Перезарядка генератора

Модель осциллятора перезарядки Эль- Ниньо – Южного колебания (ЭНСО) – это теория, впервые описанная в 1997 году Джином. что объясняет периодическое изменение температуры поверхности моря ( ТПМ ) и глубины термоклина , происходящее в центральной экваториальной части Тихого океана. Физическими механизмами, лежащими в основе этих колебаний, являются периодические пополнения и сбросы зонального среднего экваториального теплосодержания вследствие взаимодействия океана и атмосферы. Для моделирования ЭНСО были предложены и другие теории, такие как генератор с задержкой, западно-тихоокеанский осциллятор и адвективно-отражательный осциллятор. Единая и последовательная модель была предложена Вангом в 2001 году. в котором модель осциллятора перезарядки включена как частный случай.

Историческое развитие

Первые попытки смоделировать ЭНСО были предприняты Бьеркнесом в 1969 г. которые поняли, что ЭНСО — это результат взаимодействия океана и атмосферы ( обратная связь Бьеркнеса ). В 1975 году важный шаг в понимании ЭНСО был сделан Выртки, который улучшил модель Бьеркнеса, понимая, что накопление теплой воды в западной части Тихого океана происходит из-за усиления пассатов и что явление Эль-Ниньо вызывается потоком теплой воды на восток в форме волн Кельвина. Хотя модель Бьеркнеса-Виртки объяснила причины, вызывающие явления Эль-Ниньо, она не смогла учесть циклический характер всего ЭНСО. Повторяющийся характер ЭНСО был описан Кейном и Зебиаком в 1985 году. которые поняли, что в результате явления Эль-Ниньо глубина термоклина на экваторе стала меньше, чем обычно. Это состояние вызывает переход к холодной фазе, также называемой фазой Ла-Нинья. Модель, предложенная Кейном и Зебиаком, была первой, которая учла сопряженное взаимодействие океана-атмосферы и системы памяти океана. Эти два предположения лежат в основе модели генератора перезарядки, описанной Джином в 1997 году.

Качественное объяснение модели

На рисунке описаны четыре различных этапа модели. Обратите внимание, что толстая синяя линия представляет аномалию глубины термоклина (а не термоклин). $\tau$ – аномалия напряжения ветра.

Физические процессы, лежащие в основе модели генератора перезарядки, можно разделить на 4 различные фазы:

1. Теплая фаза : положительная теплая аномалия ТПО, расположенная в восточной части Тихого океана, вызывает аномалии западного ветра, вызывающие ослабление циркуляции Уокера . Это приводит к аномалии наклона экваториального термоклина, который по сравнению с невозмущенной ситуацией сейчас находится глубже в восточной части Тихого океана. Аномалия наклона термоклина усиливает аномалию напряжения ветра и, следовательно, аномалию ТПО, создавая положительную обратную связь (поскольку аномалия напряжения ветра также обусловлена ​​аномалией ТПМ). Стресс ветра постепенно уменьшает глубину термоклина в западной части Тихого океана и приводит к отрицательной средней зональной глубине термоклина в Тихом океане из-за дивергенции зонального интегрированного переноса Свердрупа . Этот тепловой выброс постепенно уменьшает глубину термоклина также в восточной части Тихого океана, где он приводит к тенденции к похолоданию аномалии ТПМ. Эту фазу относят к Эль-Ниньо и обычно связывают с более высокой температурой в западной части Тихого океана и повышенным риском засух и пожароопасности в Австралии.
2. Первая переходная фаза : на этой фазе аномалия температуры ТПО остыла до нуля. Следовательно, исчезает и аномалия напряжения ветра, вызванная аномалией ТПО. Как следствие, уменьшится и наклон термоклина между восточной и западной частями бассейна, поскольку его разбалансировка обусловлена ​​ветровым напряжением. В этот период вся экваториальная глубина тихоокеанского термоклина аномально мала, поскольку теплосодержание в бассейне океана было вынесено свердруповским переносом .
3. Фаза охлаждения : Уменьшенная глубина слоя термоклина позволяет аномально холодной воде закачиваться в восточный поверхностный слой путем климатологического апвеллинга , что приводит к переходу аномалии ТПО в отрицательную фазу в этой части Тихого океана. Аномалия ТПО в восточном бассейне усилит циркуляционные ветры Уокера, усиливая наклон термоклина; в результате аномалия глубины термоклина увеличится в западной части Тихого океана и уменьшится в восточной его части. Увеличение наклона вызовет рост отрицательной аномалии ТПМ, что приведет к возникновению обратной связи, аналогичной теплой фазе, но с противоположным эффектом. Эту фазу называют Ла-Нинья, и она характеризуется большим испарением вод западной части Тихого океана, более частыми дождями и наводнениями по всей Австралии.
4. Вторая переходная фаза : усиление циркуляции Уокера увеличивает нагрузку на ветер в западном направлении, увеличивая приток тепла в экваториальный бассейн из-за переноса Свердрупа. Это привнесение тепла увеличивает среднюю глубину термоклина над экваториальной частью Тихого океана, что приводит к уменьшению аномалии ТПМ. При уменьшении аномалии ТПО до нуля положительный средний зональный термоклин приведет к положительной аномалии ТПМ в восточной части бассейна, что положит начало новому циклу.

