第三讲风应力 , 热通量

淡水通量张学洪

(zxh@lasg.iap.ac.cn)

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 .

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

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

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 ?

风和风应力

1010 vvτ

DaC

太平洋年平均风应力

(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

The meridional air pressure distribution and associated air movement (a) on a non-rotating earth, (b) on a rotating earth without continents.

风应力的定义和

参数化表示

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 .

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）

平均流和湍流( 以 u- 方程为例，讨论湍流对平均流的贡献 )

湍流分量及其垂直输送

,, wwwuuu

00, wuwu

dt,tuΤ

1u

Τ

0

Ensemble average

wuuwwuwu

wwuuwu

wuwuuw

平均输送通量 湍流输送通量

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

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 )

• 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

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

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)

风应力和拖曳系数

1010 vv

vτ

Da

a

C

w

3105.20.1~

,

saaDD TTCC v稳定度

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

Zonal wind stress

Meridional wind stress

ITCZ

SPCZ

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

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)

From Wittenberg (2003)

Taux (160E-150W, 5S-5N)

湍流热通量

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

Twzt

T

qwzt

q

近地层湍流热通量

acp

aL

E

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

saaTpaS TTCcQ V

ssaaEEaL TqqCLQ V

aaDa C VVτ 小结 : 湍流通量的 Bulk formula

O(CD, CT, CE) = 10-3

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

太平洋年平均 ( 向上的 ) 感热通量

太平洋年平均 ( 向上的 ) 潜热通量

辐射热通量

Annual Global Mean Energy Balance

390-324=66

λ (µm)

0.7 0.43.5

短波辐射长波辐射

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 , . . .)

太平洋年平均总云量第 6

讲

太平洋年平均短波辐射通量

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

太平洋年平均 ( 向上的 ) 长波辐射通量

• 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

热带太平洋年平均海表热通量分布

短 波

潜热 长

波感热

热带海洋净向下的热通量

0

SLW

LSW

QQ

QQQ

200 100 50 10

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

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？

太平洋年平均净海表热通量

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)

海洋 和 陆地热储存能力的对比

TG SST

‘单独’ 大气模式的下垫面条件

大 气

陆 地 海 洋

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)

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)

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

盐度和淡水通量

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)

盐度的单位： PSU (~ g/kg)

>35

363531

年平均洋面 E-P 分布（ cm/year ）

)(0 PESFVS

)RPE(SFVS 0

淡水通量， Virtual salinity flux

S0 — 参考盐度

/r S

(, S, p)

210 － 4 K － 1

7~810 － 4 (psu)－ 1

线性化的海水状态方程

• 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 )

z

TwF

y

TvF

x

TuF

FFFz

Tw

y

Tv

x

Tu

t

T

zT

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xT

zT

yT

xT

,,

温度方程及海表边界条件

LWSLp0

zzQQQ

c

1Tw

0

SWQzIzII 0,

z

I

cp

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1

z

SwF

y

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x

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Sv

x

Su

t

S

zS

yS

xS

zS

yS

xS

,,

盐度方程及海表边界条件

REPS

Swzz

0

0

0