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图1.41温度梯度(100°C / m)主要温跃层在太平洋和大西洋的海洋。看到颜色板部分。

垂直温度梯度的主要世界各地海洋温跃层也有很大的差异。在副热带环流的梯度是2 - 4°C / 100;然而,更大的赤道海洋,从西部10°C / 100米到20°C / 100年赤道太平洋东部的(图1.41)。

3风力循环的早期理论

埃克曼理论

在早期阶段,我们的知识的海洋环流主要是观察。第一个里程碑被埃克曼(1905)的一篇论文,他讨论了风力循环结构的表面边界层。根据他的理论,边界层的速度应该有一个螺旋结构,垂直整合卷运输是t / fp0,分90°右边的风应力(在北半球)。这一层是现在被称为埃克曼层;这一层叫做埃克曼的通量变化,形成现代风力循环理论的理论基础。

埃克曼层及其相关螺旋速度剖面的大气边界层很容易观察到。事实上,美丽的埃克曼螺旋可以证明通过释放一行附加许多气球。它花了很长时间埃克曼理论可以验证的海洋。海洋的主要困难是强大的存在表面波在海洋上。然而,在很长一段时间延迟,埃克曼螺旋在海洋上终于证实了通过原位测量(价格et al ., 1987)。分层埃克曼层的结构要复杂得多。最新的信息,读者被称为价格和Sundermeyer (1999)。

在1940年代的知识海洋环流理论仅限于简单的动态电流的计算基于水平没有运动,埃克曼层,波浪和潮汐。例如,海洋,斯维德鲁普et al .(1942),写的是一个了不起的总结的海洋学在1940年代早期的艺术。在海洋中发表的时候,似乎很多已知海洋环流。因此,这本书是相当吓人的知识的集合,作为Stommel (1984 b)在自传中回忆道。

斯维德鲁普的理论

在过去60年中有许多重大突破在我们对海洋环流的理解。第二个里程碑风力循环理论是由斯维德鲁普(1947),他建立了简单的风应力旋度之间的关系和盆地内部循环。

在大气中,这两个西风带和东风是大气环流的必要的组成部分。西风中纬度和东风在低纬度地区产生负面的风应力旋度在亚热带海洋内部驱动的朝赤道方向流动。为了找到盆地中的循环,斯维德鲁普集成风应力旋度向西,从no-zonal通量在东部边界条件。他的解决方案不包括西部边界附近的流。显然,当时还不清楚如何应对西方的边界以及为什么集成应该开始从东部边界。

西方理论强化

斯威夫特电流的存在,如墨西哥湾流,盆地的西部边界附近被认为通过频繁的欧洲和美洲大陆之间的贸易活动几百年前。然而,动态解释这种激流首次建立了只有在1940年代末,当Stommel(1948)研究了北大西洋的一个理想化的模型,包括底摩擦和科里奥利的纬度的变化参数,这是现在被称为j的效果。事实上,Stommel不知道斯维德鲁普的理论,因为它被发表在杂志(美国国家科学院学报》)由海洋学家很少使用。

西部边界的其他动态解释当前出现不久之后,包括西方的边界层理论与横向摩擦芒克(1950),和惯性西方边界层理论恰尼(1955)和摩根(1956)。

齐次模型或低引力模型这些模型的共同特征是,他们都把风力海洋循环作为一个移动层。因为海水几乎是恒定的,最简单的方法来模拟海洋环流是认为海洋是密度均匀。这样的海洋将没有垂直结构。Stommel所使用的模型(1948)属于这一类。

另一个可能的方法是假定风力循环仅限于海洋上层;因此,循环可以治疗的一个移动层模型,如斯维德鲁普(1947)和芒克(1950)。这就是所谓的低引力模型。低引力模型的本质是治疗的主要温跃层(或密度跃层)在海洋中阶跃函数的密度,所以在上层密度等于一个常数p和密度较低的层是p + Ap。此外,较低的层被认为是无限深,因此在低压力梯度层是体积无限小和相应的运输可以忽略不计。作为一个好的近似,我们可以假定底层一动不动;因此我们实际上处理单个移动层。上层的压力梯度由Vp / p = g 'Vh描述,其中h是上层深度和g = g Ap / p称为重力下降,这是在0.01 - -0.02米/ s2。

