V2

的运营商分别总时间导数和拉普拉斯算子。

找到大海水的密度籍的线性状态方程的形式是使用:

027 - 1.000 (a + b (p0 + p) l, b和p0是参数定义为= 1779.5 + 11.250 - 0.074 592 - (3.8 + O.O10);b = 0.698;p0 = 5890 - 380 O.37502 + 3 s;克/立方厘米的密度是衡量;盐度的温度6摄氏度,% o。

在大气子模型的外观水压不稳定被认为是可能的。它是通过对流的方式得到调整,也就是说,通过瞬时平衡的温度和盐度资料零用钱是后者的整体保护。

上海洋层的垂直结构决定,除了对流,被风混合。其效果描述的框架内提出的地方上混合层模式克劳斯和特纳(1967)。在海洋表面垂直速度是假定为零,和组件的风应力和垂直涡通量大气的热量和盐确定子模型被认为是规定。消失的无流动条件和条件指定的垂直热量和盐通量在底部。海岸线速度的法向分量和水平的热通量和盐被认为是零。方程组和边界条件是辅以海冰厚度的演化方程,考虑海冰厚度变化的可能性,由于当地因素(吸积、融化、升华等)和厚度的影响海冰漂移速度。

当解决海洋子模型方程交错网格细分辨率的标准使用西海岸附近。在高纬度地区电网一步减少,空间傅里叶滤波的过程。海洋是沿纵向分为12层的厚度增加与自由表面的距离不均匀,底部。

第一个数值实验的框架内域的耦合模型进行了代表截球形领域。从西到东由经络有限分离为120°,从南到北,相似之处±81.7°。大气和海洋的带状延伸到处都是假定为平等排除高纬度的地区。这样配置域的问题类似于大西洋相邻北美和南美。大气中周期性条件规定在经脉和流体的边界条件在指定边界相似之处。陆地和海洋表面被认为是平的,海洋的深度被4公里。克服的困难与不同的大气和海洋的热惯性,一个人工同步,也就是说,结合海洋状态在每一个时间步上大气的状态,实现了。这是使用一个过程相当于执行一个指数滤波器的加权函数等于X ~ 1 exp (t / X)当t < 0 0 t > 0,其中X是时间常数等于一个星期。

集成模型的方程的分析结果表明,海洋中的热传输的津贴会导致大气的冷却在低纬度和中纬度的加热。又一个降低温度赤道和温带的区别导致纬向环流的减弱,而且,由于斜压大气不稳定,宏观湍流动能的减少在温带和套圈强度子午细胞。热平流在亚热带的海洋也有利于深化和极地大气压力最大值和气压的抑郁症在温带纬度提供空气加热的运输模型的海洋到东海岸的大陆。寒冷的存在赤道上升流影响减少海洋的热带区域的降水率及其在大陆增加。在亚热带和高纬度地区副热带环流的温水运输增加了切合实际的和潜在的转移从海洋到大气层,以及欧洲大陆的东部沿岸降水;北部的纬度这种运输导致的外观类似的效果在大陆的西海岸。总的来说,使用耦合海洋——计算的结果大气模型是比使用更现实的模型,海洋的“沼泽”表示零热容。

随后,上述数值实验的主要结果是确认更详细的计算进行了应用于大陆和海洋的真正几何。网格计算进行包含九个水平大气和海洋中12的水平。空间的步骤是等于500公里;大气和海洋国家同步实现等同1.3大气海洋到430年。

让我们住在海洋领域的计算的结果。尽管热体制尚未达到平衡,海洋温度分布是非常类似于观察到的温度分布。它也能够模拟全球盐度分布的主要功能:在大西洋盐度高于太平洋,在太平洋被发现在南方高于北方。同时,该模型正确再现的经向环流海洋,形成两个细胞在赤道上升流和下降在高纬度地区。事实证明,经向热传输发现达到最大的亚热带的温盐和漂移组件在哪里当前的速度面向一个方向。另一方面,在温带,漂移和温盐组件是面向相反的方向经向热传输减少。

随着上述之间不可避免的descrepancies计算和观察到的领域海洋特征可以提到。他们主要担心过高的温度和极地高纬度,低估的盐度、明确表示在北大西洋和环流的强度的弱化。过去的情况,以及低估的高纬度寒冷的深海的生成速率,是解释说,根据Manabe et al。(1979),缺席的日晒的季节性变化模型。

包含日晒的季节性变化小的变化模型(系数的垂直和水平涡流扩散的势头,海洋中热量和盐度规定深度的函数;同步是由等同两年大气海洋到1200年)改进的繁殖数量的气候特征的海洋大气系统等的分布在北极浮冰和北半球积雪的大洲。考虑季节性周期的日晒导致不切实际的消除大型海冰厚度(现在大约3米而不是之前35米)和连续积累的雪。

