物理海洋学8章.pdf

Physical OceanographyPhysical OceanographyPhysical OceanographyPhysical Oceanography 物理海洋学物理海洋学物理海洋学物理海洋学 第八章第八章第八章第八章 Instructed by L Huaqing 吕华庆 Marine Science School of Zhejiang Ocean Uni Feb 2012 第八章第八章第八章第八章 赤道波动赤道波动赤道波动赤道波动 波导 1 急剧的热带温跃层为多种大尺度海洋波动提供 了波导 2 在赤道上科氏参数为零 使赤道成为一种自然 波导 赤道波动 1 向东传播的开尔文波 2 向西传播的罗斯贝波 这两种赤道波动可从温跃层的升降扰动观测到 卫 星可以跟踪两种赤道波的传播情况 赤道波动猜想赤道波动猜想赤道波动猜想赤道波动猜想 从浅水方程导出的波动 即向东传播的开尔文波和向 西传播的罗斯贝波 未能得到证实 从而成为一种数学猜 想 直到20世纪60年代 人们才观测到开尔文波的存 在 到了20世纪80年代 人们发现这种与风应力直接有 关的热带海洋的响应 即波动 是厄尔尼诺和南方涛动 ENSO 过程中的主要因素 8 1 开尔文波开尔文波开尔文波开尔文波 开尔文波是发生在大气或海洋中的 迎向地形边界 例 如海岸线 平衡科氏力的波动现象 开尔文波的一个特征是非弥散性 也就是说 波峰的相 速度与波能的速度在所有频率时均相等 它在沿岸方向始终 保持它的形状 上凸或下陷的开尔文波示意图 在北半球 两种开尔文波均是右界 波 但伴随的地转流方向不同 Benoit Cushman Roisin Jean Marie Beckers 2010 赤道开尔文波赤道开尔文波赤道开尔文波赤道开尔文波 赤道开尔文波是开尔文波的一个特例 在赤道上似乎 没有边界存在 但南 北半球的开尔文波互为镜像 所以 赤道实质上就是一种边界 这种波动永远由西往东传播 并只存在于赤道附近 与海洋类似 在大气中也存在赤道开尔文波 两者在 厄尔尼诺 南方涛动中扮演重要角色 他们把太平洋西部的 变动输运到东部 8 2 开尔文波的数学表达式开尔文波的数学表达式开尔文波的数学表达式开尔文波的数学表达式 开尔文波存在于中 大尺度的运动中 所以奈维 斯 托克斯方程中的对流项和摩擦项可以忽略 于是方程简 化为 8 1 u fvg tx v fug ty 连续方程演化为 0 8 2 uv h txy 0h Uh V txy 11 8 3 i t i t i t Z x y e uU x y e vV x y e 令 把式 8 3 代入式 8 1 得 8 4 8 5 Z i U x yfV x yg x Z i V x yfU x yg y 从式 8 4 和式 8 5 得到 22 22 8 6 gZZ U x yif xyf gZZ V x yif yxf 把式 8 6 代入式 8 2 得到亥母霍兹方程 22 22 22 22 22 0 8 7 0 8 8 f ZZ Z x y xygh Z x yX x Y y f X xY y X xY ygh f X xY y X xghY y 令并代入亥母霍兹方程得 常数 式 8 8 中的常数存在三种可能 即 2 2 0 8 9 l l 常数 22 22 0 0 0 f f 当 常数并且时 如果不满足 方程描写的是简谐波动 则不存在波动 2 22 2 2 22 22 2 2 8 11 0 8 12 0 l Xf l Xgh Y l Y f kl gh Xk X Yl Y 当 常数时 令 上式的解为 11 22 8 13 ikxikx lyly XAeBe YA eB e 1122 12121212 1234 8 14 ikxikxlyly ly kxly ikxly ikxly ikx ly ikxly ikxly ikxly ikx ZXYAeBeA eB e A A eB A eAB eB B e C eC eC eC e 式 8 14 代表了一种波动 它的振幅与y坐标有关 沿x方向传播 讨论讨论讨论讨论 12 34 34 0 0 8 15 ly ikxly ikx CC CC ZC eC e 如果在上半平面 则 如果在下半平面 则 现研究上半平面 则 34 22 8 6 8 16 ly ikxly ikx g Ukfl C ekfl C e f 代入式 22 22 8 6 gZZ U x yif xyf gZZ V x yif yxf 类似地 我们可以得到 34 22 0 340 22 4 3 22 8 17 