基本思想是显示在图1.42中,水柱的结构的描述。的季节性温跃层(密度跃层)上表面附近可以清晰可见。主温跃层和主要密度跃层是位于相同的深度(800);这是由于这样的事实,盐度的贡献密度分层在这个位置相对较小(和许多其他位置)。现在密度结构的表示两层持续的密度,如重线如图1.42所示。较低的层延伸到海底。由于这层很厚,横向压力梯度和速度在这一层非常小,可以忽略不计。因此,地球引力模型可以用来捕获的第一斜压模式循环,主要温跃层的深度。

1.4.4正压循环的理论框架

正压循环理论的支柱是正压涡度约束的潜力。踝关节(1897)投入他的一小部分研究潮汐水流产生的纬向分布的蒸发和降水,忽略摩擦。他发现一个匀加速系统的纯粹的东西地转流会存在。他的模型有几个局限性。首先,没有摩擦模型中,所以他无法获得稳定的解决方案,也不是他能够辨别蒸发和降水的长期影响。第二,他的模型没有经向边界,这是一个重要的约束

图1.42温度和分层站(70.5°W, 30.5°N)从年平均气候学:温度(T)°C);b分层(oq,公斤/立方米),沉重的线表示相当于分层用于低引力模型;c dT / dz (0.01°c / m);d -do0 / dz(0.01公斤/ m4)。

图1.42温度和分层站(70.5°W, 30.5°N)从年平均气候学:温度(T)°C);b分层(oq,公斤/立方米),沉重的线表示相当于分层用于低引力模型;c dT / dz (0.01°c / m);d -do0 / dz(0.01公斤/ m4)。

海洋环流。脚腕发表他的结果甚至没有一个图来展示解决方案的结构;因此,他的解决方案仍然忽视直到Stommel(1957)公布这个解决方案与一个美丽的插图。

Goldsbrough(1933)讨论了海洋模型被迫通过蒸发和降水。通过选择一个相当特别形式的降水和蒸发模式(纬向集成蒸发和降水沿每个纬度就消失了),他可以获得一个稳定的循环,即使他的模型还没有摩擦。因为Goldsbrough的解决方案所需的一种特殊形式的降水和蒸发,他的模型是不现实的。Goldsbrough的主要原因的理论在很大程度上忽略了是由于小尺寸的正压电流预测他的理论。稍后我们将讨论,他的理论的另一个主要的缺点是缺乏在模型中盐度。如果盐和混合添加到他的模型中,淡水通量可能引发的斜压速度一百倍他最初预测的正压速度理论。

然而,踝关节的理论和Goldsbrough一般比他们第一次出现。一般性的理论可以解释更清楚的两个基本机制。

首先,埃克曼(1905)表明,风的摩擦应力仅限于一薄层上表面,这薄的表层下面的动作可视为无摩擦。因此,本薄层下面的海洋,风应力的唯一角色扮演是创建水平埃克曼输送在海洋上。埃克曼输送产生的水平收敛Ekman抽,驱动器内部流动阻碍亚热带盆地。

潜在的涡度动力学而言,海洋内部的最低余额如下。在海洋内部,相对涡度是可以忽略不计,所以潜在的涡度降低到f / h, h f是科氏参数和层厚度。为了平衡压缩由于大规模的埃克曼泵与消极的风应力旋度,水列向低纬度地区,f是较小的。同样,降水作用类似于埃克曼泵因为它压缩水海洋中的列,从而降低h。因此,降水驱动海洋内部的朝赤道方向流动,很像埃克曼泵的影响。

其次,质量守恒需要回流,这是通过西部边界电流。摩擦或惯性西部边界层提供重要动力组件,帮助关闭循环的质量守恒定律,能量,和潜在的涡度。内部流场因此可以结合一些西方边界层,Stommel底摩擦模型等(1948),芒克的侧向摩擦模型(1950),或恰尼的惯性模型(1955)和摩根(1956)。因此,边界层理论,是在传统的流体动力学在海洋动力找到了它的使用。在数学方面,问题是由微扰法治疗。在海洋内部流动是由低阶的动力学描述,即,本质上非粘性的和线性的。这种低阶动力学不能满足边界条件在西墙,所以西方边界层内,高阶项,如摩擦或惯性条款,必须包括提供一些调整以匹配内部解决方案与西方的边界条件。

在这种精神,Stommel提议使用西方边界电流关闭循环由蒸发在低纬度地区,在高纬度地区降水。解决他提出克服强烈的限制隐含Goldsbrough的原始模型。因此,循环在一个封闭的盆地由一个任意的风应力模式,或淡水通量在海气界面由于蒸发-凝结,可以很好地描述理论。