Модели генераторов перезарядки

Идеализированная модель генератора перезарядки

Идеализированная безразмерная теория, предложенная Джином в 1997 году. для объяснения ЭНЮК состоит из математической структуры, описанной ниже. Он основан на моделировании западной и восточной части Тихого океана как двух бассейнов. Допущения и уравнения, лежащие в основе модели, поясняются ниже.

Аномалия глубины термоклина в восточной части бассейна $h_{E}$ напрямую и мгновенно связано с аномалией в западной части $h_{W}$ и к аномалии напряжения ветра $\tau$, согласно соотношению

$h_{E}=h_{W}+\tau$.

Изменение аномалии глубины термоклина над западной экваториальной частью Тихого океана математически описывается уравнением

${\frac {dh_{W}}{dt}}=-rh_{W}-F_{\tau }$

где $-rh_{W}$ представляет собой корректировку океана, характеризующуюся скоростью затухания процесса $r$ из-за перемешивания и экваториальных потерь энергии в пограничных слоях течений, возникающих на восточной и западной стороне бассейна . Второй срок ${\textstyle -F_{\tau }}$ представляет собой перенос Свердрупа через бассейн или, что равнозначно, перенос тепла в бассейн или из него; Перенос свердрупа зависит от завитка напряжения ветра $\nabla \times \tau$. С $F_{\tau }$ прямо пропорциональна зональному интегральному напряжению ветра и его закручиваемости, можно аппроксимировать ${\textstyle F_{\tau }=\alpha \tau }$, где ${\textstyle \alpha }$ является константой. Знак минус в приведенном выше уравнении обусловлен тем, что напряжение западного ветра уменьшает глубину термоклина в западном бассейне, в то время как вынужденный пассат (направление которого всегда с востока на запад) увеличивает глубину термоклина.

Предыдущие уравнения дают упрощенное описание экваториальной адаптации океана в масштабах всего бассейна под действием аномального ветрового стресса.

Аномалия ТПО $T_{E}$ эволюция во времени описывается соотношением

${\frac {dT_{E}}{dt}}=-cT_{E}+\gamma h_{E}+\delta _{s}\tau _{E}$

где ${\textstyle -cT_{E}}$ представляет собой релаксацию SST из-за $c$ процессы демпфирования скорости, ${\textstyle +\gamma h_{E}}$ учитывает климатологический апвеллинг, и ${\textstyle +\delta _{s}\tau _{E}}$ представляет собой адвективную обратную связь. ${\textstyle \tau _{E}}$ – ветровое напряжение, усредненное по региону, где происходит ТПМ, ${\textstyle \gamma }$ и ${\textstyle \delta _{s}}$ – соответственно термоклин и коэффициенты обратной связи накачки Экмана .

Как объяснялось в предыдущем разделе, реакция атмосферы на аномалию ТПМ представляет собой усиление ветрового стресса. $\tau$, ориентация которого зависит от знака аномалии. На величину аномалии ветрового напряжения влияет зональная площадь, в которой усредняется ТПМ, и результат будет больше, если учитывать весь бассейн, а не только его восточную часть. Это наблюдение позволяет аппроксимировать связь между ${\textstyle \tau }$, ${\textstyle \tau _{E}}$ и $T_{E}$:

$\tau =bT_{E},\tau _{E}=b'T_{E}$

с $b,b'$ коэффициенты связи.

Из предыдущих уравнений можно вывести линейно-связанную систему , описывающую глубину термоклина и временную эволюцию аномалии ТПМ в восточной части бассейна:

${\frac {dh_{W}}{dt}}=-rh_{W}-\alpha bT_{E}$

${\frac {dT_{E}}{dt}}=RT_{E}+\gamma h_{W}$

где $R$ изначально определяется как сумма уже введенных констант $\gamma b,\delta _{s}b'$ и $-c$и описывает гипотезу положительной обратной связи Бьеркнеса. Как уже говорилось ${\textstyle \gamma b}$ представляет обратную связь термоклина, $\delta _{s}b'$ Экмановский апвеллинг и ${\textstyle -c}$ скорость процесса демпфирования. Из-за слабого местного напряжения ветра, усредненного по восточному бассейну, параметр обратной связи апвеллинга Экмана $\delta _{s}b'$пренебрежимо мал по сравнению с двумя другими членами, что в конечном итоге приводит к $R=\gamma b-c$.

