Перезарядный осциллятор

Модель осциллятора подпитки для Эль-Ниньо – Южного колебания (ENSO) – это теория, впервые описанная в 1997 году Джином ^[1] , которая объясняет периодическое изменение температуры поверхности моря ( SST ) и глубины термоклина , происходящее в центральной экваториальной части Тихого океана. Физическими механизмами, лежащими в основе этого колебания, являются периодические подпитки и разрядки зонального среднего экваториального содержания тепла из-за взаимодействия океана и атмосферы. Для моделирования ENSO были предложены другие теории, такие как запаздывающий осциллятор ^[2] , западный тихоокеанский осциллятор ^[3] и адвективный отражательный осциллятор ^[4] . Единая и последовательная модель была предложена Ваном в 2001 году ^[5] , в которую модель осциллятора подпитки включена как частный случай.

Первые попытки смоделировать явление Эль-Ниньо были предприняты Бьеркнесом в 1969 году ^[6], который понял, что явление Эль-Ниньо является результатом взаимодействия океана и атмосферы ( обратная связь Бьеркнеса ). В 1975 году важный шаг в понимании явления Эль-Ниньо был сделан Виртки ^[7], который усовершенствовал модель Бьеркнеса, поняв, 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, которые вызывают явления Эль-Ниньо, она не смогла справиться с циклической природой всего явления Эль-Ниньо. Повторяющаяся природа явления Эль-Ниньо была введена Кейном и Зебиаком в 1985 году ^[8], которые поняли, что в результате явления Эль-Ниньо глубина термоклина на экваторе меньше нормы. Это условие вызывает переход в холодную фазу, также называемую фазой Ла-Нинья. Модель, предложенная Кейном и Зебиаком, была первой, которая учитывала сопряженное взаимодействие океана-атмосферы и системы океан-память. Эти два предположения являются основой модели, описанной Джином в 1997 году, осциллятора перезарядки. ^[1]

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

1. Теплая фаза : положительная теплая аномалия в SST , расположенная в восточной части Тихого океана, вызывает аномалии западного ветра, вызывая ослабление циркуляции Уокера . Это приводит к аномалии наклона экваториального термоклина, который по сравнению с невозмущенной ситуацией теперь глубже в восточной части Тихого океана. Аномалия наклона термоклина усиливает аномалию напряжения ветра и, следовательно, аномалию в SST, создавая положительную обратную связь (поскольку аномалия напряжения ветра также обусловлена ​​аномалией SST). Напряжение ветра постепенно уменьшает глубину термоклина в западной части Тихого океана и приводит к отрицательной зональной средней глубине термоклина по всему Тихому океану из-за расхождения зонального интегрированного переноса Свердрупа . Этот сброс тепла постепенно уменьшает глубину термоклина также в восточной части Тихого океана, где он приводит к тенденции охлаждения аномалии SST. Эту фазу называют Эль-Ниньо, и обычно ее связывают с более высокой температурой в западной части Тихого океана и повышенным риском засух и пожароопасности в Австралии. ^[9]
2. Первая фаза перехода : в этой фазе аномалия температуры SST охладилась до нуля. Следовательно, аномалия напряжения ветра, вызванная аномалией SST, также исчезает. Как следствие, наклон термоклина между восточной и западной частями бассейна также уменьшится, поскольку его дисбаланс вызван напряжением ветра. В этот период вся глубина экваториального тихоокеанского термоклина аномально мала, поскольку теплосодержание в океаническом бассейне было удалено переносом Свердрупа .
3. Фаза охлаждения : уменьшение глубины слоя термоклина позволяет аномально холодной воде закачиваться в восточный поверхностный слой посредством климатологического апвеллинга , что приводит к тому, что аномалия SST переходит в отрицательную фазу в этой части Тихого океана. Аномалия SST в восточном бассейне усилит циркуляционные ветры Уокера, усиливая наклон термоклина; в результате аномалия глубины термоклина увеличится в западной части Тихого океана и уменьшится в его восточной части. Увеличение наклона вызовет рост отрицательной аномалии SST, что приведет к обратной связи, аналогичной теплой фазе, но с противоположным эффектом. Эта фаза называется Ла-Нинья и характеризуется большим испарением западных вод Тихого океана, более частыми дождями и наводнениями по всей Австралии ^[10]
4. Вторая фаза перехода : усиленная циркуляция Уокера увеличивает ветровое напряжение в западном направлении, увеличивая импорт тепла в экваториальном бассейне из-за переноса Свердрупа. Это поступление тепла углубляет среднюю глубину термоклина над экваториальной частью Тихого океана, что приводит к уменьшению аномалии SST. Когда аномалия SST уменьшается до нуля, положительный зональный средний термоклин приведет к положительной аномалии SST в восточной части бассейна, вызывая начало нового цикла.