因此,这些看似不相关的海洋环流理论本质上是互相联系的潜在的涡度平衡,如图1.43所示。地球引力的动态模型将详细讨论与风力循环理论。此外,风力循环的三维结构的进一步发展也遵循类似的方法基于潜在的涡度动力学。

图1.43不同路径之间的连接在海洋环流的早期发展。

1.4.5斜压风力循环的理论

尽管单层模型的有用工具描述风力循环,风力循环理论基于这样的模型仍然主要是二维的,他们不能提供垂直环流结构。在1960年代和1950年代,人们很难找出关于海洋环流的垂直结构理论。

正如上面所讨论的,海洋中最杰出的特征之一是主要的温跃层的存在,这是海洋表层速度结构密切相关。因此,风力循环的斜压的理论也被称为温跃层理论。温跃层的理论第一次被提出发表的两篇论文中并排在Welander忒勒斯》(1959)和罗宾逊和Stommel (1959)。有很多尝试找到解决温跃层方程;然而,大多数的这些解决方案相似的解决方案不能满足一些本质边界条件。这些解决方案的最严重的赤字是无法满足斯维德鲁普约束。没有满足这个约束,这些解决方案不能描述风力环流的防御结构。

在1970年代和1960年代,海洋环流理论是相对缓慢的发展,由于缺乏了解所涉及的物理过程的循环。数值模型被开发;然而,没有物理洞察力从观测和理论研究,数值实验的结果证明了数据从海洋一样难以理解。第二阶段发展的海洋环流理论始于1980年代。这个新阶段特点是观测相结合,理论和数值模型。

三维结构的风力循环

我们对海洋环流的理解加深了,这是意识到海洋可以形容一个很好的近似理想流体系统。最近的野外观察表明,diapycnal地下海洋内部的扩散的纯m2 / s。主要的理论困难的难题是在1970年代的地下海洋层无粘性流体模型可能在运动。在一个旋转流体大型运动应遵循地转轮廓,f /啊(啊在哪层厚度)。由于界面摩擦是假定为无穷小,简单直观表明,地下一层地转轮廓应平行于纬度圈。(然而,这样一个简单的直觉是错误的,我们将在下面进行讨论。)因为无需通量条件的东墙,阻止所有地转轮廓在地下一层,地下一层应该停滞不前。

这个难题解决了莱茵和年轻(1982)。使用quasi-geostrophic模型,他们能够表明,封闭地转就可以形成轮廓由于大界面变形引起的强烈迫使应用于表层。结果,可能会有无限多的可能non-stagnant解决问题而不是解决方案的运动,如先前被认为。此外,他们显示,假设平均流量涡流的影响,潜在的涡度应该均质在这些封闭地转轮廓;因此,系统应该具有一个独特的解决方案,是小扰动稳定。他们的理论提供了一个理论背景地下一层的运动。

第二种方式的地下水运动提出了Luyten et al .(1983):在他们的模型中,等密度线露头有效地绕过阻塞由于东部边界。在某种意义上,他们的模型是一个很好的扩展的经典概念模型提出的通风通过露头Iselin(1939)更早。当然,这样一个扩展包括许多概念上的突破,如制定固体动力框架模型和引入的概念通风区域,池政权,阴影区。

虽然Iselin提出的概念模型冬末通风,目前还不清楚为什么海洋皮卡只有冬末属性通风。为了解释这种现象,Stommel(1979)分析了物理过程和显示,确实有一些流程在海洋中,只选择通风的冬末属性。这种机制现在被称为Stommel恶魔。因此,为了研究气候意味着循环,可以避免复杂的季节循环通过简单地选择冬末的属性,如混合层深度和密度。迄今为止,Stommel恶魔仍然是一个主要的现代理论的理论支柱风动海洋环流。

另一个经典方法温跃层理论是理想铃温跃层Welander提出的理论(1959、1971)。他的理论基本上是把风力循环作为背景扰动分层设立的一个外部温盐环流(没有明确包括在模型)。Welander(1971)表明,理想铃温跃层问题可以简化为求解一个二阶常微分方程。然而,他的解决方案可以满足只有两个边界条件在垂直方向,并很长一段时间不清楚如何提高他的理论,以适应更多的边界条件,根据物理学。

