第六讲风生大洋环流理论

第四章风生大洋环流理论第一节Ekman层本节的目的是回答这样一个问 题 快递公司问题件快递公司问题件货款处理关于圆的周长面积重点题型关于解方程组的题及答案关于南海问题 ，在风的直接作用下，海洋 表 关于同志近三年现实表现材料材料类招标技术评分表图表与交易pdf视力表打印pdf用图表说话 pdf 层的海水如何流动惯性运动Ekman层运动Ekman输运和Ekman抽吸(pumping)1.惯性运动考虑一种简单的情况：在海面吹过一阵强风后，海水仅仅在惯性下运动，同时假定压强梯度力可以忽略。求解方程直径：Di=2V/f周期：Ti=(2π)/f惯性震荡的圆周运动2.Ekman层运动Nansen(1898)的发现海表面的风吹动冰块沿着风的方向向右偏转20-40度在运动。Ekman层运动方程达到定常状态，只有科氏力和垂直湍摩擦力平衡风应力垂直湍粘性系数Ekman流的垂直结构特征Ekman螺旋海洋表层的流动都基本符合Ekman流特点，在北半球，流动偏向风的右方，在南半球，流动偏向风的左方。Ekman层和Ekman层深度风对海洋的直接作用只在Ekman层，Ekman层的深度表示如下（此时流动和海表流速方向相反）：3.Ekman输运和Ekman抽吸(pumping)Ekman输运：东西方向海表风应力南北方向海表风应力副热带逆流成因之一东风西风高温低温高温低温Ekman抽吸：Ekman层底的垂直速度Ekman流不是地转流，存在辐合辐散，导致垂直运动Ekman运动导致的上升流秘鲁寒流上升流加利福尼亚寒流上升流赤道区的上升流——赤道东风区的Ekman抽吸Ekman层运动总结风的瞬时吹动造成惯性运动稳定的风的吹动形成Ekman层运动海面Ekman流在风方向偏右45度（北半球）Ekman输运在风方向偏右90度（北半球）Ekman流的辐合辐散造成Ekman抽吸第二节Sverdrup理论大洋环流理论的基石Sverdrup关系Sverdrup平衡Sverdrup理论的适用范围1.Sverdrup关系准地转位涡方程：假定运动定常，忽略相对涡度和海面海底变化，忽略风应力作用（Ekman层以下）：Sverdrup关系的物理意义水柱压缩位涡守恒向南运动（行星位涡减小）位涡守恒是海洋环流的重要定理，也是Sverdrup关系的基础2.Sverdrup平衡考虑上下面摩擦作用，积分准地转位涡方程假定垂直流速为0，忽略底摩擦的作用Sverdrup平衡给出了经向流速和风应力的关系，是大洋环流中非常重要的理论副热带海区内部流动向南——负的风应力旋度Sverdrup输运、地转输运、Ekman输运Ekman层地转层海表的w=0Ekman抽吸速度wSverdrup输运Ekman输运地转输运海底的w=0Sverdrup输运是由Ekman输运和地转输运共同组成在地转层内垂直积分Sverdrup关系：Ekman抽吸速度地转输运Ekman输运Sverdrup输运海洋内部流场的确定根据Sverdrup平衡自东边界开始积分风应力由此可以得到大洋内部流函数场风应力计算的流函数和观测到的流函数之间的比较北赤道逆流的成因解释风应力的分布导致北赤道逆流的产生3.Sverdrup理论的适用范围Sverdrup关系的成立要求对准地转位涡方程近似过程中的那些项可以忽略Sverdrup平衡更加脆弱，已知有两个因素可以对洋底的相互作用做出重要贡献，它们可以打破整个Sverdrup平衡。第一个是非零的底应力，第二个是洋底倾斜所导致非零的垂直速度。Sverdrup理论只能回答大洋内区的流场分布，无法解决西边界流问题，因此需要西边界流理论Sverdrup解——共振Rossby波Sverdrup解Rossby波方程XSverdrup解可以看成是Rossby波方程的定常解，同时其解的结构由风场决定，相当于共振Rossby波第三节Stommal西向强化理论无量纲方程的建立Stommal西向强化理论1.无量纲方程的建立底摩擦和侧摩擦的引入在动量方程中考虑如下形势的底摩擦和侧摩擦力：原来的准地转位涡方程：忽略海底地形、海面起伏和海底的垂直速度，在Ekman层以下的地转层内方程变为：D为水层的厚度，We是Ekman抽吸速度无量纲化的方程将准地转位涡方程用特征流速U，特征尺度L等量进行无量纲化，得到如下方程：其中：惯性边界层厚度Stommal边界层厚度Munk边界层厚度边界条件无穿透边界条件：无滑动边界条件：滑动边界条件：超滑动边界条件：v=02.Stommal西向强化理论模型的建立准地转位涡方程中假定底摩擦最重要，忽略其他项，只保留Beta项：根据Sverdrup关系求得的内区流函数选择无法向流动和解在内区趋近Sverdrup流函数两边界条件Stommal边界层求解的流函数场Stommal能够解释出现西边界流的原因，并能给出相对合理的西边界流场第四节Munk西向强化理论模型的建立准地转位涡方程中假定侧摩擦最重要，忽略其他项，只保留Beta项：C(y)需要其他的边界条件确定无滑动条件，则x=0处v=0使用滑动条件Munk解和观测的对比Munk解不仅可以得到西边界流，还可以解出回流区西边界流的回流区第五节惯性西边界层理论问题的提出：三个边界层尺度差不多Stommal和Munk边界层宽度大约200公里，计算流速大约1m/s；实际观测发现边界层宽度大约100公里，流速可以达到2m/s。