退化湖泊盆地范围内波

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图7 (a)波函数垂直模式的概要文件(m = 1),一个两个(m = 2),和三个(m = 3)支持的一个常数N分层。(b)特征速度概要codC / dz波函数所示面板(a)。

深度。很深的湖泊,例如,贝加尔湖H = 1637,这相当于衰变周期超过一个月。

野外观察表明盆地范围内波的变性的发生主要是由于湍流生产TBBL而不是室内;观察耗散和混合超过十倍TBBL比室内(见底栖生物边界层(河流,湖泊和水库))。退化可以通过四种可能的发生机制:(1)粘性阻尼的湖面波动电流TBBL,(2)在室内剪切不稳定的形成,(3)非线性内波的产生,将倾斜的地形;和(4)的形成内部液压的跳跃。通过计算每个机制将发生的时间尺度,政权已经划定的特定机制将主导(图8)。根据定义的政权是逆Wedderburn数W = / h1和的深度季节性温跃层(h1 / H)。尽管严格适用于矩形匹配的狭长的小湖泊系统中使用的分析,该政权图已被证明适当预测野外观察从不同的湖泊(表2)。下面将描述退化机制。

深湖/浅温跃层浅水湖泊/深温跃层

图8分析政权图显示的退化机制湖面在长矩形湖泊。政权为特征的归一化初始迫使规模=仅供参考/ h1和季节性温跃层的深度(h1 / H)。实验室观察也策划(*,Kelvin-Helmholtz (k - h)巨浪和孔;破碎的undularbore;一个孤独的波浪;□,趋陡;o,阻尼线性波)。从角哒,Imberger J,艾维GN(2001)在湖泊大规模界面重力波的退化。流体力学杂志434:181 - 207。

深湖/浅温跃层浅水湖泊/深温跃层

机制1:阻尼线性波

在相对平静的情况下(W ^ 1 < - 0.2)弱湖面开发、TBBL由粘性阻尼。湖面波动振幅和电流不够孤波生产、剪切不稳定和/或超临界流。这个政权对应于政权在图4。盆地规模的时间尺度与粘滞阻尼假潮TD估计从湖面波动能量的比值的能量耗散率底栖生物边界层etbbl:

湖面波动能量

etbbl湖卷TBBL卷

1到10 d(中等大小的湖泊)

湖内的能量耗散£Intelior是被忽视的,因为观测研究表明,etbbl > 10 einterior。粘性振荡衰减更复杂的模型可能会发现下面的引用。

政权4:Kelvin-Helmholtz巨浪

Kelvin-Helmholtz不稳定可以形成由于数量的机制。强强制条件下和温跃层的方法中深(> -0.8 - > -0.3),seiche-induced电流将足够强大来克服分层的稳定效果。剪切不稳定会发生在孤波可以生产和/或假潮是由粘性阻尼的。剪切与其他过程,如表面风应力,可以从湖面波动引起的电流增加,引起较弱的强制条件下不稳定。

剪切不稳定表现为高频内波,通过斜温层共同特征的湖泊和海洋。海浪是增长的早期阶段的不稳定和正弦概要,10 - 50 m - 10 ~ 2赫兹频率,波长和振幅1 - 2米。根据分层的细节和速度剪切档案、剪切不稳定可能是分类根据他们的配置文件(例如,Kelvin-Helmholtz巨浪,Holmboe波或组合)。不稳定生长指数小流中的随机扰动,导致快速退化作为局部湍流混合的补丁或滚滚(见小规模动荡和混合:能量通量分层的湖泊)。这个过程示意图见图9所示。

不断分层流,稳定行为是由Taylor-Goldstein方程,它可以显示一个梯度理查森数

大多数观察政权下降2 > ~ 0.3)和内部假潮将会沦为非线性内波。温德米尔湖,baroclinlc倾斜是较弱的< ~ 0.3)和主要反应是一个阻尼振荡。后角哒,Imberger J,艾维GN(2001)在湖泊大规模界面重力波的退化。流体力学学报434:181 - 207。来源

1。索普SA,大厅,克罗夫茨(1972)内部激增的尼斯湖。自然237:96 - 98。

2。莫蒂默CH和W(1982)内部波角动态及其影响在苏黎世湖的浮游生物。Vierteljahresschr。Naturforsch。全球经济。苏黎世127 (4):299 - 318。