Улучшенный физический подход

Представленная выше модель все еще сильно идеализирована. Существует аналогичный подход, который исследует те же климатологические аномалии в циркуляции Уокера наряду с аномалиями толщины поверхностного слоя океана, но с более физической точки зрения.

Ключевые процессы этой модели перезарядки-осциллятора по-прежнему связаны с океаном (динамика, сохранение объема и тепловой баланс) и атмосферой, что приводит к другой совместной модели, которая всесторонне описывает механизм различных фаз ЭНЮК. Предположения немного отличаются от предположений модели, описанной выше.

Вклад океана обновлен и теперь представляет собой поверхностный слой с пониженной гравитацией средней толщины. $H$. Следуя подходу, аналогичному описанному выше, с учетом аномалии напряжения ветра $\tau$ и одна аномалия глубины термоклина (например, $h_{W}$) можно узнать другую аномалию глубины ( $h_{E}$) через соотношение:

$g'{\frac {h_{E}-h_{W}}{L}}={\frac {\tau }{\rho _{0}H}}$

где $g'$ это уменьшенная гравитация $g'=g{\frac {\Delta \rho }{\rho _{0}}}$. Наложив закон сохранения объема, можно увидеть, что единственный транспорт, который может существовать, — это меридиональный транспорт. Это достигается за счет переноса Свердрупа, вызванного аномалией напряжения ветра.

Тогда вертикальная интегрированная скорость север-юг составит:

$V_{TOT}={\frac {1}{\rho _{0}\beta _{0}}}({\frac {\partial \tau ^{y}}{\partial x}}-{\frac {\partial \tau ^{x}}{\partial y}})$.

Тем не менее, в этой модели мы не можем учитывать аномалии напряжения ветра в меридиональном направлении, приводящие к окончательному интегрированному переносу:

$V_{TOT}=-{\frac {1}{\rho _{0}\beta _{0}}}{\frac {\partial \tau ^{x}}{\partial y}}$.

Аномалия ветра ограничена в пространстве и уменьшается по мере удаления от экватора; его предел определяется экваториальным радиусом деформации Россби. $R_{EQ}$, что на экваторе принимает значение чуть выше 200 км. Поэтому аномалия ветра считается максимальной на экваторе и достигает $\tau =0$ за пределами $\pm R_{EQ}$ и за их пределами . В силу этого соображения меридиональный интегральный перенос и соответствующая дивергенция потока $D$ можно рассчитать как:

$V_{TOT}=\pm {\frac {1}{\rho _{0}\beta _{0}}}{\frac {\tau }{R_{EQ}}};\ \ \ \ \ D\sim {\frac {\tau }{\rho _{0}\beta _{0}R_{EQ}^{2}}}$

где $\pm$ знак в общем стоке относится к северной границе ( $+$) и южная граница ( $-$).

На основе только что описанного понимание и учет вклада динамики океана завершено, и поэтому можно оценить общее изменение глубины западного термоклина как:

${\frac {dh_{W}}{dt}}=-D-rh_{W}$

где второй вклад справа обусловлен затуханием адаптации океана относительно пограничного слоя и латеральных процессов.

Дальнейшие соображения могут быть сделаны в отношении баланса тепла океана. Тепловой бюджет считается открытым только при появлении температурной аномалии на восточной стороне океана. Для изменения температуры в восточной части Тихого океана как зональная аномалия скорости, обусловленная аномалией напряжения ветра, так и вертикальная адвекция необходимы .

В первом случае горизонтальную скорость теплопереносящего потока можно считать пропорциональной аномалии ветрового напряжения как: $U=\gamma \tau$. Это соотношение справедливо до тех пор, пока предполагается, что рассматриваемый бассейн создается исключительно ветром и не подвержен влиянию вращения Земли . Позитивный $U$ значения соответствуют положительным значениям аномалии напряжения ветра.

Таким образом, аномалию температуры вдоль восточной части Тихого океана (адвекцию фонового климатологического поля температуры) можно представить как:

$-u{\frac {\partial T}{\partial x}}\sim U{\frac {\Delta _{h}T}{L}}$

На рисунке показано моделирование колебаний аномалии температуры и аномалии глубины термоклина за 40-летний период времени. Амплитуда колебаний со временем уменьшается из-за эффектов затухания, включенных в модель. Начальные условия (Т=2°С, ч _Вт =0).

где $\Delta _{h}T$ – разница температур между восточной и западной частями бассейна.