上述问题说明忽略惯性项，也就是非线性项可能是错误的。模型的建立假定惯性项也就是非线性项重要：首次积分为：求解方程假定：x=0处满足无法向流动条件，解在内区趋向Sverdrup流函数惯性边界层厚度惯性边界层的优势和不足优势：考虑了惯性项和非线性项，物理上更切合实际。计算得到的西边界层厚度大概100公里，流速可以达到2m/s，与实际吻合。不足：只是一个部分的不完全解，只在内区流动向西的区域中存在。不能满足在x=0处的第二个边界条件。西边界理论的总结Sverdrup理论惯性西边界层理论Stommal西边界层理论Munk西边界层理论为什么出现西向强化Rossby波在西边界的反射（能量来源）Beta的存在陆地边界存在（摩擦的作用）质量守恒（平衡Sverdrup内区解）Beta效应的存在是东西不对称的主要原因第六节环流理论应用有地形情况下的西边界流绕岛环流理论大洋和边缘海相互作用-绕岛环流应用1有地形情况下的西边界流黑潮基本在陆架上流动湾流也是典型的陆架环流问题？西边界流都不是真正的边界流，主要在陆架和陆坡处流动既然不是边界流，如何满足大洋的位涡和涡度平衡？我们需要摩擦来提供涡度平衡大洋内部的涡度输入吗？正压涡度方程和位涡方程位涡约束和涡度约束在有地形的情况下是不一样的，地形在位涡约束中不起作用，但是在涡度约束中不可忽略。位涡方程涡度方程沿着任意一个纬度带积分，涡度的平衡如下，此时V的积分为0。摩擦形阻Formdrag风耗散海洋中的涡度平衡，HughesandDecuevas,2001真实的西边界流基本沿着f/H=C流动Jacksonetal.,20062绕岛环流理论（Godfrey，1989；Pedlosky,1997)绕岛积分理论解可以看到主要的流动绕过岛屿，在岛屿的西侧形成了强西边界流。在岛屿的东边界没有流动。实验室实验Nof(1993)3.大洋和边缘海相互作用-绕岛环流应用CurrentintheEastChinaSea(GuanandFang,2006)AnnualmeanCOADSWind东中国海的暖流系统都是逆风流动的Wherel=-0.0005s-1isthedragcoefficient(Chapman,1987).我们从浅水方程开始研究边缘海和黑潮的相互作用进行数值离散，进行模拟Themodeldomain:20Sto45Nand90Eto80WThemodelresolution:1/8degreeinbothlatitudeandlongitudeTheforcingfield:the4-yearaveragedscatterrometerwindstress(1/4degresolution)Boundarycondition:solidwallsfortheE&Wboundaries,andopenN&Sboundaries采用真是的地形和风场强迫海面高度的模拟结果，可以看到副热带环流模拟出和实际一样的黑潮可以看到东中国海的基本环流都存在TheflowfieldandSSHinEastAsianMarginalSeas(STDRun)ThetransportthroughTaiwanStraitis1.5Sv(comparedwith1-2Svcitedinobservationalstudies).KC,(B)TWC,(C)KBCNT,(D)KBCWK,(E)YSWC,(F)KCC,and(G)TSWC.AllmajorcurrentshavebeensimulatedreasonabllywellintheEAMSregions.东中国海的环流是局地风场产生的吗?Exp1:thewindstressisappliedlocallyonlytothewestof150E.SotheKCisvirtuallyabsentduetothelackofinteriorforcing.