Идеализированная безразмерная теория, предложенная Джином в 1997 году ^[1] для объяснения ЭНСО, состоит из математической структуры, описанной ниже. Она основана на моделировании западной и восточной части Тихого океана как двух бассейнов. Предположения и уравнения, лежащие в основе модели, объясняются ниже.

Аномалия глубины термоклина в восточной части бассейна напрямую и мгновенно связана с аномалией в западной части и аномалией напряжения ветра согласно соотношению${\displaystyle h_{E}}$${\displaystyle h_{W}}$${\displaystyle \тау}$

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

Изменения аномалии глубины термоклина над западной экваториальной частью Тихого океана математически описываются уравнением

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

где представляет собой корректировку океана, характеризующуюся скоростью процесса затухания из-за смешивания и потери энергии в экваториальном слое течений, которые происходят на восточной и западной стороне бассейна . Второй член представляет собой перенос Свердрупа через бассейн или, что то же самое, перенос тепла в бассейн или из него; перенос Свердрупа зависит от завихренности напряжения ветра . Поскольку прямо пропорционально зонально интегрированному напряжению ветра и его завихренности, можно аппроксимировать , где - константа. Знак минус в уравнении выше обусловлен тем, что напряжение западного ветра уменьшает глубину термоклина в западном бассейне, в то время как усиленный пассат (направление которого всегда с востока на запад) увеличивает глубину термоклина.${\displaystyle -rh_{W}}$${\displaystyle r}$${\textstyle -F_{\тау }}$${\displaystyle \nabla \times \tau }$${\displaystyle F_{\тау}}$${\textstyle F_{\tau }=\alpha \tau }$${\textstyle \alpha }$

Предыдущие уравнения дают упрощенное описание экваториальной океанической адаптации бассейна под воздействием аномального ветрового напряжения.

Эволюция аномалии ТПО во времени описывается соотношением${\displaystyle T_{E}}$

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

где представляет собой релаксацию SST из-за процессов затухания скорости, учитывает климатический апвеллинг и представляет собой адвективную обратную связь. — ветровое напряжение, усредненное по региону, где происходит SST, а — соответственно коэффициенты термоклина и обратной связи по накачке Экмана .${\textstyle -cT_{E}}$${\displaystyle c}$${\textstyle +\gamma h_{E}}$${\textstyle +\delta _{s}\tau _{E}}$${\textstyle \tau _{E}}$${\textstyle \gamma }$${\textstyle \delta _{s}}$

Как объяснялось в предыдущем разделе, реакция атмосферы на аномалию SST заключается в увеличении ветрового напряжения , ориентация которого зависит от знака аномалии. Величина аномалии ветрового напряжения зависит от зональной области, где SST усредняется, и результаты больше, если учитывать весь бассейн, а не только его восточную часть. ^[11] Это наблюдение позволяет аппроксимировать соотношение между , и :${\displaystyle \tau }$${\textstyle \tau }$${\textstyle \tau _{E}}$${\displaystyle T_{E}}$

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

с коэффициентами связи.${\displaystyle b,b'}$

Из предыдущих уравнений можно вывести линейную связанную систему , которая описывает временную эволюцию глубины термоклина и аномалии ТПМ в восточной части бассейна:

