Download - 第三讲 风应力 , 热通量 淡水通量
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1
3
5
7
9
11
13
15
17
19
1
5
7
9
3
AAtmospheretmosphere
OOceancean
.008916
1 23
LLandand
.074074
.188615
.336077
.500000
.663923
.811385
.925926
.991084
500 680 900
25
75
125
180
255
360
11601455177521152475285032353625401544054800
Sea Ice
Sun
LASG 全球海洋 - 大气 - 陆面( GOALS )耦合模式
热量
水分
动量
这些交换是通过海表面附近边界层的湍流过程实现的 .
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风应力及其参数化 湍流热通量和辐射热通量 盐度和淡水通量
主 要 内 容
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Fz
v
zpvkf
td
dV
o
1v
动量方程和位温方程
z
I
cF
z
T
ztd
Td
pTT
0
1
z
F
ztd
Fd
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ERPS
z
S
Qc
1
z
T
τ1
z
v
0
0
0zS
p00zT
00zV
垂直“扩散”和海表通量
STF
z
F
z
,,v
扩散项及其边界条件是如何导出的 ?
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风和风应力
1010 vvτ
DaC
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太平洋年平均风应力
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(Continued) (c) viewed from above. (Fro
m Tomczak and Godfrey, 2001)
赤道无风带信 风西风带
极地东风带
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The meridional air pressure distribution and associated air movement (a) on a non-rotating earth, (b) on a rotating earth without continents.
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风应力的定义和
参数化表示
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Atmospheric boundary layer
Surface layer (constant flux layer)
ZB 1000m
ZS 0.1ZB
Z0 1mm
大气边界层 , 近地层 ( 常通量层 )
大气模式一般不能分辨常通量层 .
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近地面层 ( 常通量层 ) :• 高度为 50~100 米 ;• 湍流应力远超过分子粘性力;• 科氏力和气压梯度力可忽略;• 动量、热量和水汽的湍流垂直输送随高度的变化很小。(周秀骥等:高等大气物理学)
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平均流和湍流( 以 u- 方程为例,讨论湍流对平均流的贡献 )
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湍流分量及其垂直输送
,, wwwuuu
00, wuwu
dt,tuΤ
1u
Τ
0
Ensemble average
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wuuwwuwu
wwuuwu
wuwuuw
平均输送通量 湍流输送通量
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大气动量方程 , Reynolds 应力
x
pfv
z
uw
y
uv
x
uu
t
u
a
1
z
wu
y
vu
x
uu
t
u
z
uw
y
uv
x
uu
z
uw
y
uv
x
uu
t
u
uwuvuu aaa ,,
Fu=
Nm-2
dyncm-
2
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uwzt
ua
a
1
SLax uw 海表面边界层大气常通量层 SLa uw
z
u
zt
u
风应力是向下的湍流水平动量输送通量 .
z
uuw
( 第五讲 )
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• 气候模式只描写平均量的变化 .
• 湍流量对平均量的贡献总是表现为湍流输送通量 (Reynolds应力 ) 的辐合 , 来源于非线性平流项 .
• 利用大气常通量层的 Reynolds 应力来定义风应力 .
小 结
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uwax 2
10~ uCDa
Ocean boundary layer
Constant flux layer
u=
u(
z)
风应力的参数化 , 平均风速廓线
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海面边界层理论和风应力参数化海面边界层理论和风应力参数化• 雷诺应力√• 常通量层√、混合长理论• 相似理论→平均风梯度• 平均风廓线和风应力公式√• 拖曳系数和稳定度参数 ( 可参看 da Silva et el., 1994)
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风应力和拖曳系数
1010 vv
vτ
Da
a
C
w
3105.20.1~
,
saaDD TTCC v稳定度
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Wind stress is the friction due to wind blowing across the sea surface. It transfers horizontal momentum to the sea, creating currents. (Stewart , 2004)
. . . . . .
风应力的物理意义
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Zonal wind stress
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Meridional wind stress
ITCZ
SPCZ
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风和风应力的数量关系
a= 1.23 kg m-3 ; |v10|=10ms-1
CD=1.210-3
1010 vvτ DaC
2cmdyn5.1
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风应力产品Hellerman & Rosenstein (1983)UWM/COADS (1994)FSU pseudo-stress (1997, 2001)NCEP Reanalysis (2001)ECMWF Reanalysis (ERA, 1999, 2000)European Remote Sensing (ERS, 2001)
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From Wittenberg (2003)
Taux (160E-150W, 5S-5N)
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湍流热通量
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Twz
1
t
Ta
a
SLap
Turbulence
Twc
Q
海表面边界层大气常通量层 SLa Tw
向下的湍流感热通量
Reynolds 应力概念的推广
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Twzt
T
qwzt
q
近地层湍流热通量
acp
aL
E
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TwcQ paS
CT ~ 1.0 10-3 — Stanton number
CE ~ 1.2 10-3 — Dalton number
saTpa TTCc 10V
qwLQ aL ssaEEa TqqCL 10V
湍流热通量的参数化
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saaTpaS TTCcQ V
ssaaEEaL TqqCLQ V
aaDa C VVτ 小结 : 湍流通量的 Bulk formula
O(CD, CT, CE) = 10-3
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Cp = 1004 J Kg-1 K-1
LE ~ 2494103 J Kg-1
大气定压比热和蒸发潜热系数
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太平洋年平均 ( 向上的 ) 感热通量
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太平洋年平均 ( 向上的 ) 潜热通量
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辐射热通量
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Annual Global Mean Energy Balance
390-324=66
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λ (µm)
0.7 0.43.5
短波辐射长波辐射
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计算净短波辐射通量的经验公式
1
001906201 .C.