这些看似不同的方法之间的联系被统一成一个理论的三维结构在不断分层海洋风力循环黄(1988 a, b),表明这个问题可以被简化为求解二阶常微分方程的自由边界问题密度坐标。这一理论进一步扩展到一个模型合并上混合层(黄,1990;威廉姆斯,1991)。混合层的模型可以提供一个更现实的描述的三维结构在海洋风力循环。

的斜压结构惯性西部边界电流虽然西部边界电流理论基于single-moving层简单,优雅,并成功,相应的部分相关的多个层并没有移动。困难与多层惯性西部边界电流首次讨论了布兰德福德(1965)。基本上,他与两个移动层寻找解决方案,但未能找到任何持续的解决方案。相反,他发现之前解决方案分解到相应纬度墨西哥湾流的分离从海岸。的困难与惯性的西部边界不连续电流已经被Luyten讨论和Stommel(1985)的虚拟控制。

使用streamfunction坐标变换、黄(1990 b)显示,连续解two-moving-layer惯性的西部边界电流存在,这些解决方案可以被匹配到多层通风在海洋温跃层方案内部(黄,1990 c)。然而,惯性的西部边界电流的连续性并施加一定的动态约束内政部海洋温跃层结构。

1.4.6温盐环流理论

Stommel-Arons理论的深循环温盐环流的早期理论的深循环的一部分是理想化source-sink-driven循环。在一系列的论文,Stommel框架和他的同事开发的深循环(如Stommel, 1957;Stommel安诺,1960 a, b)。

模型的基本假设如下。在世界海洋深循环被认为是稳定的,它是由理想化的点源规定在一个没有底的海洋地形。深层水的来源是由一个统一的平衡上升流规定在整个盆地。

最重要的动力这些假设的结果如下。首先,海洋中指定统一的上升流驱动器向极流深海oceanic内部,由线性势涡度约束,类似于风力循环上面讨论的情况。第二,为了平衡质量和潜在的涡度在深海海洋,深西方的边界电流必需的。

事实上,从这样一个简单的理论的最重要的结论是预测深西边界流的存在。后立即由Stommel假设理论是(1957),深入西方边界的东部海岸被发现USAby吞咽和沃辛顿(1957)。这种组合理论和原位观测被誉为最重要的发现之一,在上世纪物理海洋学。

深海环流Stommel-Arons以外的理论

Stommel-Arons深海环流理论是非常简单的和成功的,所以它占主导地位的理论领域深循环20多年。然而,他们的理论本质上是有限的几个假设。尽管他们的理论非常成功预测深的西部边界电流,统一向极流在深海海洋无法验证。意识到在1980年代,为了准确描述深循环,许多简化了他们的理论必须被替换为更现实的假设。

偏离稳态假设,森(1987)研究了向上的逆过程缩短重力模型(这个词的意思将解释在后面章节),他假定界面上升流是界面位移成线性正比的意思。他的解决方案显然证明了沿海的重要作用开尔文波在建立深循环,特别是西部边界电流。莱茵河和麦克格雷迪(1989)指出,海洋的底部离平的。事实上,海洋的底部有一个碗的形状,像一个中国的锅。自深海的水平区域增加上行,深循环内部海洋可能是顺时针方向,而不是逆时针经典Stommel-Arons理论所显示。

Stommel和安诺(1960)认为,上升流速度是统一的防御;这种假设是一种简化模型,但这未必是真的。有很多证据表明,上升流并不统一。使用一个理想化的二级模型,黄(1993)能够证明沿着赤道上升流很强和东边界。

深海的斜压结构讨论了循环连续分层Pedlosky和他的同事在一系列的论文(Pedlosky, 1992;克里斯托弗和Pedlosky, 1995)。为平底和给定的分层模型,结果表明:垂直和子午速度可以有备用的迹象,因为基本方程形式,在垂直和水平方向的振动。

这些理论都是基于简单的假设底部地形和混合。然而,海洋的情况要复杂得多。最近的田间试验表明,混合是高度不均匀的空间和时间。由于分层之间的非线性相互作用,流在地形,和混合,深海环流非常复杂;因此,最激动人心的研究领域之一。

概念模型的温盐环流看似相似的情况下,海洋和大气层受到强烈的热力强迫说服了很多人画平行比较大气和海洋的热循环。自从发现酷和密集的水覆盖世界各大洋的底部,热驱动循环的概念在海洋中已经逐渐形成。因为盐度也应该有助于密度分布,因此海洋环流、海洋循环相关密度差异叫做温盐环流。大气科学的进步在理解热驱动循环,加上从热发动机在日常生活中,我们的经验是主要的动力温盐环流的早期理论的形成。