时空分布的纬向平均表面空气温度在海洋和陆地变成了非常令人满意的。具体地说,它可以模拟一个相移(滞后)和减少季节性振荡的振幅在海洋表面空气温度相比,它们的值在温带和低纬度地区土地日益早些时候发生的最大接近北极高纬度地区。最后一个特性是影响造成的海冰防止海洋和大气之间的热交换,从而导致海上气候的变换成一个大陆。raybet雷竞技最新

一个类似的结论,时空分布的模拟的准确性气候特点,可以对平均(在北半球和南半球)值的空气温度在不同高度的大气,和海洋表层水温在不同深度层。从图5.8可以看到,在北半球的土地占地面积约40%的半球季节空气温度振荡的振幅增加当接近底层表面,主要是因为高可变性的反照率与大陆上的雪的出现和消失。没有找到这个功能在南半球。季节性周期的图还显示了不对称的海洋表层水温层:从年度平均值最高的积极离职温度在夏季高于冬季最大负离职近0.5°C。这是冬天的存在对流的原因限制海洋表面温度的下降,和的季节性温跃层屏蔽温暖的上层从寒冷的深海。这个特性是复制的模型。

也是如此,参照热含量的季节性变化和经向热传输的大气和海洋。成立由Manabe et al。(1975),在温带大气中的经向热传输需要最大值开始的冬季和最小值在夏天的开始,大部分由于适当强度的斜压不稳定的变化。在低纬度地区经向热传输甚至是负的,也就是说,从北到南。在赤道地区这是执行的哈得来环流圈运输从夏季北半球冬季半球热量。

获得的数据表明经向热传输之间的密切相关的海洋和纬向大气环流的强度:赤道的热传输是由于西风的作用,并向极的作用东风。冬天当西风

图5.8季节性变化的半球平均气温(°C)在不同高度大气和水的温度在不同的海洋深处,据Manabe et al .(1979):(一)北半球;(b)南半球。

同时,东风成为强,热传输杆增加热带中纬度海洋和减少的。这个功能复制模型是在良好的协议与实际数据。季节性振荡的振幅的经向海洋的热传输更糟糕的协议(他们是几次低估)。但是最糟糕的是,低估无法解释。

季节性海洋表面温度的振荡的振幅在北半球中纬度和高纬度地区的地表气温南半球也被低估。另一方面,季节性的振荡的振幅大气的热量内容高纬度地区和季节性振荡的振幅的潜热雪和海冰被高估了。列出的差异解释了Manabe et al。(1979)在处方朦胧不准确的结果(尤其是观测数据不可用,朦胧在南半球的领域被认为是一样的在北半球),和过低的值的质量输运主要的洋流。

IOAS模型

这个模型的主要区别(见Zilitinkevich等,1978)GFDL模型的拒绝是海洋和大气的人工同步状态,和海洋的细分上活跃层自然与大气中,同步和深海,这是分开计算的状态。这种方法是设计用来描述(即相对短程的过程。、季节性振荡和年际变化)深海的状态可以被视为规定第一次近似。

模型由四子:自由大气,大气行星边界,海洋活性层,和深海。模拟的气候状态自由大气hydrothermodynamic方程中使用完全相同的形式在GFDL模型;他们是杰出的物理过程参数化的方法。参数化的小规模底层表面与大气之间的相互作用接受IOAS模型是基于埃克曼边界层相似理论,后者被认为是淹没到低网格层包含大气质量总数的15%。这一层的时空变异性的帮助下计算方程,和垂直结构被认为是普遍的,也就是说,作为埃克曼边界层相似理论的预测。

计算的特点实现底层表面与大气之间的相互作用的框架内阻力定律,热量和水分交换考虑的影响密度分层和陆地上的底层表面粗糙度的变化。确定底层表面温度的热量预算方程;海洋中这个方程可以确定产生的热通量在海洋大气界面。在冰雪覆盖的海洋表面温度的上表面发现在相同的方式,在陆地上,也就是说,它假定完全隔离的冰海洋从大气中。永久性冰雪覆盖,包括浮冰,限制了,不允许表面温度高于0°C。假设在这种情况下产生的热通量是消耗的冰融化。

IOAS模型使用粗大气的垂直分辨率:后者分为层与界面高度1.5,4.5和11公里。但GFDL模型不同,云不是规定从经验公式确定气候数据,但在每一个时间步。计算的方案辐射fluxe年代也简化了按照粗糙的垂直分辨率。三级云的影响,考虑到水蒸气的吸收。中尺度对流和水蒸气相变计算以类似的方式在GFDL模型的均衡,而是相对湿度随高度的相似条件对流传输特定的湿度和潜在的使用温度。

由于可用的计算机资源的局限性的影响,盐度在海洋活性层不考虑。垂直运动的影响,不考虑,和泥沙水平分量的流速在活性层分解为气候选民借用了深海子模型和漂移成分由风压力。它还认为热结构的海洋活性层具有普遍性:有一个独特的上混合层和它的底层温跃层和自相似的温度分布。温度低活性层的边界从深层子模型,和温度和厚度上混合层的热量和决心狂暴的能量预算方程在活性层的深度集成。