0 0 0 0 0 ly ikxly ikx y ly ikxly ikx y ly ikx ig Vlfk C elfk C e f V ig lfk C elfk C e f flfk C ig Vlfk C e f 在北半球所以 34 8 15 ly ikxly ikx ZC eC e 34 3 22 22 22 3 0 0 8 18 0 ly i t f y i kxt i ti t c i tly ikxi t ff y i kxty i kxt c i x c k lfk kff l c ACCZe ZeeAe g uU x y ekfl C ee f gfg AeAe fccc C e v 令 8 4罗斯贝波的机制罗斯贝波的机制罗斯贝波的机制罗斯贝波的机制 罗斯贝波是一种行星波 存在两种形式 一种是正压 罗斯贝波 传播速度与水深无关 典型传播速度为 50m s 时空尺度变化大 跨越海盆只需几天 另一种为斜压罗斯贝波 传播速度随深度增加而变 并且很慢 典型传播速度为每秒几个厘米 其空间尺度为 几千千米 时间尺度达到年量级 向西跨越海盆的时间需 十多年 图8 3 斜压罗斯贝波等值线图 表示向西的速度 赤道南北5 以内没有速度标记 是考虑该区域的速度还与其他理论有关 根 据Killworth 2001 改变 图8 4 深度无关的罗斯贝波的形成机制 根据 Killworth 2001 改变 图8 5 深度有关的罗斯贝波的形成机制 根据Killworth 2001 改变 8 5 赤道过程赤道过程赤道过程赤道过程 图 8 6 印度洋 左 太平洋 中 大西洋 右 赤道铅垂面上的 温度结构 单位 m Kessler WS 2005 8 5 1 赤道温跃层分析赤道温跃层分析赤道温跃层分析赤道温跃层分析 太平洋 大西洋的东西向温跃层倾斜为信风所维持 在信内带的作用下 西侧的温跃层较深 而东侧较浅 东侧的信风较强 西侧相对较弱 根据埃克曼输运原理 赤 道北侧的水体向北输运 南侧的向南输运 结果跃层上升 东侧跃层浅 海表水温降低较快 从而形成向西延伸的冷 舌 在太平洋特别明显 冷舌可以延伸至国际日期变更线 摘自 美国伍兹霍海洋研究所黄瑞新教授 大洋环流 8 5 2赤道流系赤道流系赤道流系赤道流系 赤道海区夹在南北回归线之间 该区域中东西向流动的海流相互交 错 流速不同 流宽也不同 习惯上把这些海流统称为赤道流系 图8 7风系 表层流 埃克曼输运 a 和赤道 区南北向断面结构 b 侍茂崇等 2000 讨论 1 海流并不是以赤道作为分界呈对称分布 平均起来 赤道 辐合带的位置在4 N处 大西洋没有如此明显 2 东北信风在10 N附近形成辐散带 辐散带的背面是一支向 西的北赤道流 3 4 10 N之间 一般称为 热赤道 出现水自西向东的流 动 称为北赤道逆流 北赤道逆流的流速一般在40 60cm s之间 最 大流速达150cm s 4 由于环境的不同 各大洋的赤道逆流不尽相同 但已证实 这是赤道流系的普遍现象 8 5 3赤道潜流的形成机制赤道潜流的形成机制赤道潜流的形成机制赤道潜流的形成机制 图8 8 克伦威尔流形成机理 8 6 厄尔尼诺和拉尼那现象厄尔尼诺和拉尼那现象厄尔尼诺和拉尼那现象厄尔尼诺和拉尼那现象 前言 在太平洋沿岸的秘鲁和厄瓜多尔沿海 在圣诞节前后发 生海水异常回暖现象 当地人称之为厄尔尼诺 研究发现 厄尔尼诺不是局部海洋现象的异常 其影响 范围也不限于太平洋东部 可以波及全球 现在所谓的厄尔尼诺 其涵义已大大超过了传统的观 念 人们不再简单地把它看成一种流 而是作为一种大规模 的海洋和大气相互作用的现象来研究 厄尔尼诺是海洋 大气系统受到扰动的结果 8 6 1厄尔尼诺发生的必要条件厄尔尼诺发生的必要条件厄尔尼诺发生的必要条件厄尔尼诺发生的必要条件 海洋对短暂风扰动的响应海洋对短暂风扰动的响应海洋对短暂风扰动的响应海洋对短暂风扰动的响应 必要性论证 1 在正常情况下 东西向的信风足以使赤道温跃层向 西保持足够的坡度 2 早期的理论认为厄尔尼诺是海洋对西风爆发引起的 风应力松弛的简单反应 3 历史上把1997年发生的厄尔尼诺归因于西风爆 发 后来发现类似的西风爆发并没有引起厄尔尼诺发生 但赤道太平洋西部国际日期变更线附近数周至一个月的西 风爆发 WWB 可引起厄尔尼诺 4 西风爆发是厄尔尼诺发生的必要条件 但不是充 分条件 8 6 2 典型西风爆发后的赤道波动典型西风爆发后的赤道波动典型西风爆发后的赤道波动典型西风爆发后的赤道波动 典型西风爆发的时间为3个星期 以下风应力的数学表达式与实际观测到的 典型西风爆发相符 2222 00 2 