年代Wmb
图5.97有限差分网格框的x - z平面。
dJL +±[(美国)+ -(美国)]+ [(wS) + - (wS)) = (S + - ^)
在(美国)+和(美国)——盐通量流水在左和右边界,和S + S -水平在左和右边界盐度梯度;同样,(wS) + (wS)——是盐通量流水通过上下边界,科幻小说和(wS)——垂直上下边界盐度通量。此外,上表面垂直速度规定w = w + z = 0 (5.135)
在w +垂直速度和它的价值取决于模型的选择。
放松的状态
对于这种情况,严格的盖子被解释为一个坚实的边界没有通过质量流量,因此速度边界条件
然而,正如上面所讨论的,rigid-lid近似并不一定需要上表面垂直速度为零。盐度边界条件
其中T是放松常数,根据气候和S *指定意味着表面盐度。这个边界条件可以追溯到海洋表面温度的放松边界条件(哈尼,1971)。他的原始方程详细分析的基础上通过海气热通量接口,包括太阳日晒,潜热通量,显热通量,湍流热通量:
kTz = T (T * - Ts) (5.138)
其中T *参考温度,或相当于大气温度,应考虑所有的热通量计算的规定;Ts是海洋表面温度。在很多研究中用作气候平均海温T *。很明显,这种方法可能会引入一些错误,因为T *和气候海温之间的区别。
虚拟盐通量条件,这种情况下,严格的盖子也解释为固体边界没有通过质量流量,因此速度边界条件
然而,盐度边界条件是一个通量条件
在e - p是蒸发-沉淀,S是盒子里的盐度。这是所需的虚拟盐通量盐度的平衡。然而,使用(e - p)年代力模型可能导致总盐盆地增加无限。这可以解释如下。稳定的气候,全球降水和蒸发raybet雷竞技最新应该近平衡:
然而,全球一体化的虚拟盐通量大于零:
这是由于蒸发-沉淀与盐度之间的正相关关系,如图1.2.3。例如,蒸发在亚热带北大西洋很强,导致盐度超过37;同时,近极的太平洋降水过剩产生表面盐度低于32。因此,为了避免盐度爆炸一个必须使用定义的虚拟盐通量
其中Ss是指平均海面盐度在整个域模型。这配方可以引入一个系统性偏差,稍后我们将地址。
自然边界条件正如上面所讨论的,对于一个气候时间尺度上表面上的速度边界条件
这是淡水通量控制盐分平衡;盐度平衡是相应的边界条件
注意,水柱中总有动荡的盐通量kvSz和平流盐通量wS。然而,空气中没有盐,所以这些术语都是等于零,虽然不为零。在海气界面kvSz = (e - p),即,湍流通量完全取消平流通量,没有盐在海气界面通量,根据物理学。因此,我们可以称之为湍流通量科幻= kvSz anti-advective盐通量,它是一样的虚拟盐通量上面所讨论的,科幻小说= (e - p)。从我们的讨论中,我们可以看到,不需要任何盐通量在海气界面如果我们使用自然边界条件,因为这两个通量完全相互抵消;然而,如果我们解释rigid-lid近似零垂直速度条件,所需的虚拟盐通量是为了模拟淡水通过海气界面通量的影响。因此,在自然边界条件下,表面的盐分平衡箱减少到d S 1 r, - 1 x KV KH /我
- + -[(美国)+(忙)——(wS) - = ^ ^ (s + s) - XiSz”(5.146)
自然边界条件,结合连续性方程,是盐保护的声明
Wtffl p Sd v = 0 (5.147)
这个方程意味着世界海洋的总盐是守恒的。当地的盐度变化是由于淡水稀释/浓度,和不需要虚拟盐通量。尽管我们上面的讨论和图5.97是基于严格的盖子一样,同样的争论可以申请自由表面的情况,稍后讨论。
一个虚拟的自然边界条件蒸发和降水数据很难收集,并没有可靠的历史数据。作为妥协,可以使用海面盐度作为强迫场重建盐度平衡在过去,使用虚拟自然边界条件如下。
首先,相当于蒸发和降水场可以推断出从历史海面盐度数据模型e - p = V (* - S) / Ss (5.148)
在*和年代气候平均盐度和观察到的盐度在给定的时间过去,党卫军是全球平均海面盐度。其次,可以使用这个相同的蒸发和降水场的淡水通过海气界面通量模型。
