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最后一次更新在结婚,2022年10月05|世界海洋

用下面的约束

英国石油(Bp) = gh在p = p (x, y) (4.305)

B =英航,Bp =软面包卷,在p = pb (pb是未知的)(4.306)

“2反应器a2 2 g p f2 rxe B2dp + / Ba dp = wedx (4.307)

尽管这种方法似乎是一个简单的扩展的早期作品Welander (1971 a),新配方和Welander之间有细微的差别的老配方。Welander配方,假设潜在的涡度问Eqn (B、p)。(4.304)是一个给定的函数B和p,和这个方程边界条件指定的上下边界。特别是Welander没有考虑混合层的潜在作用,即。,他隐式地假定h (x, y) = 0。此外,他认为,较低的边界是固定在p - p-ix >。自常微分方程(4.304)与给定函数Q (B、p)只能满足两个边界条件,目前还不清楚如何找到一个解决方案满足附加边界条件,斯维德鲁普等约束,Eqn。(4.307),用于描述风力循环至关重要的海洋。

正如上面所讨论的,Welander的原始配方的主要问题是假设潜在的涡度是一个给定的函数对整个温跃层。它花了很长时间和很多精力之前意识到温跃层由许多地区由不同的动态监管,如通风区,unventi-lated温跃层,阴影区,池区。结果表明,潜在的涡度在不通风的温跃层相当好均质(莱茵和年轻,1982;麦克道尔et al ., 1982)。由于强风迫使,潜在的涡度通风区不是均质一般。因此,任何先验假设潜在的涡度函数的形式在通风区是人为的,和1980年代早期最重要的进展是实现这样一个基本限制在之前的方法,创建一个新的方法,允许我们在通风计算潜在的涡度区作为解决方案的一部分,证明Luyten et al。(1983)。

新方法的另一个主要区别是,流动的水的基础不再是恒定密度的表面;相反,移动之间的边界的一部分风环流和下面的积水是一个自由边界,计算作为解决方案的一部分。连续模型的分层,旁边的阴影区东部边界的多层通风温跃层中讨论原LPS模型现在已经取代了死水的政权与连续的分层。因此,技术性的困难在处理不同阴影区域的成倍增加的数量可以很容易地避免与连续的分层模型。

鉴于这些新发现,Welander可能的早期模型归类为某种相似的解决方案。不断分层模型整合这些新特性。作为Welander的模型的一个主要区别在Eqn问。(4.304)是一个给定的函数只在不通风的温跃层,通风温跃层和是未知的。边界值的特殊性质,包括事实,下边界是一个自由边界,函数Q (B、p)并非完全指定,产生了一个独特的问题,一个二阶常微分方程四个约束条件。

这个自由边值问题是解决拍摄方法从第一次猜的底部的水ps。集成的向上移动(低密度)的基础上混合层,我们可以确定潜在的涡度的通风层q = f Ap /啊,Ap是密度增加,啊是最上一层的厚度。然后检查广义斯维德鲁普关系。如果不满意,底部的水移动,pb,调整直到满足约束的积分。

不断分层模型的整体结构如图4.49所示。亚热带风动环流,模型集成从inter-gyre(近极的和副热带环流)在北方边界。在垂直方向有四种动力机制。在顶部有垂直的混合层密度是常数。混合层密度和深度都从晚属性指定。在混合层,通风温跃层潜在的涡度是未知的和计算作为解决方案的一部分。每个通风层是俯冲在下次露头线。这个新的露头线以南,新俯冲层继续向南运动下,让潜在的涡度期间形成的俯冲过程。下面

Intergyre边界

: 图4.49素描的理想铃温跃层亚热带盆地。

通风温跃层有潜在的涡度是指定的不通风的温跃层。虽然可以使用任何合理选择形式的潜在的涡度,更方便假设潜在的涡度均质向不通风的温跃层行星涡度沿着北部边界模型。最低的部分模型是深渊的死水,分层指定的地方。因为水不移动,一个常数分层在每一层意味着潜在的涡度纬度的函数,尽管潜在的死水涡度的概念并没有太多的动力学意义。