0 0 exp 180 W 10 10 0 02N m 7 wwbyx xywwb t ty LxxL xLL t 式中 天 费得罗夫等 Fedorov Brown 2009 通过长波近似的浅水模式得出结 论 西风爆发可激发下凹的开尔波和上凸的罗斯贝波 图11 9 根据Fedorov Brown 2009 改变 8 6 3 海洋对缓慢风应力变化的响应海洋对缓慢风应力变化的响应海洋对缓慢风应力变化的响应海洋对缓慢风应力变化的响应 海洋对周期性或准周期性缓慢风应力变化的响应是不同的 与厄尔尼 诺 南方涛动 简称ENSO 有关的风应力年际变动近似地可表示为 222 00 2 00 sin 2 exp 180 W 40 10 0 02N m 5 yx xy t Py LxxL xLL P 式中 年 费得罗夫等 Fedorov Brown 2009 通过浅水模式得出结论 这种情况下 的赤道温跃层变化是缓慢的 当应力变动为正时 赤道东部温跃层加深 当应力 变动为负时 则变浅 从数学上 这种情况下的温跃层变化也可用罗斯贝波和开 尔文波的理论来解释 但我们未发现明显的自由罗斯贝波和开尔文波存在 8 6 4 ENSO模型模型模型模型 ENSO El Nino Southern Oscillation 皮叶克尼斯正反馈皮叶克尼斯正反馈皮叶克尼斯正反馈皮叶克尼斯正反馈 厄尔尼诺发生期间 信风较弱 导致赤道太平洋东 部温跃层加深 温跃层加深导致SST梯度减小 从而进一步使信风较弱 引 起El Nino 海洋对风场变化的缓慢响应将产生一个负反馈效应 见后 引起La Nina 图8 10延时振子示意图 西部远离赤道海域升高的温跃层 沿着西边界以 开尔文波的形式向赤道靠拢 并进尔沿赤道向东传播 最终到达赤道 太平洋东部 把温跃层推向海表 SST下降 状态为赤道太平洋东部 温跃层升高过程中向西的风应力变动 拉尼那过程结束后西风爆发 新 一轮厄尔尼诺过程开始 整个过程大约需要1 2年时间 厄尔尼诺的定义厄尔尼诺的定义厄尔尼诺的定义厄尔尼诺的定义 特伦伯思 Trenberth 1997 指出 仅当5 N 5 S 120 W 170 W海域内的连续5个月平均海表温升超过 0 4 C 并持续6个月或更长时期时 我们才可称这种赤道 系统的变动为厄尔尼诺 南方涛动指数南方涛动指数南方涛动指数南方涛动指数 选取塔希提站 17 40 S 149 25 W 代表东南太平洋 选取达尔文站 12 28 S 130 50 E 代表印度洋与西太平洋 将两个测站的海平面气压 差值进行标准化和归一处理得到一个用于衡量南方涛动强弱的指数 称为南 方涛动指数 SOI SOI的计算方法 N 2 在Tahiti 令TA 实际海表压力 平均海表压力 方差和Summation 1 TA Tahiti标准变动 Summation 1 N 式中 为月数 实际海表压力 平均海表压力 所以 Tahiti标准差为 Summation 1 N 实际海表压力 平均海表压力 同样 达尔文标准差为 Summation 2 N 令两站标准差平方之和为 Summation 3 Tahiti标准差达尔文标准 SOI 2 差 则月标准变动MSD Summation 3 N Tahiti标准差 达尔文标准差 MSD 讨论 1 当指数为正值时 表明塔希提比达尔文气压偏高 的程度超过了正常情况 也就是东西太平洋气压差增大 当这个指数为负值时 则表明东西太平洋气压差在减小 2 当负值极其低时 两地的气压则可能已发生了逆 转 也就是达尔文站实际气压超过了塔希提站 3 南方涛动指数出现持续性的负值 该年有厄尔尼 诺现象 相反地 如果南方涛动指数出现持续性的正值 该年有反厄尔尼诺现象也就是拉尼娜现象 8 6 5厄尔尼诺理论厄尔尼诺理论厄尔尼诺理论厄尔尼诺理论 怀恩尔特基 Wyrtki 1975 厄尔尼诺理论 1 在厄尔尼诺发生两年前 太平洋中部呈超强东南信风 2 超强东南信风导致南太平洋亚热带旋涡加强 3 从而南赤道流得到加强 赤道太平洋西侧水体堆积 海表倾斜 增加 4 一旦太平洋中部风应力减弱 西侧积水开始东流 很可能以赤 道开尔文波的形式进行 5 该波动导致厄瓜多尔和秘鲁沿岸暖水积累 使本来较浅的温跃 层加深 6 有时 太平洋西侧的信风不但减弱 而且可以倒向几个星期甚 至一个月 形成西风急流 WWB 使当地的温跃层加深 温跃层的加深 过程可以触发东进的开尔文波和西进的罗斯贝波 7 开尔文波在东进的过程中使温跃层加深 同时也促使暖水东 运 几个月后 赤道太平洋东侧混合层加深 东侧温跃层的加深可以阻碍冷水 涌升 从而厄瓜多尔和秘鲁沿岸海表温度可以