QQ clearSWSW
(Based on da Silva et al., 1994 — UWM/COADS)
(λ,φ, t , . . .)
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太平洋年平均总云量第 6
讲
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太平洋年平均短波辐射通量
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计算净长波辐射通量的经验公式
(Based on da Silva et al., 1994 — UWM/COADS)
saTT
LWaLWLW TT
T
QTQQ
a
2
4
0601050390 C.e..Q
TQQ
a*
s*
LW
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太平洋年平均 ( 向上的 ) 长波辐射通量
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• 影响潜热和感热通量的主要因子 .• 影响短波和长波辐射通量的主要因子 . • 热带海洋上潜热、感热、短波和长波辐射通量的数量概念 .
• 海表热通量中包含的反馈过程 .
小 结
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热带太平洋年平均海表热通量分布
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短 波
潜热 长
波感热
热带海洋净向下的热通量
0
SLW
LSW
QQQ
200 100 50 10
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Annual mean SST, F (Wm-2) and DTC (m)averaged over 110-150W, 2S-2N (ECT) and 160-180E, 2S-2N (EWP)
SST Q DTC
ECT 25.8 85 94
EWP 28.8 36 163
DTC: Depth of ThermoCline, estimated based on 20C isotherm
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第一讲关于冷舌和暖池的讨论•热带太平洋 SST 是海表热通量
的加热作用和海洋动力过程的冷却作用相互平衡的结果 .
•在冷舌区,海洋环流所产生的冷却作用处于支配地位 .
•问题 : 为什么暖池区海温很高而净的海表热通量很小?
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太平洋年平均净海表热通量
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![Page 52: 第三讲 风应力 , 热通量 淡水通量](https://reader036.vdocuments.pub/reader036/viewer/2022081415/56813b02550346895da3a2ba/html5/thumbnails/52.jpg)
Mean seasonal cycle of net downward surface heat flux based on da Silva et al. (1994) (counters: -400, -300, -200, -100, 0, 20, 100, 120, unit: W/m2)
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海洋 和 陆地热储存能力的对比
![Page 54: 第三讲 风应力 , 热通量 淡水通量](https://reader036.vdocuments.pub/reader036/viewer/2022081415/56813b02550346895da3a2ba/html5/thumbnails/54.jpg)
TG SST
‘单独’ 大气模式的下垫面条件
大 气
陆 地 海 洋
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海、陆季节热储存能力比较
比热 密度 厚度 温差 热储存
海洋 4000 1000 100 10C 4.0×109J
陆地 800 3000 1 20C 4.8×107J
(取自 Stewart, 2004 ; Unit: m•kg•sec)
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![Page 57: 第三讲 风应力 , 热通量 淡水通量](https://reader036.vdocuments.pub/reader036/viewer/2022081415/56813b02550346895da3a2ba/html5/thumbnails/57.jpg)
海洋模式和海气耦合模式的区别
SLLWSW QQQQQ
,;,,,, saaaclearSW TTqCQf V
单独海洋模式 (由观测给定 )
海气耦合模式(from AGCM)
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OGCM
AGCM
OGCM
AGCM
Obs
Obs
Two Modes for Running Two Modes for Running Atmosphere and Ocean ModelsAtmosphere and Ocean Models
Coupled Mode Uncoupled Mode
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盐度和淡水通量
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盐度的最简定义At the simplest level, salinity is the total amount of dissolved material in grams in one kilogram of sea water.
(Stewart, 2004)
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盐度的单位: PSU (~ g/kg)
>35
363531
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年平均洋面 E-P 分布( cm/year )
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淡水通量, Virtual salinity flux
S0 — 参考盐度
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(, S, p)
210 - 4 K - 1
7~810 - 4 (psu)- 1
线性化的海水状态方程
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• 长波辐射主要被海表吸收;它对下层海洋的影响只能通过湍流混合等动力过程来实现 .
• 短波辐射的 penetration 能够直接加热次表层海洋,是海洋模式重要的参数化过程之一 .
辐射通量向下输送的机理 ( 第 5讲 )
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温度方程及海表边界条件
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盐度方程及海表边界条件
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