这些方程由下列补充算法,大致描述了冰盖的影响:如果温度发现热预算方程的海洋表面变得不到大海水冻结点(- 1.8°C),假设冰出现,完全隔离从大气中活性层。因此,由此产生的热流在大气中的空气界面和动能通量到海里被假定等于零,和subice上混合层的温度等于规定的海水冻结温度。这样做,上冰表面的温度确定海面热量平衡方程的假设产生的热通量等于零。只要上冰表面的温度会高于海水冰点冰消失。

二维hydrothermodynamic海洋全球环流模型,提出·卡根et al。(1974),作为深海的子模型。它是基于以下假设:海水密度只取决于温度;后者发生的变化只在2公里的斜压层厚度低于该温度是固定的,而在层本身的形式提出了一些标准的产品功能的垂直坐标和所需的水平坐标和时间的函数,从热传输方程确定集成在整个海洋的极限厚度。速度出现在这个方程的正压组件发现积分方程的流函数;垂直平均速度的漂移电流从埃克曼方程确定的规定在海面风应力。最后,垂直平均气压的速度分量估计的帮助下quasi-geostrophic关系。指定的边界条件以这样一种方式提供实现热量和质量守恒定律在海洋世界。

深海的方程式子模型集成的经度网格5°角分辨率从最初的国家遵守休息的状态水平均匀(但沿着垂直分层)海洋,建立平衡机制。风应力和由此产生的在海洋表面热通量计算的年平均气压、空气温度和辐射预算在海洋表面波文比等于0.5的固定值。注意,只有字段的当前速度和温度低活性层的边界需要提供海气耦合模式。

大气子模型的方程和活跃的海洋层集成在栗原市的球面网格水平约1000公里。年度平均经向分布大气温度海洋上混合层,绝热空气温度的垂直分布,没有风,以及常数(水平面)值的表面大气压力、相对空气湿度和上混合层厚度作为初始条件。

计算使用大气和海洋的自然同步状态进行了一段1000天,日晒的季节性周期的零用钱。atmosphere-active海洋层系统的平衡quasi-periodical政权达成了大约一年。到那个时候mass-averaged风速达17米/秒(40 m / s在上层);大气的mass-averaged温度达到244 K;底层的表面温度达到282 K(最低月平均的值在南极和非洲北部的最大分别等于234 K和308 K);纬向的平均湿度相当于1.6 g / kg;朦胧的总分数达到0.47;蒸发和降水达到约3.1毫米/天;净辐射通量底层表面达到470 W / m2(80%的通量花作为地表长波辐射,剩下的20%用于蒸发和显热交换)。在海洋大气压力是小于土地(994对1040 hPa),另一方面,空气温度、含湿量、阴沉、蒸发和降水更(5°C, 0.9克/公斤,分别为0.4和2.9毫米/天)。

模型可以模拟大气温度的时空变化的主要特征,降水、蒸发、朦胧,组件的热量预算和垂直在海洋表面质量流量,以及海洋上混合层的特征:它的温度和厚度。为了确认上述我们提到,特别是季节性变化的模型检测到不对称空气温度对赤道与陆地和海洋之间的不同关系地区两个半球;冬天最大的降水赤道地区在热带海洋和夏天最大的土地上;增强温带海洋蒸发的冬天和夏天在陆地上的增加造成的温差下垫面和大气;朦胧的优势海洋而不是在这片土地;为期6个月的季节性振荡之间的相移产生的热通量在北半球和南半球的海洋表面;最后,增加质量通量的季节性振荡的振幅温带海洋和保留的最小值在赤道在整个一年。最后一个特性是由于空气温差小,屏蔽云的影响。

的全球分布上混合层厚度获得使用IOAS模型表明,从一开始的夏季加热减少几十米的温带和亚热带的120 - 150米。在夏天它的分布特点是强烈的空间变异性。在冬天期间上混合层延伸几乎在整个海洋活性层。

CC sba模型

这个模型(它的详细描述中可以找到Marchuk等,1984)不同于上述模型的更多的经济数值算法。结合的基础是使用两种类型的分裂(时间导数算子和对流传输和扩散算子)导致积分的满足质量守恒定律,角动量,能源(绝热近似),水分等。在这里强调的是合适的,该算法使我们有更大的时间步长进行集成比接受传统的差分方案。

大气CC sba模型包含的子模型的演化方程风速的纬向和经向组件,特定的湿度和表面压力。为了设计一个绝对稳定的差分格式前四方程使对称的过渡从u, v, T, q变量pll2u, pl / 2 v、plJ2T和pl / 2 q。参数化的水平涡流粘度进行一个备抵两个条件。即词描述的水平动量扩散需要耗散,角动量是被保留。这些条件得到满足以下表达式:

- kH (j - 1 - kHa cos cp -

_dX dX dq > dcp a2 cos2 cp

像以前一样,= p / ps, kH水平涡粘性系数。的确,我们FA乘以u, F (p, v和集成在整个区域的大气。然后,例如,对于uFx得到uFxa2因为cp dXd (p =