3所示。堆NS和挪威的AE(1966)风对水湖狭窄的两层的影响。英国伦敦皇家学会哲学学报259:391 - 430。

4所示。农民DM(1978)观测的非线性内波在一个湖泊。《物理海洋学8:63 - 73。

5。Hunkins K和Fliegel M(1973)内部undular激增塞内加湖:孤波的自然发生。地球物理研究杂志》78:539 - 548。

6。Wiegand RC和卡马克E(1986)内波的气候学深湖温带。地球物理研究杂志》91:3951 - 3958。

7所示。雷明U(1987)的结构和动力学在Baldeggersee内波。湖沼学和海洋学32:43 - 61。

8。Saggio Imberger J(1998)内部分层湖波天气。湖沼学和海洋学43:1780 - 1795。

大多数观察政权下降2 > ~ 0.3)和内部假潮将会沦为非线性内波。温德米尔湖,baroclinlc倾斜是较弱的< ~ 0.3)和主要反应是一个阻尼振荡。后角哒,Imberger J,艾维GN(2001)在湖泊大规模界面重力波的退化。流体力学学报434:181 - 207。来源

1。索普SA,大厅,克罗夫茨(1972)内部激增的尼斯湖。自然237:96 - 98。

2。莫蒂默CH和W(1982)内部波角动态及其影响在苏黎世湖的浮游生物。Vierteljahresschr。Naturforsch。全球经济。苏黎世127 (4):299 - 318。

3所示。堆NS和挪威的AE(1966)风对水湖狭窄的两层的影响。英国伦敦皇家学会哲学学报259:391 - 430。

4所示。农民DM(1978)观测的非线性内波湖。《物理海洋学8:63 - 73。

5。Hunkins K和Fliegel M(1973)内部undular激增塞内加湖:孤波的自然发生。地球物理研究杂志》78:539 - 548。

6。Wiegand RC和卡马克E(1986)内波的气候学深湖温带。地球物理研究杂志》91:3951 - 3958。

7所示。雷明U(1987)的结构和动力学在Baldeggersee内波。湖沼学和海洋学32:43 - 61。

8。Saggio Imberger J(1998)内部分层湖波天气。湖沼学和海洋学43:1780 - 1795。

是不稳定的必要条件但不是充分条件(Miles-Howard标准)。滚滚流发生在薄层(-10厘米厚),钻井平台较低,有接口锋利的密度梯度。通过滚滚,界面变得更加分散,取而代之的是剪切层厚度0.3 d - (AU) 2 / g’,非盟是速度跳过接口。由于滚滚,流动变得稳定,除非非盟增加(例如,由于增加风应力)或d降低(例如,由于混合层加深)。日益不稳定的频谱理论上是可能的,但是最不稳定模式波将波长= 2 p / k - 7 d。

Taylor-Goldstein方程应用于野外观察表明,最不稳定的频率模式略低于最大浮力频率通过斜温层。这是因为流体包裹流离失所的平衡密度的垂直位置,发生在一个不稳定的增长,将会受到浮力部队因突然密度异常的环境。流体包裹将振荡波频率N直到运动摩擦阻尼由粘度或演变成湍流翻腾,坍塌。流体包裹不会自然振荡频率大于N,所以在这些频率波不会传播;N是因此限制高频截止为内部波运动。

内部湖面产生大量垂直剪切由于斜压流逆转跨层界面(图2 - 5)。这种剪切周期的大小和最大值时,接口是水平(例如,T1/4)和所有波的能量动能的形式。大量国际扶轮可以应用在离散层分离的接口

预测不稳定的形成。如果背景流是时变的,要么必须维护条件Ri = 1/4超过不稳定的增长和滚滚时期Th - 20 (AU) / g”或扶轮必须< < 1/4。价值观的湖泊的分钟或更少。

剪切不稳定可能发生在湖泊、节点位置的垂直剪力最大,底部的表层在大风情况下,上下表面的温跃层

图9显示示意图Kelvin-Helmholtz剪切不稳定的增长和湍流退化导致diapycnal分层流体的混合。状态显示为速度(u)和密度(p)概要(a)和(b)等密度的表面,箭头表示流向的地方。(b-j), A和B是固定的点线表示表面的流和恒定密度(等容度)。改编自莫蒂默CH (1974)。湖泊水动力学。Mitteilungen Int版本Limnol 20: 124 - 197,在索普SA(1987)过渡现象和分层流体湍流的发展:一个回顾。地球物理研究杂志》92:5231 - 5248。

而导致的飞机垂直mode-two斜温层的压缩,河支流和水库附近提取层,和在地区有流在粗糙的地形。

机制3:超临界流

内部水跃发生在分层流从超临界转变(Fr2 + Fr | > 1)亚临界(F ^ 2 + Fr ^ < 1)流条件,上下两层弗劳德数定义为Fr2 = U2 / g 'h1和Fr ^ = U22 / g 'h2。尽管他们是更常见的在海洋的潮汐流在地形特性(例如,骑士进口底槛);内部水跃发生在湖泊。