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

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

где изначально определяется как сумма уже введенных констант и , и описывает гипотезу Бьеркнеса о положительной обратной связи. Как уже было сказано, представляет собой обратную связь термоклина, подъем глубинных вод Экмана и скорость процесса затухания. Из-за слабого локального ветрового напряжения, усредненного по восточному бассейну, параметр обратной связи подъема глубинных вод Экмана пренебрежимо мал по сравнению с двумя другими членами, что в конечном итоге приводит к .${\displaystyle R}$${\displaystyle \gamma b,\delta _{s}b'}$${\displaystyle -c}$${\textstyle \gamma b}$${\displaystyle \delta _{s}b'}$${\textstyle -c}$${\displaystyle \delta _{s}b'}$${\displaystyle R=\gamma b-c}$

Представленная выше модель все еще сильно идеализирована. Существует похожий подход, который исследует те же климатологические аномалии в циркуляции Уокера вместе с аномалиями толщины поверхностного слоя океана, но с более физической точки зрения. ^[12]

Ключевые процессы этой модели перезарядки-осциллятора по-прежнему включают океан (динамику, сохранение объема и тепловой бюджет) и атмосферу, что приводит к другой связанной модели, которая всесторонне описывает механизм различных фаз ЭНЮК. Предположения несколько отличаются от предположений модели, описанной выше.

Вклад океана обновляется, чтобы соответствовать поверхностному слою с пониженной гравитацией со средней толщиной . Следуя аналогичному подходу, описанному выше, учитывая аномалию напряжения ветра и одну аномалию глубины термоклина (например ), можно узнать другую аномалию глубины ( ) через соотношение: ^[12]${\displaystyle H}$${\displaystyle \tau }$${\displaystyle h_{W}}$${\displaystyle h_{E}}$

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

где - приведенная гравитация . Применяя закон сохранения объема, можно увидеть, что единственный возможный перенос - это меридиональный перенос. Это достигается посредством переноса Свердрупа, вызванного аномалией ветрового напряжения.${\displaystyle g'}$${\displaystyle g'=g{\frac {\Delta \rho }{\rho _{0}}}}$

Тогда вертикальная интегрированная скорость север-юг равна:

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

Тем не менее, в этой модели мы не можем учитывать аномалию ветрового напряжения в меридиональном направлении, что приводит к окончательному интегрированному переносу:

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

Аномалия ветра ограничена в пространстве и уменьшается по мере удаления от экватора; ее пределом является экваториальный радиус деформации Россби , который на экваторе принимает значение немного больше 200 км. Поэтому аномалия ветра считается максимальной на экваторе и выходящей за пределы и за их пределы . В силу этого соображения меридиональный интегральный перенос и соответствующее расхождение потока можно рассчитать как:${\displaystyle R_{EQ}}$${\displaystyle \tau =0}$${\displaystyle \pm R_{EQ}}$${\displaystyle D}$

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

где знак в общем потоке относится к северной границе ( ) и южной границе ( ).${\displaystyle \pm }$${\displaystyle +}$${\displaystyle -}$

На основе вышеизложенного понимание и включение вклада динамики океана завершены, и поэтому можно оценить общее изменение глубины западного термоклина как:

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

где второй вклад справа обусловлен затуханием адаптации океана относительно пограничного слоя и боковых процессов. ^[12]

Дальнейшие соображения можно сделать о тепловом бюджете океана. Тепловой бюджет считается открытым только тогда, когда аномалия температуры появляется на восточной стороне океана. Для того, чтобы температура в восточной части Тихого океана изменилась, необходимы как аномалия зональной скорости из-за аномалии ветрового напряжения, так и вертикальная адвекция .