因为(p d < p d r 3 5 (u

cos3 cp dXdcp < 0,即耗散。进一步,我们外汇乘以cos (p和集成在整个区域的大气。因此我们获得

Fxa2 cos2 (p dXd < p = 0,角动量守恒。水平涡流扩散的热量和水分是传统的参数化方法:

的大气行星边界层参数化方案减少挑出对数层和覆盖层范围内充分混合的风速、温度和湿度随高度被认为是常数。同时,假设的位置上边界的行星边界层伴随着网格级别接近底层表面,和风速矢量之间的夹角混合层,底层表面风应力保持不变,等于30°-的额外收入热带地区在海洋在土地、20°,10°冰。在热带地区这个角被认为是等于零。估计涡通量的动量,热量和水分在著名的大部分海洋表面阻力和换热系数公式的应用取决于风速和分层。

对流的过程调整的参数化和大规模凝结是类似于在GFDL模型来执行的。云计算使用的实证关系的一部分。云的厚度,反照率和吸收能力,以及海洋的反照率表面和冰,臭氧和二氧化碳浓度,被认为是固定的。地表的反照率的函数确定水当量的积雪厚度。

海洋CC sba模型的子模型包括完整的海洋hydrothermodynamic方程组,这没有多少区别,采用GFDL模型。但是解决的方法不同。为此目的而使用分裂技术的扩展空间算子分解成一系列简单的。在GFDL模型、人工同步介绍了大气和海洋的状态,即一年大气等同于海洋约100年。的时间采样之间的信息交换是选择适当的大气和海洋的子特征的混合时间x 100海洋上混合层厚度。x = 14天时间步等于40分钟在大气和海洋中两天执行信息交换每六大气和海洋每七步骤。所有大气数据传输到大海子模型在时间和平滑指数滤波器的模拟的区别。

1月平均条件描述的模型进行了测试。计算分两个阶段进行。首先,平衡a2 cos2 cp IdA的政权

+ cos < p - (kHa cos cp - T, q dcp \ d (p

+ cos < p - (kHa cos cp - T, q dcp \ d (p与固定海洋表面温度和大气环流的规定分布海洋和大陆冰计算。然后用四层海洋子模型在垂直的运行。这些水平位于100、500、1500和3000。计算的总持续时间达到11年海洋之后,也就是说,相当于大气两个月。

结果的分析检测普遍下降海洋的温度北半球和南半球温带和高纬度地区。自然,这影响大气环流。具体来说,有一个转变热带带降水约10°南方,一个减少(特别是在南半球)经向温度梯度的降低(约25%)的可用势能转换成动能,直接哈德利的增强细胞在北半球和疲软的相反套圈细胞在两个半球,风应力的降低,低压中心的深化在南半球的大洲。

考虑海气相互作用的影响意味着以下的事件序列。起初,西部海岸的太平洋西北印度洋的一部分,水温出现的负面异常导致的强烈的西部边界电流和上升流的增强。反过来,这导致经向环流增强,平滑水平温度梯度的海洋和海洋和大气之间的相互作用的削弱。

NCAR的模型

该模型不同于GFDL模型主要由有限差分方程的近似大气子模型在垂直方向;参数化的次网格尺度的物理过程;通过大气和海洋的同步状态的方法。在NCAR模型大气分为八层,每3公里厚。因此,辐射通量的计算方法,混浊和涡流动量通量,在底层表面热量和湿气,以及后者的温度,修改。具体地说,在计算辐射问题,更准确的吸收功能短波辐射使用和传播的长波辐射,各种类型的潜在的吸收性能考虑到表面。日晒的昼夜变化明确描述。低收入和中等水平的部分覆盖云从实证关系决定。的基础低端云层位于1.5公里的高度和云的顶部是固定的。中层云是假定为无限薄。上层云的部分规定的气象资料和他们的基地被放置在一个高度10.5公里的赤道和7.5公里的两极;厚度为1.5公里。

艾迪动量通量,计算热量和水分,考虑阻力和换热系数的依赖表面大气分层的层,底层表面的温度和表面的类型的津贴。三种类型的下垫面指出:海冰海洋表面,表面和地表覆盖和覆盖着植被。反过来,海冰表面和地表覆盖着冰雪不分化取决于他们是否被雪覆盖着,并根据土壤水分。每种类型和子类型的下垫面被分配一个特定价值的反照率,认为是一个函数的雪的厚度和太阳天顶角。在植被,植被和底层表面的温度差别,蒸腾蒸发,以及风的垂直结构的变换在植被,将被考虑在内。的详细描述大气NCAR模型的子模型提出了华盛顿和威廉姆森(1977)和华盛顿et al。(1980)。

海洋NCAR模型的子模型没有多少区别,使用GFDL模型。与后者相比,水平的NCAR模型排除了影响交通和摩擦方程描述海冰厚度的进化(因此,海冰模型成为一个纯粹的热力学模型),并使用其他值系数的水平和垂直涡流扩散的热量和动量。离散化在垂直方向产生不同:海洋分为四层的厚度(上图)50、450、1500和2000。