应用程序来北太平洋

该模型应用于北大西洋和北太平洋,h和ps指定的地理位置的函数,从气候平均密度和深度数据集。海洋模型分为m x n网格,计算的三维结构的风力副热带环流减少重复解决这个二阶常微分方程在每个站在个人露头线。典型的等密度线露头线在冬末的北太平洋如图4.50所示。

在北露头线,从旁边的第一站东部边界(或北部边界),我们在每个车站解决自由边值问题。我们假设潜在的涡度是一个给定的函数不通风的温跃层的密度;因此,每个车站的解决方案给我们的基础流动的水在这个车站,和伯努利函数在海面上,Bs。计算完成后沿着这露头线,我们有一个潜在的涡度之间的函数关系和伯努利函数密度p i,这个函数的形式存储在一个数据数组

: 图4.50晚混合层密度分布在北太平洋,在(公斤/立方米)(黄和罗素,1994)。

在电脑。露头线向南,我们可以使用这个函数关系从计算机的数据存储解决自由边值问题以及下一个露头与密度比p1,轻,继续这个过程,直到我们到达盆地的南部边界模型。

这一过程产生的水平分布伯努利函数在每个等密度的表面,地转条件下产生的应用水平速度在每个等密度的表面。例如,四个等密度线表面流线在北太平洋副热带环流图4.51所示。旁边的阴影区域的东部边界描述每个等密度的表面上的积水,这对应于多层通风温跃层的阴影区模型。根据模型结果,大部分的风力在北太平洋环流通风。

模型的最突出的特点是强烈的通风由于包含有限的混合层,水平不同的深度。晚冬的南部驶入混合层深度产生强烈的横向感应和俯冲速率(图4.52 c, d)。

三个因素导致通风温跃层体积通量:垂直的埃克曼层收敛(图4.52 b),侧感应(图4.52摄氏度),和inter-gyre边界流出由于northeast-southwest zero-Ekman-pumping线的方向(图4.53)。事实上,这三个是相等的贡献者。南方驶入混合层和诱导混合层的横向感应到主要温跃层风力循环产生非常重要的影响

图4.51循环四个不同的等密度线表面的风力在北太平洋副热带环流;实线箭头的layer-integrated流线和数字layer-integrated体积通量(Sv),虚线为水年龄年俯冲;(阴影)的阴影区域每个等密度的表面上的积水(黄和罗素,1994)。

和气候;raybet雷竞技最新再次将讨论这些问题是5.1.5节专门致力于水质量的形成通过俯冲。可以确定这些通量从连续分层的模型(图4.53)或从历史水文数据诊断计算(图4.53 b)。每个面板的左边缘上的数字表明的质量交换与西部边界或inter-gyre边界。自inter-gyre边界有一个很大的经向距离,大多数的涌入西部边界实际上来自inter-gyre边界。如图4.53,inter-gyre质量流量因此通量的主要因素在每个等密度的层。

4.3结构的循环副极地环流4.3.1介绍

风力循环是一个主要组件的当前系统在海洋上。最简单的模型是广泛使用的低引力模型。在这种模型中,边界条件的规范,为亚热带和亚寒带非常相似

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120°E 140°E 160°E 180°160°W 140°W 120°W 100°W 120°E 140°E 160°E 180°160°W 140°W 120°W 100°W

C横向感应,在m / d俯冲速率,m / y

图4.52垂直泵和北太平洋俯冲速度,基于理想铃温跃层模型(黄和罗素,1994)。

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图4.52垂直泵和北太平洋俯冲速度,基于理想铃温跃层模型(黄和罗素,1994)。

环流;4.1.2节因此,讨论地球引力模型用一个移动层的副热带环流的描述也适用于近极的环流,唯一的区别是,Ekman抽近极的盆地是正的。结果,地转流副极地环流的内部流动向极Ekman抽吸下由于积极的风应力旋度,穹顶和等密度的表面。近极的盆地中相应的西部边界电流朝赤道方向移动。的相应理论Stommel层,芒克层,和惯性西方边界层中所有的工作在某种程度上类似于亚热带盆地。

然而,风力循环的近极的盆地不同于亚热带盆地在以下方面。首先,Ekman抽运上升。尽管这似乎并没有多大关系模型用一个移动层,它改变了动力学和制定与多个层或连续的分层模型。无粘性流体的温跃层属于所谓的双曲系统的数学模型。对于一个

季节性温跃层

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