太平洋在西半球吗

其中为根据风应力计算的Ekman抽速。风驱动环流在盆地内部纬向剖面上所涉及的经向总体积通量是这两个通量的和，即MSv = ME + MG。西部边界的回流气流为MSv。西边界流的分岔是一种非线性现象;但这里假设西界流的分岔纬度是MSv消失的纬度;这可以从盆地的风应力分布来确定。对于气候平均风应力，这给出了北太平洋在北纬14.5°和南太平洋在南纬15°的分离纬度:这些值接近于分岔点从数值模型估计(如B. Huang and Liu, 1999)。

对于给定的风应力，深度主要温跃层可以用一个简单的减重力模型来计算。对应的伯努利函数可根据定义计算:B = g'H，其中g'为重力减弱后的值，取太平洋为g' = 2 cm/s2, H为主温跃层深度。

然而，这种简单的方法并不令人满意，因为北半球的风应力略强，而北半球相应的伯努利头比南半球大。因此，这种简单的方法将导致一个结论，即来自北半球西部边界政权的水应该入侵南半球。然而，观察表明，大多数水形成赤道潜流确实来自南方，如上所述。因此，为了让南半球的水超过赤道，还需要另一种机制。一个强有力的竞争者是印度尼西亚的Throughflow。如图4.73b所示，随着流经，西部边界流系发生变化，暗流源也发生变化。

澳大利亚可以被视为一个大岛，因此可以应用简单的岛屿规则，并在其周围产生一个风应力的简单函数环流，如第2章所述。许多论文都讨论了岛规则，Godfrey(1989,1993)详细讨论了与岛规则相关的最基本的物理机制。

尽管根据孤岛法则预测的通流相关的体积通量可能很大，约为17 Sv，但其他物理过程将通量降低到约10 Sv。在我们简单的纯惯性模型中，来自南半球的水不可能渗入北半球，也不可能在没有位涡度变化标志的情况下流入通流。来自南半球的西部边界流必须先经过潜流。在向东的轨迹上，这个体积通量向上流入埃克曼层然后以。的形式向极地移动埃克曼输送．因此，来自南半球的体积通量成为北半球海洋内部斯维德鲁普体积通量的一部分。在我们模型的简单理想流体公式中，唯一的选择是假设贯穿流是由来自北半球的西部边界流提供的;因此，我们可以简单地假设，实际上，大约有10 Sv的水离开了盆地，形成了印度尼西亚的通流。

因此，在北半球，分离纬度不受通过流的影响;在分离纬度，西部边界流的体积通量为零。然而，供给潜流的有效西侧边界流实际上来自海洋内部。要找到这个西边界层的伯努利头，必须从分离纬度的西边界开始向东搜索，寻找一个从东边界积分的赤道通量满足fhive wbc = fwbc + Af(4.440)的地方。

其中fwbc = -MSv为西边界外缘的斯维德鲁比亚通量;Af = 10 Sv为风驱动环流对通流的体积贡献。

在南半球，分离纬度现在由西部边界层总通量fSffU’ctive wbc = -Msv + Af(4.441)的约束条件决定。

就消失了。在没有通过流的情况下，南半球的分离纬度在15°S附近;但是，在贯穿流作用下，分离纬度向南推至17°S。

4.7亚热带与热带的交流4.7.1简介

亚热带和热带细胞亚热带和热带之间的联系构成了全球海洋环流和气候系统的一个重要组成部分。raybet雷竞技最新亚热带-赤道海洋环流涉及复杂的动力学过程和途径。为了简化图像，这个系统可以用两个单元来描述(McCreary和Lu, 1994)。分成两个细胞只是概念上的，因为循环本质上是三维的。这两个单元之间没有明确的边界，但我们将使用所谓的阻塞纬度(稍后将定义)作为分隔这两个单元的边界(图4.76a)。热带和亚热带细胞与以下过程密切相关:

