N2 = - gdp;),这也是衡量内部重力波的频率。大海通常是稳定分层,即。,N2 > 0;然而,由于强大的浮力强迫,有小面积在上层海洋分层可能会暂时不稳定,即。,N2 < 0,对流。

第二个参数是罗斯比变形半径,定义为Rd = NH / f0, H是对流层的厚度。由于浮力频率可以重写为N = y / g / H,重力波的速度c0 = y / g是什么;因此,Rd = c0 / f0衡量重力波能走多远的一个惯性。中纬度海洋,典型的规模罗斯比变形半径30公里的顺序。然而,高纬度地区,软弱分层产生变形半径要小得多,在10公里。由于强烈的冷却在冬季,它可以进一步减少到几公里。水平尺度的变形半径或更大,地转流体静力平衡主导;然而,对于水平尺度远小于变形半径,地转和流体静力学平衡分解(马歇尔等等,1997)。

尺度上的羽毛

量纲分析可以用来预测所涉及的基本尺度深对流(马歇尔和Schott, 1999)。假设地表浮力通量B0还有一层均质流体的h。在对流的发生的初始阶段,t ^ 1 / f,旋转不重要;因此,B0和t工作作为唯一参数控制羽流的形成。这两个参数,量纲分析产生以下尺度水平长度,速度,和浮力羽流l - (B0t3) V2 (5.1)

时间尺度的时间足够长,羽毛的进化,达到混合层的底部。随着时间尺度方法1 / f,旋转的作用成为主导,和相应的尺度是lrot——(B0 / f 3) V2 (5.2)

假设热损失的通量是500 W / m2,相应的浮力通量B0 = 2.25 x 10-7m2 / s3,和羽毛的尺度是:lrot - 0.47公里,urot =刨光- 0.05 m / s。

北大西洋深层水的形成北大西洋深层水主要由两部分组成:挪威海的溢出,深水拉布拉多海的形成。

从挪威海深水溢出可能来自两个来源(Mauritzen, 1996)。经典理论一直是:冬季深对流在冰岛和格陵兰岛海域产生寒冷和密集的水下沉到深挪威盆地的一部分。深水积累和充实水平高于西尔斯连接挪威与开放北大西洋北部盆地海洋深层水溢出的基石,成为NADW的来源。

然而,这样的一个场景的北大西洋深海形成有一些潜在的问题。首先,现有的估计深水形成率远小于通过Greenland-Scotland岭估计密集的水溢出。第二,这个场景中暗示溢出率可能有明显的年际变化和季节周期特征。例如,观察表明,深水的生产在格陵兰海大大减少在1980年代(Schlosser等,1991)。然而,没有明显的迹象表明,溢出率的变化在这样的时间尺度。

的另一个来源深水溢出从挪威海源于cooling-induced对流边界电流流动的挪威海的边缘。事实上,大西洋的水向北流动挪威人大西洋海流由于热损失变得逐渐密集,填充浅沿着盆地的边缘和中间的深度。这水质量流的基石,成为NADW的来源。

另一方面,尽管在挪威海可以产生深度冷却挪威海的水,这水质量是太冷,密度比水溢出。氚浓度的分析表明,溢出的水应该来自一个比1000米深度浅。事实上,三个基石连接北大西洋的挪威海相对浅:Faroe-Shetland通道(850),丹麦海峡(600米),和Iceland-Faroe岭(500米)。因此,深水溢这些基石应主要从相对较浅源盆地的边缘。因此,cooling-induced Norwegian-Greenland海中沿着边缘对流电流可能NADW的主要来源。

同样,深对流在拉布拉多海很少有助于整体北部大西洋经向翻转,和水质量形成的最重要途径在拉布拉多海是水属性的逐渐过渡边界内的电流在盆地(Pickart碎裂,2007)。

5.1.3溢出的深水

地形深流的控制

世界上的海洋有许多盆地主要脊系统隔开。由于这些山脊的存在,底水运动和分布的水属性强烈限制复杂动力学规律。基本上,从一个盆地深水流动到其他的必须在西尔斯否则作为最低的通道存在这些高地形障碍。

当水流在窗台上,它表现得很像一个瀑布。在许多情况下,一个深瀑布包括体积通量的1 - 10 Sv(106 - 107立方米/秒),和海拔变化的几个数百米。许多人参观尼亚加拉大瀑布,世界上最大的陆地的瀑布之一,具有最大体积流量3000立方米/秒和海拔下降的56米。相比之下,深瀑布更强大的比地球上任何地面瀑布,1000倍的体积通量和海拔下降超过10倍的尼亚加拉瀑布。

旋转液压的意义

常见的一个本质特征与深水形成相关的溢出,溢出通过从亚临界过渡到关键,然后超临界。是否一个流临界弗劳德数的定义。使用瀑布为例,非水力学的概念旋转流体可以解释如下。水流动在一个开放的通道,信号与表面波的速度传播,即。c = y / gh, h是水的深度。弗劳德数定义为F = U / c U是液体的水平速度。大多数情况下流过的通道,F < 1,所以亚临界流体运动,即。、流体传播速度比信号的速度慢。

如果通道的平均斜率逐渐增加,流体速度增加。斜率的临界值,水传播如此之快,它的速度完全匹配表面波的速度。一般来说,通道不是平的底部,有一个地方在英吉利海峡的深度是最浅的。这叫做一个槛,上下游和深度从窗台上是更大的,如图5.8所示。

假设从窗台上运动上游的水是亚临界和窗台上的深度逐渐减少。窗台上的弗劳德数逐渐增加,而流

亚临界流临界流超临界流

信号的速度

流速度

信号的速度

流速度

图5.8素描的溢出从大洋的边缘海,涉及液压旋转。

整个通道仍然是亚临界。窗台上深度达到临界值时,流体运动在窗台上变得至关重要,即。在本节中,U = c。虽然上游仍然是亚临界流体运动,下游成为超临界流体运动,即。、流体速度大于信号速度。超临界与亚临界流动的一个主要差异是,在超临界流、现场信号不能传播上游因为信号的速度比流速度慢。

如果我们站在瀑布,我们意识到,无论我们多么努力扰乱水下降,上游——上游信号不能什么也没有发生。发生在海洋的更复杂,因为我们必须处理分层和旋转;因此,溢出的研究被称为旋转液压。作为第一步在这个方向上,我们可以把海洋流与连续分层系统有两个密度层。此外,我们可以假设上层流动是那么的慢,可以认为是停滞不前。在这样的假设,问题是减少到前面所讨论的逆地球引力模型的框架。等效信号速度是c = ^ Jgh,其中g ' =差距/ p是减少重力和h是移动层的厚度。因此,相应的弗劳德数定义为F = u /叹息。

类似的情况下液压问题在一个开放的通道,超临界流下游从窗台上不是很稳定,和液压的弹跳现象与环境流体混合接踵而来。

另一个关键现象与深水溢出是新成立的寒冷和密集的溢流水堆积在右侧的通道(如果我们在下游方向)由于科里奥利力(图5.9)。当然,如果通道

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