早期理论的基本元素是冷和密集的深水高纬度地区形成的推动力的角色在世界各大洋温盐环流。一个典型的例子是二维Wyrtki提出的概念模型(1961),中高纬度地区冷却产生密集的水下沉到海底。深水驱动经向环流的朝赤道方向传播,包括向极回流的分支。同样的想法也被用于古典框模型Stommel(1961),他认为,推翻率是线性正比于经向密度差在海洋上。

然而,有一个根本区别的加热/冷却适用于大气和海洋。事实上,20世纪初的桑德斯罗姆(1908、1916)假定热强迫海洋中不能驾驶任何强烈的循环。虽然他的假定也引用的经典教科书物理海洋学Defant(1961),它在很大程度上被忽视了。从1990年代末开始,温盐环流的能量成为研究前沿。根据新范式温盐环流是不受表面加热/冷却;相反,它是由外部源风应力和潮汐的机械能耗散,如下简要地讨论了。

水文循环和haline循环众所周知,盐度控制温盐环流是一个关键因素。因此,淡水通量的海气界面应该是海洋环流的主要驱动力。尽管在海洋盐度分布在数值模拟模型基于表面盐度放松状态,淡水通量的动力作用在大多数早期的研究没有进行充分的探索。

在1990年代之前,freshwater-driven循环的作用是在很少讨论论文,例如那些由踝关节(1897),Goldsbrough(1933),和Stommel (1957、1984)。这些研究集中在正压循环由淡水通量。

背离传统的盐度边界条件,黄(1993 b)假定适当的盐分平衡条件应该是净淡水通过海气界面通量。假设diapycnal强的混合,数值模拟表明,淡水通量能驱动haline循环。尽管这种haline循环的正压分量相对较弱,斜压分量的强度与循环的热通量或风应力。表面淡水通量的独特作用在维持和调节循环也是一个重要研究前沿温盐环流有关,如下面所讨论的。

多重平衡和温盐环流的变化

温盐环流的多重平衡被Stommel将首先讨论的论文(1961)。基于一个盒子模型,他预测,应该有两个稳定状态(一个稳定和一个稳定)所谓的热模式,和一个稳定的稳态haline模式。和他的工作,他的模型被认为是过于简单,人们不欣赏它的物理意义为二十年。然而,这在1980年代迅速改变。由于一个非常强大的需要了解气候系统,人们开始考虑可能的多平衡态的气候,包括多个温盐环流的raybet雷竞技最新解决方案。

主要贡献包括f·布莱恩(1986)的工作模型的多个州大西洋和相关向极热通量的变化。他还介绍了使用所谓的混合边界条件,已经得到了广泛的接受的数值建模者。Manabe和史都华牌(1988)发现多个州的海气耦合环流模式、共享一些相似Stommel的盒模型预测的解决方案。Marotzke(1990)发现更多的温盐环流的多个国家,包括所谓的冲洗现象与盐跃层相关的灾难。

虚拟盐通量的重要作用(或淡水通量)在控制温盐灾难及其变异性在年代际时间尺度上探讨了数值模型。最有趣的一个话题是温盐在十年或更长时间尺度变化(例如,韦弗和Sarachik, 1991)。

盐度通量条件平衡似乎是温盐的基本要素变化,如图所示,许多研究(例如,韦弗et al ., 1991)。事实上,淡水通量仅能增加haline振荡在年代际时间尺度(如黄和周,1994)。因此,淡水通量由于蒸发和降水可能是气候变化的基本因素。raybet雷竞技最新

1.4.7混合和海洋循环的能量

从早期的海洋环流是意识到亚格子的选择参数化建模是相当主观的,可能涉及巨大的不确定性。为了评估在海洋垂直扩散系数,芒克的示踪剂分析了平衡世界的海洋;他的论文“深海食谱”(芒克,1966)仍然是一个经典。使用一维模型,他认为全球平均垂直扩散系数4大约是打败m2 / s。

海洋的混合不均匀很多进行原位观察之后,然而,表明,扩散系数在海洋中是高度不均匀。特别是,扩散很弱(2 x的纯m2 / s;Ledwell et al ., 1993)的地下海洋,这是远小于4的全球平均值打败m2 / s。缩小之间的差距芒克的全球平均扩散系数和扩散系数低观察到的地下海洋,这是假定强烈扩散海洋的底部或侧面边界附近可能导致看似高全球平均值的芒克。事实上,最近的原位观测表明,diapycnal扩散系数可以很强的底部附近,靠近大洋中脊(关于三平方米/ s的顺序;Ledwell等,2000)。