В первом случае горизонтальную скорость потока, переносящего тепло, можно считать пропорциональной аномалии ветрового напряжения как: . Это соотношение справедливо до тех пор, пока предполагается, что рассматриваемый бассейн подвержен исключительно ветровому движению и не подвержен влиянию вращения Земли . ^[13] Положительные значения соответствуют положительным значениям аномалии ветрового напряжения.${\displaystyle U=\gamma \tau }$${\displaystyle U}$

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

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

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

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

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

где черта над температурой относится к климатической ситуации. ^[12] В этом случае относится к апвеллингу, и его связь с ветровым напряжением может быть параметризована как , где знак минус гарантирует, что положительному ветровому напряжению соответствует уменьшение апвеллинга в восточном бассейне. Фактически, положительная аномалия ветровой нагрузки порождает соответствующую отрицательную аномалию апвеллинга . Результирующее уменьшение глубинной холодной воды порождает температурную аномалию и, таким образом, положительный тепловой поток, рассчитываемый как:${\displaystyle \omega }$${\displaystyle {\bar {\omega }}=-\alpha {\bar {\tau }}}$${\displaystyle {\tilde {\omega }}}$

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

где - вертикальная разность температур.${\displaystyle \Delta _{v}T}$

Поскольку температура поверхностной воды выше температуры глубинной воды ( ), этот вклад положителен для положительной аномалии ветрового напряжения.${\displaystyle \Delta _{v}T>0}$

Тем не менее, смещение вниз профиля температуры воды (термоклин углубляется на ) подразумевает, что температуру на глубине следует считать климатологическим значением, найденным при . Важно подчеркнуть, что температура поверхности в этой точке включает в себя увеличение из-за аномалии.${\displaystyle h_{E}}$${\displaystyle -H}$${\displaystyle -H+h_{E}}$

Таким образом, получен следующий результат: ^[12]

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

Объединяя три фактора, влияющих на адвекцию, можно получить следующее изменение температурной аномалии, вызванное адвекцией:

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

В окончательном варианте добавляется демпфирующий компонент (первый в правой части) аналогично тому, как это было сделано выше для .${\displaystyle {\frac {dh_{W}}{dt}}}$

Можно также предположить, что связь между аномалией ветрового напряжения и аномалией температуры определяется выражением: .${\displaystyle \tau =\mu T_{E}}$

Наконец, связанная модель завершена и описывается следующим образом:

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

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

Несмотря на улучшения, предыдущая модель по-прежнему является упрощением реального механизма, который гораздо сложнее по своему поведению. Анимация ясно показывает эллиптическое поведение с течением времени в отношении между температурой и аномалиями глубины, которое не наблюдается в исторических данных наблюдений. ^[14] Описанная выше модель рассматривает симметричное поведение для двух различных фаз (Эль-Ниньо и Ла-Нинья), что не соответствует тому, что наблюдается в реальности. ^[15] Например, как показано в работе Макфадена и др. (2000): «потоки воздух–море, которые являются отрицательной обратной связью на рост аномалии SST в экваториальном холодном языке, более эффективны для нагрева океана во время холодных фаз ENSO, чем для охлаждения океана во время теплых фаз ENSO. С другой стороны, способность апвеллинга и вертикального перемешивания охлаждать поверхность может насыщаться на некотором пороге, за которым дальнейшее обмеление термоклина не приводит к дальнейшему охлаждению SST». ^[15]