大气和海洋的同步状态的方法减少以下。大海子模型的方程结合固定(1月、4月、7月和10月)的大气参数值的五年。底层表面的温度和海冰区获得去年的这一时期被用作初始信息集成的方程时大气子模型分别为每个上面提到的四个月。获得的大气参数的值被认为是海洋的初始值,当积分方程在第二个五年期间子模型。的大气参数对应于每一个四个月的年度周期的发现这是一直持续到准平衡机制是建立在所有海洋大气系统的链接。据华盛顿估计et al .(1980),这种同步的方法,从计算的观点来看,是十倍比批准GFDL模型更有效。

区域的空气温度,纵向风速平均纬向组成部分,海洋表面温度,流速上50米层及其潜在的海洋层450米,垂直速度,最后,这些层之间的接口获得的第四个五年原来是接近观测的质量而不是数量。例如,1月0等温线在北纬38°N根据计算结果,在纬度50°N根据观测数据。这低估了空气温度的计算值在北半球的冬季。接下来,根据计算结果各级夏季空气温度在该地区对流层最大40 - 50°N,这不是证实了观测数据。我们还要注意一个高估的经向温度梯度在北半球和南半球的一个转变赤道区西风在南半球的冬季和夏季北半球和很大的差异(在高度和方向)之间的计算和观察到的风速度在南半球的高纬度地区。

模型模拟的季节性变化的主要特征的海洋表面温度和热赤道的位置正确。但水平温度梯度在墨西哥湾流的区域和Kurosio被低估,和温度的值在亚热带和情理之中是高估了与观察。第一个情况是由粗网格分辨率(5°),第二个被低估的风速及其相关的减少在海洋和大气之间的热交换,和热传输的漂移电流。是强调,高估的表面温度在南大洋导致南极周围的海冰减少。根据作者的模型这是由于相同的原因和处方的太大的价值水平涡流热扩散系数。

计算和观测领域的定性协议是令人满意的。我只想说,在第一次网格层(图5.9)南极绕极流,墨西哥湾流,Kurosio,西澳,加州和Bengwale电流是显而易见的。向西赤道洋流在大西洋和太平洋发现第二网格层,和狭窄的太平洋赤道逆流发现在第一层。(比如一些电流Agulhas和拉布拉多)都没有了

180年“90 'w 0 90本部180”

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经度

图5.9电流领域在世界上50米层海洋今年1月,据华盛顿et al。(1980)。

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经度

图5.9电流领域在世界上50米层海洋今年1月,据华盛顿et al。(1980)。

由于粗网格分辨率。所有电流的速度是大约三分之一的这些观察到的。

实际上所有上面提到的可以应用于垂直运动速度。模型模拟密集赤道上升流和地区北部和下降位于15 - 20°南部的赤道。在这两种情况下极端的垂直运动速度(根据计算结果和观测数据)发生在东部的太平洋。但垂直速度的计算值海岸上涌地区是不到这些观察到的。这原因是相同的:粗网格的空间分辨率。

OS U模型

俄勒冈州立大学模型(见盖茨et al ., 1985年,汉et al ., 1985)不同于GFDL模型主要由粗水平和垂直分辨率,朦胧的包含在许多未知数,和拒绝的人工同步的海洋和大气状态。

该模型具有以下结构。它由两个大气和海洋六层。上边界(- 0)的大气是重合的等压面pT = 200 hPa;较低的边界重合的等压面压力p等于ps表面压力;层之间的接口(= 1/2)是一致的表面p = (pT + p) / 2。每个选择大气层依次划分为两个子层与界面= 1/4 (p«369 hPa)和= 3/4 (p«788 hPa)。

风速的水平分量,空气温度和含湿量确定在这些水平。等压垂直速度计算= 1/2和水平被认为是等于零水平(7 = 0 (7 = 1。海洋层之间的接口位于50深处,250、750、1550、2750和4350米。所有层划分一半中间深度当前速度的水平分量,海水温度和盐度计算。垂直速度是决定之间的界面层。在海洋表面是等于零,底部是假定等于定义的地形垂直速度运动的关系。上50米层被认为是混合,和温度在中间深度z = 25 m是假定与海表面温度一致。水平分辨率(等于在海洋和大气)预设等于4°在经度和纬度5°。