高度不均匀的混合在深海提出严重质疑经典Stommel-Arons理论的有效性。很明显,深海环流的存在复杂的海底地形和由这种非均匀混合可以大大不同于经典理论Stommel和安诺(1960)。流引起bottom-intensified混合在倾斜的界限已经被广泛的研究。菲利普斯(1970)和温斯迟(1970)指出,热绝缘边界条件应用于斜底要求等温线必须垂直于当地的斜率。等一个旋转流体的密度梯度接近底部边界因此诱发along-slope流(主循环)和一场艰苦的流(二次循环)底部边界层。菲利普斯et al。(1986)还表明,叔流可能存在垂直于斜坡,由于收敛和发散的二次循环。混合在一个倾斜的底部边界也已经有了很广泛的研究(Garrett et al ., 1993)。最近bottom-intensified混合引起的深海环流的数值研究表明相当复杂流模式(例如,康明斯和工头,1998)。

海洋环流海洋循环的能量需要的机械能来克服摩擦和耗散。很长一段时间,一直有一个共识:热强迫可以提供机械能保持温盐环流。然而,仔细检查显示以下大气环流、海洋环流之间的根本区别:从下面大气加热和冷却中间偏上的水平,所以大气中可以作为热引擎。然而,海洋上表面的加热和冷却,在大致相同的水平;这样迫使现在被称为横向微分加热。大约100年前,桑德斯罗姆(1908、1916)假定热强迫海洋中不能开车是一个强大的循环。因此,海洋环流不是一个热机;相反,它是热的传送带和淡水由机械能的外部来源。

为了保持分层观测到海洋,寒冷和密集的深水必须热身和返回到表面。这个过程意味着在等密度线表面质量流量,和叫做diapycnal混合。因为等密度的海洋中几乎是水平的,diapycnal混合通常被称为垂直混合。垂直混合在一个分层流体推动光水向下和向上重水。结果,质心移动向上由于垂直混合,和重力势能的总量增加。因此,混合需要外部资源的机械能。外部机械能量的来源及其分布在海洋对海洋环流和气候至关重要。raybet雷竞技最新

维持海洋循环所需的机械能首次探索针板(1966);然而,联系外部机械能源和海洋环流仍然未知。虽然许多科学家致力于小型混合问题知道混合在一个分层流体需要机械能,大多数数值建模者和理论家对大规模海洋循环完全无视diapycnal混合和外部之间的可能联系维持混合所需的机械能。垂直扩散系数在数值模型中仍然是一个可调参数的模型,调整为符合观测的经向翻转环流。例如,在书中物理气候(Peixoto和奥尔特,1992),海洋循环的能量raybet雷竞技最新主要是局限于热能平衡。

海洋温盐环流的强烈影响扩散;因此,传统工具基于理想流体的假设,如示踪剂或潜在的涡度守恒,不能提供完整的动态图片。学习其他观点的温盐环流,如机械能的平衡,是必要的;的重大突破海洋循环的能量仅在1990年代末。

风应力的主导作用在提供机械能和南大洋温盐环流维持被Toggweiler演示了通过数值实验,塞缪尔(1993、1998)。温斯迟(1998)首次可靠的估计风能输入在世界海洋地转流。

有点令人惊讶的概念突破被蒙克假设。在研究潮汐问题几十年来,他终于想出了关键的潮汐耗散可以提供机械能保持diapycnal混合在海洋里。因此,潮汐耗散能发挥关键作用在调节海洋循环,因此气候,在这个星球上。raybet雷竞技最新芒克,温斯迟(1998)认为潮汐耗散和能源由于风工作表层地转流的重要来源是机械能保持diapycnal混合在世界上的海洋。是尝试建立的不同的能量平衡海洋环流的黄(1998)。特别是,外部资源的重要性维持所需的机械能diapycnal混合和可用势能的平衡检测(如黄,1998 b, 1999)。许多研究关于海洋的能量循环出现。进步沿着这些线路已经被温斯迟回顾总结了论文和法拉利(2004)和法拉利和温斯迟(2009)。我讨论一些基本问题相关的能量海洋环流在第3章中,4和5。

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