进步的跳跃时形成超临界流(重力造成的电流流入,风事件或温跃层jet)传播到一个安静的地区。流在一个地形特征会导致固定跳李的障碍。局部能量耗散和混合发生跳跃和电磁波临界点附近Fr = 1。

液压现象在湖泊的影响和分布不清楚。

机制2:孤波

在小到中型湖泊受到中度迫使(0.3 < w1 < 1.0),非线性变得显著,线性波动方程不再完全描述波进化。除了线性驻波(由对称余弦组件组合在一个驻波模式),不对称非线性波组件产生的风诱导温跃层倾斜。不对称的组件组合成一个进步内部波模式。downwelled流体变成分散包sub-basin规模内波的抑郁(图10)称为非线性内波(NLIWs),而upwelled流体演化成进步的非线性盆地规模波,称为稀疏或内部。

弱非线性Korteweg-de-Vries (KdV)方程在数学上描述了生成和单向发展的NLIW风致温跃层的设置

在非线性系数=(3有限公司/ 2)(h1, h2) / h1h2和色散系数b = h1h2/6。最初,内部增加传播下不稳定之间的平衡(兽人/ 01)和非线性弧(0 rc /牛)。随着非线性越来越明显的波形将趋于陡峭和波阵面趋于垂直(图10)。这发生在趋陡的时间尺度

波趋陡导致色散项brc (03 rc / Ox3)成为重要,最终在t = Ts平衡非线性趋陡,主要生产高频NLIWs(图10 d)。

在许多湖泊,NLIWs波形匹配KdV方程的一个特解t) = asech2 ^

x ct

这些被称为孤波。孤波的最大振幅,c,孤波速度和水平长度尺度特征1 c =公司H - aa和12 = 12 - 3 aa

风致温跃层抑郁

进步的内部波

进步的内部波

NLIWs传播向斜坡

图10显示示意图NLIW包的进化。(一)初始风诱导温跃层抑郁,(c)形成累进飙升通过非线性趋陡,进化(de)的色散NLIW包在t = Ts。案例显示,风一直吹不到T1/4和稳态倾斜整个温跃层(即尚未实现。上升流不会发生)。这是一种常见的发生在长(-100公里)窄湖泊(例如,塞内加湖,Babine湖,等等)。

图10显示示意图NLIW包的进化。(一)初始风诱导温跃层抑郁,(c)形成累进飙升通过非线性趋陡,进化(de)的色散NLIW包在t = Ts。案例显示,风一直吹不到T1/4和稳态倾斜整个温跃层(即尚未实现。上升流不会发生)。这是一种常见的发生在长(-100公里)窄湖泊(例如,塞内加湖,Babine湖,等等)。

KdV方程揭示了一些有趣的孤波的特征。在两层系统中他们总是伸出到厚层,所以通常观察到一波又一波的抑郁在温跃层。如果接口发生在中深!0;从而防止非线性趋陡和随后的孤波的一代。此外,在h - h2的依赖表明,非线性程度不仅取决于界面位移的大小,而且还作为分层的层的相对高度。

波包的色散性质是显而易见的从波振幅和波速c之间的关系;光谱的波在一个特定的数据包将军衔命令根据振幅(图10 e),并将随着时间分散传播。估计数量的孤波振幅,而超出了本文的范围,可能从薛定谔波动方程获得。

表面孤子

内部孤子

表面孤子

内部孤子

图11显示一个内部的通道示意图孤波在一个两层的分层流体。虚线轮廓的水粒子速度等风速线和箭头表示流的大小和方向。表面一个小孤波的振幅- (p2 - p1)伴随孤波和导致撕裂或光滑的表面。奥斯本AR和伯奇TL(1980)内部孤子在安达曼海。科学》208 (4443):451 - 460。

图11显示一个内部的通道示意图孤波在一个两层的分层流体。虚线轮廓的水粒子速度等风速线和箭头表示流的大小和方向。表面一个小孤波的振幅- (p2 - p1)伴随孤波和导致撕裂或光滑的表面。奥斯本AR和伯奇TL(1980)内部孤子在安达曼海。科学》208 (4443):451 - 460。

实验表明,NLIWs可以包含多达25%的能量(猿)引入内部风的波场。在大湖,他们可能有振幅和波长一样大-20和50 - 1000 m,分别在c - 0.5 - -0.75 ms-1和旅行。速度场与大的振幅NLIWs有关,常见的海洋,将形成一个光滑(rip)水面(图11)允许他们使用岸上,定位和跟踪空中和卫星图像。