正如已经提到的模型提供了朦胧的决心。根据其形成的机制四种类型的云是有区别的,相应的透射和积云对流在中间水平= 1/2(1型),大规模的冷凝水平< r = 3/4(2型)和= 1/2(4)型和积云对流在cr = 3/4(类型3)。积雨云与基础= 1/4和顶部cr = 0是第一类型的云;层云和卷云的低水平与基础= 3/4;和顶部水平= 1/2是第二种类型的云;薄积云和卷云的中间水平(7 = 3/4是第三种类型的云;和层云卷云基地的上层c7 = 1/2和顶部(7 = 1/4是第四类型的云。它被认为是积云形成的垂直梯度的情况下等效势温度小于零,和当地的相对湿度是80%以上。与此同时,层云,如果当地的卷云形成相对湿度是超过80%,相当于潜在的垂直梯度温度需要积极或零值(大气静水力稳定)。也认为,云的第二,第三和第四类型不能与第一类型的云,同时共存,云的第三种类型不能与云同时共存的第二种类型。然而,第二和第三类型的云的共存与第四类型的云是可能的。在最后一种情况下所有云被归结为较低的水平。

计算大气的特点分两个阶段进行:第一(每10分钟)的变化是由水平和垂直平流的发现,他们的价值观是纠正的内部和外部的源和汇的热量和动量。非绝热的因素是每小时处理。整合海洋子模型方程的时间步是一个小时,这使得它可以同步海洋和大气之间的热量和动量改变而不需要任何额外的手续时间平滑或平均。

初步结果有关海洋大气系统的进化在第一次16年的模拟讨论了汉et al . (1985)。我们只住在一些全球性特征。模型正确模拟最大正值净辐射通量的上层大气边界和低估了其1月6月最低负值。最后情况是与外在长波的低估辐射通量,后者反过来有错误在确定云在冬天在南半球,和北半球的夏天。全球年平均净辐射通量在上层大气边界4 - 5 W / m2,而不是0,因为它需要的稳定状态。作者解释这个特性粘度的影响数值和无视机械能转换为热能由于粘滞力。

模型低估了极值在底层表面产生的热流值和2月6月过高引起的明智的和潜热通量在温带和高纬度地区冬天的海洋,因此并不复制观察海洋表面温度的变化:十年后从一开始集成计算和观察到的季节性海洋表面温度的振荡是彼此的阶段。逐渐减少的原因是在南大洋海冰区域导致增加的贡献南半球的海洋的形成季节性全球海洋表面平均温度的振荡(实际上这些振荡主要是由北半球的海洋)。

我们注意到一种系统化的低估(大约1.5°C)的平均水平对流层的温度和逐渐增加的季节性表面空气温度的振荡。低估的对流层平均温度与粗糙的垂直分辨率,和表面温度的季节性波动的增加与减少的海冰面积在南大洋。顺便说一下,发现缺点(海冰面积的低估,因此,在南大洋表面温度过高)固有不仅在这个模型中,而且在其他海气耦合环流模式。但解释不同,在其他模型:GFDL模型解释它的作者的高估吸收太阳辐射通量在海洋表面和被低估的热传输向赤道漂移电流;NCAR的作者高估模型解释的水平涡流热扩散系数;和俄勒冈州立大学的作者高估模型解释它的吸收太阳辐射通量和南极的繁殖不足上升流当使用粗糙的水平分辨率的模型。很明显,第一,第二和第三的解释有一些理由但尚不清楚是否这些是足够的。

UKMO模型

这个模型由大气、海洋和海冰的子。大气气候模型的子模型是一个11-level版英国气象办公室的更高级的,相比之下,寇比et al .(1977)提出的,由斯和培生(1987),在接下来的尊重。首先,它包含了一个参数化的地形重力波拖曳由重力波之间的相互作用和元素地球表面的影响。其次,它假定行星边界层大气的包括表层和整个混合层的反演。行星边界层的高度与反演基础是假定为变量。这是发现的帮助下演化方程将夹杂空气的对流不稳定的政权。提供以下的事实是由稳定分层行星边界层的厚度可以减少它的最小值由机械混合。第三,模型描述了温度的垂直分布在活跃的土层。为此计算土壤温度在四个水平。最后,云被认为是互动的、生成的模型,辐射特性云是假定为常数,等于地球作为一个整体的特征值。

大海子模型是由17版本的模型考虑等密度的扩散和垂直分层扩散系数的依赖。海冰描述的框架内的热力学模型预测变量是冰雪的厚度,表面温度和冰浓度,后者包含在未知的数量允许存在的线索。

模型方程是集成在一个经度2.5°x 3.75°网格。海洋和大气之间的交换信息的子执行离散:热通量,淡水和动量是必要的更新大海子模型的边界条件,以及海洋表面温度,所需面积和浓度的海冰更新大气子模型的边界条件,从一个模型到另一个传输每五天。

数据的计算提出的工头et al .(1988)得到的结果集成耦合atmospheric-ocean-sea冰模型的四年。这样的集成时间不足以达成平衡态的系统,但它是可以接受的倾向的变化检测的解决方案。特别是,它已经发现,模型高估了(有时是由几个度)热带的海洋表面温度。的原因之一,这是一个明智的低估和潜热通量地区海洋表面温度高和低风速。另一个原因是当地的存在温度和之间的反馈海水的盐度表面:过高的海洋表面温度有助于强化大气中对流,后者导致降水的增加,出现表层较淡水,增加静态稳定,削弱的垂直混合,最后,海洋表面温度上升。过高的一个可能原因的热带海洋表面温度可以朦胧的低估,造成过高的吸收太阳能辐射通量。给出的数据可以看出,该模型低估了西边界流的传输质量。例如,墨西哥湾流的最大质量输运是等于35 x 106立方米/秒,而从观测的100 x 106立方米/秒。的原因很明确:粗网格的空间分辨率不允许模拟真实的西部边界电流与尺度小于网格大小。