Что касается конвекции, то вертикальную конвекцию на востоке обычно можно оценить как

$-u{\frac {\partial {\bar {T}}}{\partial z}}\sim -{\bar {\omega }}{\frac {{\bar {T}}_{SURF}-{\bar {T}}_{-H}}{H}}$

где черта над температурой относится к климатологической ситуации. В этом случае, $\omega$ относится к апвеллингу, и его связь с ветровым напряжением можно параметризовать как ${\bar {\omega }}=-\alpha {\bar {\tau }}$ , где знак минус гарантирует, что положительному ветровому стрессу соответствует уменьшение апвеллинга на восточном бассейне. Фактически, положительная аномалия напряжения ветра порождает соответствующую отрицательную аномалию апвеллинга. ${\tilde {\omega }}$. В результате сокращения глубины холодной воды возникает температурная аномалия и, следовательно, положительный тепловой поток, рассчитываемый как:

$-{\tilde {\omega }}{\frac {T_{SURF}-T_{-H}}{H}}\sim \alpha \tau {\frac {\Delta _{v}T}{H}}$

где $\Delta _{v}T$ это вертикальная разница температур.

Поскольку температура поверхностных вод выше температуры глубинных вод ( $\Delta _{v}T>0$), этот вклад положителен для положительной аномалии напряжения ветра.

Тем не менее, смещение профиля температуры воды вниз (углубление термоклина на $h_{E}$) подразумевает, что температура на глубине $-H$ следует рассматривать как климатологическое значение, найденное в $-H+h_{E}$. Важно подчеркнуть, что температура поверхности в этот момент включает повышение из-за аномалии.

Таким образом, получается следующий результат:

$-{\bar {\omega }}({\frac {T_{E}}{z}}-{\frac {\partial {\bar {T}}}{\partial z}}{\frac {h_{E}}{H}})\sim -{\frac {\bar {\omega }}{H}}T_{E}+{\frac {{\bar {\omega }}\Delta _{v}T}{H^{2}}}h_{E}$.

На рисунке показано моделирование связи между температурной аномалией и аномалией глубины термоклина и то, как она меняется с течением времени. Те же начальные условия, что и выше.

Если сгруппировать три вклада адвекции, то изменение во времени температурной аномалии, вызванной адвекцией, будет выглядеть следующим образом:

${\frac {dT_{E}}{dt}}=-(r'+{\frac {\bar {\omega }}{H}})+{\frac {{\bar {\omega }}\Delta _{v}T}{H^{2}}}h_{E}+(\gamma {\frac {\Delta _{h}T}{L}}+\alpha {\frac {\Delta _{v}T}{H}})\tau$.

В заключительном вкладе демпфирующий компонент (первый справа) добавляется аналогично тому, что было сделано выше для ${\frac {dh_{W}}{dt}}$.

Далее можно предположить, что связь между аномалией напряжения ветра и аномалией температуры определяется выражением: $\tau =\mu T_{E}$ .

Наконец, связанная модель завершена и описывается следующим образом:

${\frac {dh_{W}}{dt}}=-{\frac {\mu T_{E}}{\rho _{0}\beta _{0}R_{EQ}^{2}}}-rh_{W}$

${\frac {dT_{E}}{dt}}=[\mu (\gamma {\frac {\Delta _{h}T}{L}}+\alpha {\frac {\Delta _{v}T}{H}}+{\frac {{\bar {\omega }}L\Delta _{v}T}{H^{3}g'\rho _{0}}}-r')-{\frac {\bar {\omega }}{H}}]T_{E}+{\frac {{\bar {\omega }}\Delta _{v}T}{H^{2}}}h_{W}$.

Сравнение с реальными измерениями

Несмотря на улучшения, предыдущая модель по-прежнему представляет собой упрощение реального механизма, гораздо более сложного по своему поведению. Анимация ясно показывает эллиптическое поведение во времени связи между аномалиями температуры и глубины, которое не наблюдается при наблюдениях за историческими данными. Описанная выше модель учитывает симметричное поведение двух разных фаз (Эль-Ниньо и Ла-Нинья), что не соответствует тому, что наблюдается в действительности. Например, как показано в работе McPhaden et al. (2000): «Потоки воздух-море, являющиеся отрицательной обратной связью на рост аномалии ТПО в экваториальном холодном языке, более эффективны при нагревании океана во время холодных фаз ЭНЮК, чем при охлаждении океана во время теплых фаз ЭНЮК. Поочередно , способность апвеллинга и вертикального перемешивания охлаждать поверхность может достигать некоторого порога, за которым дальнейшее обмеление термоклина не приводит к дальнейшему охлаждению ТПО».

См. также

• Ветровая нагрузка
• Вагон Вальфрид Экман
• Харальд Свердруп