(1)TheTaiwanWarmCurrentbecomessouthwardinthesamedirectionofwind;(2)TheTsushimaWarmCurrent,YellowSeaWarmCurrent,KoreaCoastalCurrentandtwoKuroshioBranchCurrentsareallnearlyvanished.StandardrunLocalforcingrunComparisonwiththestandardrun:只采用黑潮强迫ForcingareaStandardrunKuroshioforcingrunComparisonwiththestandardrun:Anintegralconstraintforcirculationaroundanisland(theclassicKelvintheoremwithfriction):ifInabsenceofwindstressandfriction,itbecomestheclassicalconservationofcirculationaroundanisland:Inthesteadystateandinthecaseofinvolvingastrongdissipationofthewesternboundarycurrent,itbecomes:Ifstrongdissipationoccursalongaportionofisland’sboundaryandifthewind-stressintegralissmall:Or:forlateralfrictionThephysicalexplanationofthearound-islandintegralconstraint:ABu=0andsotheCoriolisforceiszeroforalongboundaryflowTheoceanintheothersideoftheislandalsofeelsthesameDPandthattendstoforcesaboundaryflowItappliestononlinearandtime-dependentflowaswell.Whyanislandlocatedintheshelfedgeoffthewesternboundarycanbeaneffectivemechanismfordeep-seaforcinginshallowcoastalseas?SeaSurfaceHeightHighsourceLowsinkDoesthedifferenceofseasurfaceheight(pressure)causetheflowfromopenoceantothemarginalseas?YangandPrice,JPO,2008Brink(1998,TheSea,Vol.10)gaveaveryelegantdiscussionaboutdeep-seaforcingandexchangeprocesses.Hestartedwitha3-Dstratifiedoceanandassumedgeostrophicbalancefortheflowinthedeepbasin:(1)(2)(3)(4)Assumingthatfcanbeconsideredaconstantforthescaleofstudy,from(1),(2)and(4)oneobtains:(6)atz=0atz=-h(7)Eq.(7)statesthattheflowatthebottommustalwaysparalleltheisobaths.However,theconstraintcanberelaxedby(1)friction,(2)nonlinearity,(3)surfaceforcing,and(4)transientvariability,etc.Basically,non-geostrophicprocessesmustplaytheleadingroleintheinteractionbetweenthedeepbasinandcoastalSea.AgreaterAHresultsingreaterthroughflow.Frictiondeterminethetransportbetweenthetwobasin.YangandPrice,JPO,2008Thedeepoceanexchangeswithshelfseasarerestrictedbythecontinentalslope.XWBCCoastalwaterAnisland,iflocatedattheshelfedgeoffawesternboundary,allowsthewesternboundarycurrent(whichisusuallyalongtheslopeinsteadoftheland-seaboundary)toenhancethefrictionandtoovercomethetopographicbarrierbetweendeepandshallowbasins.JapanisalsoaBIGisland.Cancirculationintegralapplytheretoo?ThetransportofTSWCis2.1Sv,ascomparedwith2-3Svinobservedrange(Isobe,2000).ClosedTsugaruStraitEXP3StandardrunClosedTsugaruStraitComparedwiththestandardrun,closingTsugaruStraitinthemodelresultin:WeakerTaiwanWarmCurrent;AbsenceofTsushimaWarmCurrentandtwoKuroshioBranchCurrents;NearabsenceofYellowSeaWarmCurrentandKoreaCoastalCurrent………ClosedTsugaruStrait‘Open’KoreanChannelEXP4FlowdrivenbyinflowthroughTsushimaStrait(nowindforcing)BoundaryconditionattheTsushimaStraitisspecifiedbyusingresultfromthestandardrun.Noanyotherforcingisusedinthemodel.FromChaoetal.(1995)绕岛积分约束解释台湾海峡和对马海峡北上逆风流动机制ABu=0因此边界附近南北方向的科氏力=0，此时力的平衡为压力和摩擦力的平衡。海洋压力连续，所以在岛屿的西侧也会存在同样的压力差，此时台湾岛或日本岛西侧的流动也是向北的。由此，黑潮通过绕岛屿的积分约束诱生了台湾海峡北上流动和对马暖流定常忽略风应力两侧有300米深的海坎。西边界流被限制在外海。而在内海则产生了一条东边界流。由此可见地形和摩擦的作用非常重要。第七节斜压大洋环流理论初步引言一层半海洋两层半海洋多层到连续层化海洋1.引言海洋存在典型的温跃层，厚度大约在1km海洋的环流基本集中在温跃层之上温跃层以下海水比较均匀，环流很弱斜压风生环流理论的研究目的斜压风生环流理论（温跃层环流理论）是为了解决大洋上层温跃层的结构及流动问题，正压理论并没有告诉我们任何关于大洋环流垂直结构的信息，因而需要更复杂的斜压理论，几乎所有的斜压理论都将Sverdrup理论作为研究的起点位涡均一化和通风温跃层是其中最重要的斜压风生环流理论斜压理论的引出——温跃层如何形成？分子热扩散能够带来大约1米量级的温跃层深度湍扩散能够带来大约100米的温跃层深度实际海洋中温跃层深度大约为500米，因而上述两种机制都无法实现实际海洋的温跃层，说明非线性平流作用的重要的，理论突破应该从这里入手温跃层环流理论发展Iselin,1939;Montgomery,1938Veronis,1969Welander,1959,1971RhinesandYoung,1982，位涡均一化;Luyten,Pedlosky,Stommel,1983，通风温跃层2.一层半海洋海洋可以近似看成由上混合层、温跃层和深层大洋构成一层半模式一层半模式又称为约化重力模式，假定海洋被温跃层分为两层，流动只发生在上层，下层流体静止且无限深。一层半模式的一个重要结论：海面起伏和次表层温跃层起伏方向相反，量级相差3个左右Argo浮标观测到的温跃层起伏和卫星高度计观测到的海面高度起伏对比一层半模式求解大洋环流结构过程确定东边界第一层深度。根据Sverdrup理论，从东边界开始积分风应力旋度，计算自东向西的每一点流函数，得到海面起伏的分布。根距海面起伏和温跃层深度之间的关系，计算各点的温跃层深度。靠近西边界的地方内区的Sverdrup流函数和西边界流函数的解要一致。西东海洋海面高度的分布是由Sverdrup理论决定的，在副热带海区的西面海面最高海洋温跃层的分布可以用一层半理论解释，温跃层最深的地方就是海面高度最高的地方3.两层半海洋两层半海洋模式存在问题摩擦力很小，如何使温跃层内的流体流动？位涡均一化理论风的强迫扭曲了等位涡线，使其不与东边界相交，这样第二层内就可以产生运动海洋中的位涡池区通风温跃层理论温跃层的露头现象使得第二层的海水可以受到位涡的输入产生运动。北南海洋中的通风现象4.多层到连续层化海洋位涡均一化（不露头的等温面）和通风温跃层（露头的等温面）共同作用，驱动整个温跃层内的流动。海洋当中的温跃层环流