•在亚热带盆地内部，埃克曼通量水平辐合导致埃克曼泵送，驱动亚热带盆地反气旋环流，引起亚热带俯冲

令人窒息的纬度

令人窒息的纬度

热带外孔|亚热带细胞

热带外孔|亚热带细胞

通过西部边界流^^_____

或室内通讯窗口- - - -Equat0riai thermoCline

a两个细胞的子午视图b通路的三维视图

图4.76热带和亚热带气旋的经向图;从亚热带到赤道的路径示意图。

水质量。这些水团被输送到赤道地转流在亚热带温跃层中，它们有三条路径。

•首先是水团俯冲在亚热带盆地可以通过内部通信窗口和随后的等纬面赤道流到达热带地区。Gu和Philander(1997)提出，这种联系在年代际时间尺度上的气候变率中起着至关重要的作用(图4.76b)。raybet雷竞技最新

•第二，在亚热带盆地俯冲的水团可以到达热带。这些水团向西移动，到达流向分叉的西部边界，部分水以赤道向西边界流的形式流动，最终形成赤道向东的潜流。

•第三，在西界分岔处，部分俯冲水通过向极地的西界流回流到中纬度地区。这部分俯冲水不算作副热带细胞;另一方面，通过第一和第二通道移动的水团构成副热带单体。

•在赤道带，地下水团加入向东的赤道潜流，最终通过赤道带被抬升到地表赤道上升流由东风沿着赤道。需要强调的是，这一阶段的上升运动基本上是绝热的，没有太多的双柱流混合(Bryden and Brady, 1985)。如前一节所讨论的，在理想流体模型中，潜流可以描述为惯性边界流。

•赤道外的Ekmanflux将水带回中纬度地区。赤道外，埃克曼通量的局部收敛引起了埃克曼泵送，将水推入温跃层，从而完成了循环。

正如下面所讨论的，并不是所有的亚热带水都能通过混合层的底部到达赤道。在亚热带和热带之间存在一个内部交流窗口的窒息纬度;只有一部分潜入亚热带温跃层的亚热带水可以通过这个窗口，从而形成亚热带细胞。俯冲的副热带水的其余部分向西转向并到达西部边界，在那里洋流分叉。该西部边界流的赤道分支对副热带环流有贡献;另一方面，它向极地的分支无法到达赤道带，对副热带单体没有贡献。

在阻塞纬度向赤道一侧，由于局地Ekman抽吸引起向赤道的地转流，向赤道输送继续增加。这种额外的水的运输也通过与副热带细胞相似的两个途径，最终以赤道外埃克曼运输的形式返回极地，从而完成了细胞。因此，这一额外的输送应被划分为热带环流单元的一部分，如图4.76a所示。

上述机制适用于太平洋和大西洋盆地，其中赤道带的偏东风占优势;然而，在印度盆地，赤道带盛行西风带，赤道环流的动力学与本节所讨论的不同。

从热带太平洋的氚数据确定的通信窗口

亚热带海洋和热带海洋之间的联系可以从这些区域的示踪剂分布中确定。事实上，这种联系最初是通过示踪剂研究发现的。示踪剂观测表明，在上层，氚在北赤道流自1974年以来减少，而北赤道流以南的氚从1965年到1979年增加。因此，在中纬度海洋和赤道海洋之间交流的亚热带单体的流动具有10年左右的时间尺度特征。由于氚的半衰期为12.4年，它可以作为十年时间尺度上的气候变化的良好示踪剂。raybet雷竞技最新

20世纪70年代和80年代通过示踪剂研究确定了内部交流窗口。Fine和她的同事(Fine等。、1981、1987;McPhaden和Fine, 1988)分析了氚数据，发现沿赤道140°W附近有一个局部氚最大值(图4.77和4.78)，他们正确地将其归因于亚热带海水通过俯冲进行的通风。由于氚的局部最大值与赤道带西部的任何高浓度氚无关，因此很容易看出氚的这种局部最大值的存在不能归因于赤道潜流。

在本节中，我们将讨论通过室内通信窗口的体积通量，使用仅基于风应力数据的简单索引。这个指数可以用来说明热带和亚热带之间的内部交流的不对称性质。此外，该指数还可以用来推断内部通信的年代际变化。

ITCZ与亚热带和热带海洋的交流

赤道附近风应力的主要特征之一是赤道附近风应力的存在热带辐合带(ITCZ)在北半球。经向剖面上脊状特征的存在表明在ITCZ附近Ekman泵送速率为正。密度剖面上的这种脊线可以解释为位涡度势垒

氚(图)

1973-1974年西经125°站的地球剖面

继续阅读:N 25n 30n 35n 40n 45n 50n

这篇文章有用吗?

0 0