• Вагн Вальфрид Экман
• Харальд Свердруп

1. ^ abc Jin, Fei-Fei (1997). "Парадигма подпитки экваториального океана для ЭНСО. Часть I: Концептуальная модель". Журнал атмосферных наук . 54 (7): 811– 829. Bibcode :1997JAtS...54..811J. doi : 10.1175/1520-0469(1997)054<0811:AEORPF>2.0.CO;2 .
2. ^ Мюнних, Маттиас; Кейн, Марк А.; Зебиак, Стивен Э. (1991-05-15). «Исследование самовозбуждающихся колебаний системы тропический океан–атмосфера. Часть II: Нелинейные случаи». Журнал атмосферных наук . 48 (10): 1238– 1248. Bibcode : 1991JAtS...48.1238M. doi : 10.1175/1520-0469(1991)048<1238:ASOSEO>2.0.CO;2 . ISSN  0022-4928.
3. ^ Чунзай, Ван; Вайберг, Роберт; Вирмани, Джотика (15 марта 1999 г.). «Межгодовая изменчивость Западной части Тихого океана, связанная с Эль-Ниньо-Южным колебанием». Журнал геофизических исследований . 104 (C3): 5131– 5149. Bibcode : 1999JGR...104.5131W. doi : 10.1029/1998JC900090 .
4. ^ Пико, Жоэль; Масиа, Франсуа (1 августа 1997 г.). «Концептуальная адвективно-отражательная модель колебательной природы ЭНЮК». Science . 277 (5326): 663– 666. doi :10.1126/science.277.5326.663.
5. ^ Ван, Чуньзай (2001-01-01). «Модель единого осциллятора для Эль-Ниньо–Южного колебания». Журнал климата . 14 (1): 98– 115. Bibcode :2001JCli...14...98W. doi : 10.1175/1520-0442(2001)014<0098:AUOMFT>2.0.CO;2 . ISSN  0894-8755. S2CID  55780373.
6. ^ Бьеркнес, Якоб (1 марта 1969 г.). «Атмосферные телесвязи из экваториальной части Тихого океана». Monthly Weather Review . 93 : 163–172 . doi : 10.1175/1520-0493(1969)097<0163:ATFTEP>2.3.CO;2 .
7. ^ Wyrtki, Klaus (1975-10-01). "Эль-Ниньо — динамическая реакция экваториальной части Тихого океана на атмосферное воздействие". Журнал физической океанографии . 5 (4): 572– 584. Bibcode : 1975JPO.....5..572W. doi : 10.1175/1520-0485(1975)005<0572:ENTDRO>2.0.CO;2 . ISSN  0022-3670.
8. ↑ Кейн, Марк; Зебиак, Стивен (31 мая 1985 г.). «Теория Эль-Ниньо и Южного колебания». Science . 228 (4703): 1085– 1087. Bibcode :1985Sci...228.1085C. doi :10.1126/science.228.4703.1085. PMID  17737902. S2CID  31597684.
9. ^ "Засуха и сезон лесных пожаров в Австралии | Глобальная миссия по измерению осадков НАСА". gpm.nasa.gov . Получено 24.03.2022 .
10. ^ corri (2017-07-18). "6 последствий Ла-Нинья - Вызванные - Процесс". DeepOceanFacts.com . Получено 2022-03-24 .
11. ^ Дезер, Клара (30 мая 1989 г.). "Крупномасштабные особенности атмосферной циркуляции теплых и холодных эпизодов в тропической части Тихого океана" (PDF) . Журнал климата . 3 (11): 1254– 1281. doi :10.1175/1520-0442(1990)003<1254:LSACFO>2.0.CO;2. JSTOR  26196160.
12. ^ abcde Cushman-Roisin, Benoit (2010). Введение в геофизическую гидродинамику, физические и числовые аспекты . Academic Press. С.  649– 657. ISBN 9780120887590.
13. ^ Матье, Пьер-Филипп; Делеерснийдер, Эрик; Кушман-Руазен, Бенуа; Беккерс, Жан-Мари; Болдинг, Карстен (2002-06-01). «Роль топографии в небольших хорошо перемешанных заливах с применением к лагуне Муруроа». Continental Shelf Research . 22 (9): 1379– 1395. Bibcode : 2002CSR....22.1379M. doi : 10.1016/S0278-4343(02)00002-X. ISSN  0278-4343.
14. ^ Тиммерманн, Аксель; Ан, Сун-Ил; Куг, Чон-Сон; Джин, Фей-Фей; Цай, Вэньцзюй; Капотонди, Антониетта; Кобб, Ким М.; Ленген, Матье; Макфаден, Майкл Дж.; Штукер, Мальте Ф.; Штейн, Карл (июль 2018 г.). «Эль-Ниньо – Южное колебание». Природа . 559 (7715): 535–545 . Бибкод : 2018Natur.559..535T. дои : 10.1038/s41586-018-0252-6. ISSN  1476-4687. PMID  30046070. S2CID  50784105.
15. ^ ab Mc Phaden, Michael J. (3 января 2000 г.). "Наблюдения за изменениями объема теплой воды в экваториальной части Тихого океана и их связь с Эль-Ниньо и Ла-Нинья". Американское метеорологическое общество . 13 (20): 3551. Bibcode :2000JCli...13.3551M. doi :10.1175/1520-0442(2000)013<3551:OOWWVC>2.0.CO;2.