经向热传输的不足繁殖在北半球的海洋与低估密切相关的大宗运输在西部边界电流。这就解释了海洋表面温度的计算值的低估的北30°N平行。该模型还低估了季节性海冰面积的变化在南大洋,根据作者,是由于忽视了对于考虑海冰的动力。但最糟糕的是,年平均南极海冰的面积往往随时间减少。另一方面,在北极冰地区全年是高估了,几乎不受季节变化影响。也显著低估,通过10 - 15°C,夏天的表面温度在55°以北的地区,大陆与过高的冰层覆盖的区域。

低级的云在情理之中的土地在北半球被低估,特别是在冬天和春天。

这个结果不仅在活跃的表面温度的过高的但在延迟(几乎是一个月)的开始雪融化。由于夏季变得更短,夏季气温变得不那么比观察到4 - 5°C。这种情况下有一个后果:减少对流热传输从大陆到北极盆地。因此,在北极海冰面积增加,其活性表面的温度降低。

上面的影响进一步加剧是由于夏季显著下降值吸收太阳辐射通量的北冰洋。这不仅取决于反馈之间的存在反照率和温度潜在的表面还通过低估传入的太阳辐射的两倍以上。最后一个特性是由解决云的辐射特性:低端云层的数量在北极变成了现实,但由于他们的辐射特性分配到处都是统一的和遵守全球平均水平值,也就是说,更适合云低和温带的吸收太阳辐射,云太大,和底层表面的太阳辐射通量太小了。所有这些都是严重低估的经向热传输在极地区域的大气和海洋。

MPI模型

与其说这个模型最初的目的是为今天的气候的模拟演示程序的消除过程中出现一个令人反感的特性解决这个问题。raybet雷竞技最新我们指的是所谓的解决方案漂移,缓慢过渡的解决方案从一个稳定状态符合自治(交互)的海洋和大气模型到一个新的稳定状态对应于这两种媒体的交互模型。这种现象的产生是由于不足在单独的子和它们之间的不匹配,即新的稳定状态的结果是远离真正的国家尽管自治模型已经彻底与观测数据的校准和测试协议之前他们的耦合。

提出的本质过程减少以下(Sausen等,1988)。如果大气状态的向量被指定为< !>和海洋的矢量状态* F,如果它认为的演化模型气候系统不同于真正的气候系统的进化一个错误等于大气和海洋的E0 EA,那么方程描述相互作用的大气和海洋的演变形式可以地区指定基金/ dt = Ga (< D, t) + F (< Db,我)+£(< D, t i) = G0 (< D, t) - F (0 > b,¥b, F) + ^ (O, t, t),

GA, G0和F是大气和海洋的物质源与汇和它们之间的交流;上标“b”指定边界值的函数O和(说风速、温度和湿度表面大气层、海洋表面温度,等等)都需要计算交换。

同样,方程描述非耦合大气和海洋的演变形式

< 3 < J > Jdt = GA (4 > U i) + F (< Db、结核病、0 +£,Jdt = Goeru, t) - F (Ob,¥b,我)+ E0 . .

这里,是常见的做法,边界值4 > b,结核病的变量< l > u,取而代之的是经验数据C > b, * Fb。

阿发(5.8.13)我们添加组件,AF0和定义它们的方式获得的解决方案的框架内互动和自治模型应该互相配合。然后,而不是(5.8.13)我们到达以下方程:

d®/ dt = Ga (0 >, t) + F (4 > b,¥b i) +£+阿发,dv / dt =去(^ t) - F (Ob,¥b t) + E0 - AF0 . .

在(5.8.15)我们取代®和¥傅*然后减去方程(5.8.14)。因此我们获得

阿发= F (< Db,¥b,我)- F(<魅,¥b,我),AF0 = F«t) - F (< Db,我),

此前,阿发,AF0差异发现使用经验信息和信息交换的海洋和大气的自治模式,没有使用经验数据。因此,减少了组件的决心纠正问题阿,AF0和随后的方程(5.8.15)的集成。

为了说明过程,叫做交换校正的过程,我们检查,依照Saussen et al。(1988),一个简单的盒模型的大气系统,我们在1.1节中讨论的类型。让大气中的热量平衡的演变和海洋是方程组所描述的cA半径标注/ d (= Ra - aaTa +阳极氧化铝(Tq - Ra), c0 dr0 / dt = R0 - X0T0 aA0 (Tq - Ta),