上面讨论的自然边界条件是基于rigid-lid近似,这是广泛使用在过去。然而,在新一代的数值模型,自由表面是更好的选择。盐分平衡的合适的边界条件是一个简单的数学表述thatp - e是淡水的来源上海洋表面,没有盐度通过海气界面通量。我们注意到海洋的上表面表面欧拉和拉格朗日的表面,因为淡水在这表面移动,在第三章讨论。
作为一个例子,我们将讨论合适的盐度的上边界条件用于mass-conserving模型。垂直坐标的一个方便的选择压力协调mass-conserving数值模型在2.8节讨论。因为表面和底部压力随时间变化,可以使用压力——^坐标。^的概念介绍了坐标系统的情况和Janjic (1985)。压力- ^坐标系(黄和金,2007),垂直坐标的定义是wherepb = pb (x, y, t)是底部压力,pt = pt (x, y, t)是静水压力在水柱的上表面,和pb = pb (x, y)定常引用底部压力,从basin-averaged分层计算规定的初始状态。
Sincept指定压力上限,由于蒸发和降水静水压力的增加是S (p - pt) = - p / gSQE-P pf在哪里淡水密度和QE-P淡水在海气界面通量与蒸发和降水有关。因此,上边界条件就是n = d / dt是虚拟垂直速度,这一个维度不同的垂直速度中使用传统的z坐标。
底部压力是影响预后计算从底部压力趋势方程(黄等,2001)。我们开始与连续性方程pressure-n坐标
盐度条件模型与自由表面n = (p - Pt) / rp, rp = Pbt / PB、Pbt = PB - Pt
整合Eqn。(5.151)从n = 0(海面)n = pB(底部)和应用相应的边界条件在海面上,我们获得底部压力趋势
■+ Vh•(PbtVbaro) = -PfgQE-P (5.152)
其中Vbaro是垂直整合的水平速度和Vh水平散度算子。因此,降水-蒸发可以直接影响底部压力的增加质量。海气界面淡水通量的贡献调节通过稀释的海水的盐度分布意味着质量的连续性。
相应的盐度条件上表面是净盐通量由于盐平流和垂直盐扩散力互相抵消,例如,
科幻小说=科幻副词+科幻,diffu = 0,在表面(5.153)
注意,在压力坐标,计算出的海面高度是一个诊断变量整合水压的关系
在传统的z坐标,相应的盐度条件的上表面Eqn是一样的。(5.153),即,re is no net salt flux across the air-sea interface. The effect of air-sea freshwater flux in the system is reflected in terms of a mass source in the free surface elevation. In the z-coordinate model, the vertical velocity at the sea surface Z satisfies dZ
w = - +呃- ^ hn + (e - P) Pf / Ps (5.155)
呃是水平速度,和pf和ps淡水密度和海洋表面密度。垂直整合这个方程导致预后方程的自由表面dZ (CZ d CZ \
它\ dx J H udz + dyj H vdz) + (p - e) Pf / Ps + RT (5.156)
在RT意味着其他条款与温盐过程在水体中。因此,降水会增加海平面。然而,当地的海平面也密切相关水平收敛/散度的垂直整合速度场(黄和金,2002 b)。
放松的陷阱和虚拟盐通量条件
放松条件意味着强烈的负面反馈表面盐度。结果,这个边界条件下获得的解决方案匹配观察表面盐度;此外,大多数情况下的解决方案是稳定的。这些特性可以为模拟当前有利的气候。raybet雷竞技最新然而,这种边界条件可能不适合模拟海洋环流一般情况。
首先,尽管放松条件,Eqn。(5.138),海洋表面温度是基于声音物理推理、盐放松条件,Eqn。(5.137),缺少物理背景。此外,使用这么大的弛豫时间似乎不合理。
第二,盐度放松条件不适合气候研究或预测,因为参考盐度是未知的气候条件不同于现在的气候。raybet雷竞技最新
