大洋环流和海气相互作用的数值模拟：C01_热带太平洋环流的初步知识-2.ppt

* * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * * 09/23/07 注1：原来的第一组公式中漏掉了常数g。 注2：这里的H应理解为z坐标下的数值（而不是温跃层的‘深度’），因此是负数。但在后面的地转输送和Rossby波公式中，H应理解为‘深度’，因此是正数。 1.5 海表高度和温跃层的关系，地转流 — 1.5层模式 及其应用 EUC 海表高度、温跃层和洋流的配置 海表高度和温跃层的坡度方向相反； 海表高度坡度与洋流速度呈地转关系； 洋流速度随深度减小直至消失. 以上观测事实可抽象为1.5层模式. 海表高度与温跃层坡度产生的压力梯度平衡 α = 3×10-4 K-1, ? T = ?10K ? 热带海洋温跃层坡度是海表高度坡度的100-300 倍, 两者方向相反. ? 热带海洋的海表高度可看作温跃层深度的压缩映像. 1982年12月热带太平洋海表高度异常(Wyrtki, 1985) 试推测温跃层深度异常的分布？ 用温跃层深度表示的地转流 ：约化重力 温跃层的体积输送 Lat. D20 T300 DynH Santa Cruz 0?N 0.93 0.92 0.92 Truk 7?N 0.90 0.91 0.92 Christmas 2?N 0.80 0.85 0.87 Guam 14?N 0.73 0.79 0.70 Honiara 9?N 0.69 0.75 0.80 Kapingamarangi 1?N 0.56 0.68 0.78 Noumea 22?N 0.32 0.68 0.31 Suva 18?N 0.30 0.38 0.33 Papeete 18?N 0.39 0.40 0.37 Honolulu 21?N 0.41 0.64 0.69 热带海洋D20、T300和DynH的相关系数(Rebert 等，1985) 描写热带温跃层坡度的变量： 20?C等温线深度：D20 上层300米平均温度：T300 海表高度：SSH 海表动力高度：DynH 1.6 非频散斜压Rossby波 反气旋斜压扰动在 x-z 面上的投影 温跃层 z = ?H(x,y) β 效应?地转散度?扰动整体西移 利用地转输送散度计算温跃层加深率 温跃层扰动以相速度cR西传 与常规斜压 Rossby 波的比较 后者是非频散波，能量以 cR 西传. 赤道附近非频散Rossby波传播速度估计 设 5?N： 4?N-6?N 平均的T300和SSH的季节变化 问题：试估计上图中扰动的传播速度. Chelton, D. B. (1996). Global Observations of Oceanic Rossby Waves. Science, 272, 234–238. Chelton, D. B., et al. (2007). Global observations of large oceanic eddies. Geophysical Research Letters, 34(15), L15606 1.7 Kelvin波 —单向传播的重力波 ? 边界捕获的 Kelvin波 ? 赤道捕获的 Kelvin波 c.一个月后：赤道外扰动缓慢西传，赤道上扰动迅速东传. (T&G, Fig.19.9) a.赤道西风 ? 气旋式风应力 b.几天后：温跃层扰动出现 d.两个月后：扰动分别到达西边界和东边界后 · · · . ENSO事件中温跃层扰动的传播略图 赤道Kelvin波 边界Kelvin波 赤道温跃层扰动传播机理：Kelvin 波 ? 跨赤道温跃层深度异常 H > 0； ? u > 0 ：赤道 β 平面的地转流； ? v = 0 ： 扰动被赤道“捕获”. (T&G, Fig.19.10) 试判断：扰动将如何移动？ 赤道 Kelvin 波方程组及其求解 赤道温跃层 Kelvin 波的传播速度 赤道波传播速度的比较 赤道Kelvin 波 Rossby 波(5oN) 2.1 ms-1 0.6 ms-1 北边界捕获的Kelvin 波方程组及其求解 H 北半球北边界Kelvin波示意图 当f=0时 当f>0时 上层: u1,v1,ρ1,H1 下层：u2,v2,ρ2,H2 为什么要采用1.5层模型近似？ 2层模型 斜压模 正压模 连续层化模型 小结：热带温跃层概念的应用 ? 温跃层坡度 与 海表高度坡度 ? 利用温跃层深度计算地转输送 ? 赤道外温跃层扰动的传播 — ? 赤道温跃层扰动的传播 — ? 温跃层扰动产