助教和T0大气和海洋的温度;RA和R0热源的辐射来源;/ A和A0是反馈的参数之间的辐射散热片和各自的介质的温度;氧化铝在海气界面换热系数;cA和cQ大气和海洋的热容。我们取RA常数和R0不同,根据海洋温度,当t _ t * 1)

Ro () = {K1 ' + J (°2) _ r°(1)在壹空间»(K2 > - W) < < Tg \ (5.8.18) r在T0 > P02 \ {o2)

Rq] >辐射的处方在哪里热源海洋中允许存在的雪冰反照率的封面和温度之间的反馈:对于T0 < Tq >海洋表面被认为是覆盖着冰雪;T0 > Tq)它被认为是免费的从冰。

情况自主模型的大气和海洋,和大气中的热量收支的进化控制,除其他外,通过观察到的海洋温度T的变化{™\和海洋中热量平衡的演变是由观察到的大气温度的变化方程形式(5.8.17)重写cA dir / df = Ra - Aa 7 T + ao (T - 2 T),还有(5.8.19)

c0 dT ^ / dT = R0-A0T < ?>——aA0 (T < 0»> nm))。(5.8.20)

方程(5.8.19)独特的稳态解ν)= (Ra +害怕ao电视)/ (Xa +高),(5.8.21)

在方程(5.8.20)可以有一个或三个稳定状态的解决方案,有两个这三个解决方案的稳定和不稳定。稳定的解决方案符合顶部和底部行方程(5.8.18)和定义的公式

T (ou} = (Rtt + / AO海里))/ AO + / AO)、(5.8.22)

索引的位置我可以把值1或2取决于T (q)属于一个或另一个温度变化范围(5.8.18)。

让cA = 107 J / m2 K, cQ = 108 J / m2 K, RA = 130 W / m2,«{} > = 120 W / m2, R (2) = 125 W / m2,氧化铝= 10 W / m2 K, / = 0.5242 W / m2 K和A0 = 0.3472 W / m2 K。这些模型参数和大气温度的观测值(T (} = 286 K)和海洋(T ^ = 288 K)满足独特的稳定解T (= 286.12 K, T (q) = 288.20 K从实证估计仅略有不同。各自的热流值的自治模型大气和海洋都等于Fa = F (T ^ \ T ^) =氧化铝(T T ^ - ^) = 18.78 W / m2, FQ = F (Tf \ T ^) = 4 o (7 ou) = 22.01 W / m2互动模型中的一个或两个稳定态解决方案:

TA = {RA + Aa0T0)我(Xa +阳极氧化铝)|

害怕= (AO + + XaoRa。= l2 (5.8.23)

也获得和选择模型参数所需的变量助教,T0和F(助教、Tq) = Xaq (T0 - TA)等于295.57 K, 297.94 K和23.7 W / m2。这个解决方案明显不同于最初的解决方案的帮助下找到了经验数据。因此,解决漂移的海洋-大气系统的交互模型是不可避免的。

我们利用上述过程。记住这个目的我们转向(5.8.16)和找到阿= F (T % \ - F (T % \ T ^) = -XA0 (T ^ - T {? >) = -2.01 W / m2, AF0 = F (T < F \ rg») - F r (T % \ {J >) =氧化铝(r ^ u) - T™) = 1.22 W / m2。然后我们重写方程(5.8.17)形式cA半径标注/ di = RA-1ATA + aA0 (T0 - Ta) -氧化铝(7 t - rg»), | 8

公司drQ / di = Ro - Ao - ?。AO (TQ - TA) -氧化铝(T % > - 7 f), J

和集成。结果事实证明,大气和海洋的温度在不同的时间瞬间将初始值完全一致TA] = 286.12 K, Tq > = 288.20 K,交换,因此,过程漂移校正完全排除了解决方案。

我们现在把测试的程序交换应用MPI全球模型校正。我们首先表示其特性。大气子模型由低解决光谱模型从欧洲中期天气预报中心(ECMWF)的字段预后变量(速度相对涡度、散度、温度、含湿量、位势和表面压力)近似有限级数的形式在球面函数。因此,初始方程减少到合适的方程膨胀系数这只取决于时间和垂直坐标。膨胀系数的垂直结构的帮助下找到离散。模型采用的版本使用21球函数和16在垂直的水平。

模型的特点是引入一个所谓的混合垂直坐标(c-coordinate等压坐标)的组合跟踪地形低层和底层表面的与等压坐标上大气层以及公司的“包围”移离这大约考虑底层表面的起伏的次网格尺度。许多特性参数化的物理过程应该包括,首先,朦胧的详细描述确定相对湿度和高度的函数;第二,零用钱的辐射通量对云层的依赖,温度,特定的湿度和二氧化碳浓度,臭氧和气溶胶;第三,将分层在涡流动量通量的影响,框架内的热量和水分Monin-Obukhov相似理论表面大气层和k理论超越了这一层的极限,,最后,对流时水分的测定不仅依赖建立超绝热温度梯度,而是大规模的水分运输的散度的差异在上层,和艾迪水汽通量散度的表层的气氛。

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