虚拟盐通量条件也非物质的。首先,平衡盐在海洋中,一个巨大的虚拟盐通过海气界面通量和大气中需要占用亚寒带的盐盆地,运输它朝赤道方向,倾销。所需的虚拟盐通量在北大西洋海洋可以估计
很明显,如此巨大的虚拟盐通量并不是真实的,应该避免。
注意,虚拟盐通量的初始定义,Eqn。(5.140),包括一个弱的积极反馈,因为年代的事实往往是高压倒降水蒸发的地方。然而,虚拟盐通量是基于basin-mean盐度Sx;因此,它与当地的盐度无关。即使虚拟盐通量可以接受作为参数化,物理与虚拟盐通量是扭曲的。
此外,这个约束可以介绍大错误无论当地盐度远不同于盆地或全球的意思。当当地盐度很低,这个配方夸大了相当于haline迫使并可能产生负面的盐度由于大夸张虚拟盐通量。例如,亚马逊河的口附近海面盐度很低。因此,模型的河口附近盐度可能会变得消极。对世界上的海洋虚拟盐通量条件还可以引入不小的错误。表面盐度可以低于33岁的北太平洋和北大西洋海洋表面盐度可以高于37。假设党卫军被定义为35世界海洋环流模式,10%的系统性偏差将通过上层盐度的边界条件。
最重要的热差异和haline边界条件在海平面以下。首先,在海洋上层热迫使内部能量通量,而表面haline迫使淡水通量,它是一个质量通量加上少量的重力势能。根据Eqn。(3.5.31),GPE的数量由于降水ff gpZ ^哒,Z是自由表面海拔和rn沉淀的速率。
第二,海面热强迫与地表温度之间的强烈的负面反馈和海气热通量。结果,e-folding衰变热异常往往是短时间尺度,即。,热异常无法生存了很长一段时间。另一方面,没有当地的盐度和之间的直接反馈
浮力表面边界条件的非线性性质差异表面温盐蒸发/凝结迫使条件。因此,盐度异常往往比热异常持续更久。
生存在表层温度和盐度异常
物理两方面影响的生存特征表面温度和盐度异常。首先,状态方程是非线性的。特别是高温热膨胀系数大,但非常小在凝固点附近。因此,密度结构,因此在高循环纬度是主要是由盐度控制而不是温度。另一方面,密度和循环在低纬度地区主要是由温度控制而不是盐度、异常河口,附近的大盐度差异可能发挥主导作用。
第二,表面热异常的,而强烈的负面反馈;因此,热异常可以快速消散,而由于强烈的海气热通量的反馈。另一方面,盐度不直接与蒸发和降水率在海气界面。
以下两个数据(无花果。5.98和5.99)说明温度和盐度异常低的区别,在北大西洋高纬度地区。沉重的实线表示温度,盐度和密度概要文件在两个站,附近29°N和69°N气候平均状态,稳定分层以以下方式维护。在低纬度地区,分层的特征是温暖和盐水躺在寒冷和淡水。另一方面,在高纬度地区,相对寒冷和淡水躺在温暖和盐水。假设有表面温度/海洋表层盐度扰动,与线性概要文件上75米,最大
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- 图5.98 b温度、盐度、密度和c概要文件在一个车站在北大西洋(20.5°W, 29.5°N)。细实线表明扰动由于温度异常上75,细虚线表明扰动由于盐度异常上75米。
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- 图5.99 b温度、盐度、密度和c概要文件在一个车站在北大西洋(20.5°W, 69.5°N)。细实线表明扰动由于温度异常上75,细虚线表明扰动由于盐度异常上75米。
值3°C和0.5的表面。很明显,在低纬度地区,密度异常主要是由于温度(图5.98摄氏度);然而,在高纬度地区,它主要是由于盐度异常(图5.99摄氏度)。
注意,消极的盐度异常(或淡水异常)在海洋上能存活更长的时间。这是由于这样的事实:淡水海洋表层异常降低了表面密度,形成一个强大的盐跃层,而稳定的扰动。缺乏深对流会导致热损失的进一步下降到大气和较小的蒸发率。这些物理过程共同促进长寿的高纬度海洋表面淡水异常。这些稳定的淡水层顶部的海洋会导致盐跃层灾难,这将在稍后讨论。
布西涅斯克模型中的淡水交通目前大多数数值模型用于模拟海洋环流和气候raybet雷竞技最新基于布西涅斯克近似。这些模型使用体积守恒取代身体更准确的质量守恒。因此,虚拟盐在海气界面通量和子午部分出现在这些模型。这样的盐通量是这些模型的构件;所以这样的盐通量的意义还不清楚当模型状态的转换。
然而,当达到准稳态模型,虚拟的盐通量诊断模型可以解释如下。当模型在一个封闭的盆地达到准稳态时,盐的经向交通跨纬度圈应该消失
jj pvSdxdz = jj pvSdxdz + jj Pv (S - S) dxdz (5.158)
S是流域平均盐度;因此,淡水通过本节运输是霁p vdxdz = J J pv (1 - S / S) dxdz (5.159)
自海水的密度几乎是恒定的,作为一个好的近似淡水体积在这些模型可以被定义为运输吗
因为布西涅斯克的子午卷运输模型在一个封闭的盆地在准稳态消失,这个方程可以写成
即。,相当于淡水通量等于子午截面子午盐通量诊断模型,乘以一个负号和除以盆地意味着盐度(Bryan, 1969;黄,1993 b)。
值得注意的是,与淡水通量的定义包括流域平均盐度。因此,相当于淡水通量为不同地区定义可能没有可比性,因为他们是基于不同的盐度。遗憾的是,这种不一致定义本身固有的。值得强调的是,在Eqn公式。(5.161)只适用于一个封闭的盆地。ACC的纬度,它不能被用来推断相当于子午淡水交通个体行业,如大西洋和太平洋板块,因为个人的子午体积运输行业是非零的。
5.3.3 Haline循环蒸发和降水引起的
历史上,蒸发/降水是第一个机制探索海洋环流的动力。然而,海洋中所涉及的物理haline循环几十年来却一直没有得到重视。实际上,在大多数之前的海洋环流模型,haline循环是由盐放松条件或虚拟盐通量条件;因此,真正的物理haline循环仍然模糊的很长一段时间。在1990年之前,只有极少数的论文haline组件的海洋环流被迫通过蒸发和降水。
在第三章我们详细地讨论了为什么表面热迫使无法开车或维护一个经向翻转环流。的情况与表面淡水通量非常相似。表面热通量和淡水通量的主要区别如下。表面淡水通量总是与大众运输在海气界面。一般来说,淡水被从表面的形式在低纬度地区水分。通过大气中的经向环流,水分被运送到高纬度地区;在哪里放回海里。如果没有其他要求,比如风应力,热通量,潮汐耗散,海气界面淡水通量就可以驱动一个正压循环海洋中,这叫做Goldsbrough-Stommel循环。
下面将讨论,正压在世界海洋环流由蒸发和降水相当缓慢,总运输在1 Sv的顺序。然而,海洋中,haline组件的温盐环流是一个数量级。表面淡水通量本身并不能提供所需的机械能保持如此强劲的循环与摩擦。因此,蒸发和降水无法驱动的斜压分量haline循环能量。然而,在接下来的讨论,我们将继续使用这个词“驱动”的经典的结果,和真正的问题驱动热haline海洋中循环将在5.4节中详细讨论。
古典发行量由蒸发和降水的脚腕的解决方案
蒸发和降水可以推动海洋环流,这是首次探讨踝关节(1897)在他的潮汐。脚腕最初认为P - E模式是第二个勒让德多项式:
P - E = P (x) = (3 x2 - 1) / 2,罪x = 0 (5.162)
即。,在高纬度地区降水和蒸发在低纬度地区。
脚腕不包括任何数据在他的论文;他的解决方案变得更清晰后通过Stommel图解插图(1957)。为简单起见,Stommel北半球假定一个简单模式的降水和蒸发在南半球(图5.100)。
脚腕不知道如何参数化摩擦,所以没有摩擦模型。事实上,他的解决方案可能是有效的只有问题的初期,当解决方案可视为无穷小,非线性效应可以忽略。一开始,海洋覆盖了固体地球与一个统一的水深。水从降水进入海面在北半球,使海面在南半球。由于子午海平面的细微差别,有子午速度指向南(图5.100)。
随着时间的推移,越来越多的水是堆积在北半球和更少的水是在南半球;这导致一个不对称的形状水球体。由于科里奥利力,纬向速度逐渐建立,北半球向西和向东在南半球(图5.100 b)。
由于没有摩擦模型中,它不适合描述解决方案的长期演进。随着时间的推移,自由表面高程和纬向速度是无限的,因此,解决方案是无效的。一个精确的解决方案可以通过更严格的理论和建模中找到。
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