Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Использование мезомасштабной численной модели атмосферы ЕТА для изучения тропических циклонов 37
1.1. Краткое описание модели 37
1.2. Оценка качества расчетов метеорологических полей моделью ЕТА в умеренных широтах 44
1.3. Адаптация модели к выбранному региону 47
1.4. Применимость модели ЕТА для изучения эволюции тропических циклонов 49
Глава 2. Условия зарождения, структура и эволюция тропических циклонов. Диагностические характеристики интенсивности циклонов 55
2.1. Условия зарождения тропических циклонов 55
2.2. Эволюция тропических циклонов 59
2.3. Пространственно-временная неоднородность полей метеорологических величин в тропических циклонах 60
2.3.1. Радиальная зависимость метеорологических величин в тропических циклонах 64
2.3.2. Суточный ход теплового баланса в тропическом циклоне на примере урагана "Вилма" 80
2.4. Показатели интенсивности тропических циклонов 123
2.4.1. Вертикальный поток спиральности и относительная спиральность как мера интенсивности тропических циклонов 123
2.4.1.1. Вывод уравнения баланса спиральности и расчетных формул для потока спиральности (по Курганскому [33]) 125
2.4.1.2. Изменение индекса спиральности при зарождении и развитии тропического циклона 129
2.4.2. Относительная спиральность, ее расчет и динамика в период развития тропического циклона 142
2.4.2.1. Результаты расчетов относительной спиральности в период развития тропического циклона "Ман-Йи" 142
2.4.2.2. Использование индекса спиральности и относительной спиральности как предикторов зарождения тайфуна 147
Глава 3. Взаимодействие тропических циклонов с подстилающей поверхностью 150
3.1. Взаимодействие тропических циклонов с поверхностью океана 150
3.1.1. Необходимость использования фактических значений ТПО при моделировании тропических циклонов 150
3.1.2. Результаты экспериментов 157
3.2. Взаимодействие тропических циклонов с архипелагами и отдельными островами 183
3.2.1.Эволюция метеорологических полей в тропическом циклоне "Кецана" 185
3.2.2. Эволюция метеорологических полей в урагане "Джангми" 191
3.2.3. Эволюция метеорологических полей в тропических ураганах "Ханна" и "Густав" 199
Глава 4. Взаимодействие тропических циклонов с другими синоптическими объектами и между собой 204
4.1. Взаимодействие тропических циклонов с полярно-фронтовыми циклонами и регенерация на полярном фронте 204
4.1.1. Взаимодействие тропического циклона "Омар" с полярно-фронтовым циклоном 204
4.1.2. Взаимодействие тропического циклона "Ман-Йи" с полярным фронтом 215
4.2. Взаимодействие тропических циклонов между собой 220
4.2.1. Взаимодействие тропических циклонов "Мелор" и "Парма" 220
4.2.2. Обмен энергией между циклонами 230
4.2.3. Взаимодействие циклонов "Ханна" и "Густав". Влияние подстилающей поверхности на показатели интегральной кинетической энергии в циклоне "Густав" 235
Глава 5. Мезомасштабные циклоны внетропических широт 239
5.1. Краткие сведения о мезомасштабных циклонах во внетропических широтах 239
5.2. Результаты исследования структуры и эволюции отдельных полярных мезоциклонов 248
5.3. Мезомасштабный циклон над Черным морем 264
5.4. Сравнительная характеристика мезомасштабного вихря над Черным морем с типичными средиземноморскими циклонами
5.4.1. Формирование средиземноморских циклонов 276
5.4.2. Структура и эволюция средиземноморского циклона 277
Заключение 298
Список литературы
- Оценка качества расчетов метеорологических полей моделью ЕТА в умеренных широтах
- Радиальная зависимость метеорологических величин в тропических циклонах
- Необходимость использования фактических значений ТПО при моделировании тропических циклонов
- Взаимодействие тропических циклонов между собой
Оценка качества расчетов метеорологических полей моделью ЕТА в умеренных широтах
В дальнейших исследованиях Хаин [95] рассматривал влияние влажности воздуха и начального вихря на зарождение и развитие тропического циклона. Автор провел численные эксперименты на осесимметричной двенадцатислойной гидростатической модели тропического циклона и показал, что для каждой величины начального вихря существует критическое значение относительной влажности, ниже которого тропический циклон не развивается. Повышение относительной влажности на несколько процентов способно перевести неразвивающееся тропическое возмущение в развивающееся или сократить по времени начальную стадию развития вихря, приведя к его быстрой интенсификации. Хаин продемонстрировал, что увеличение начального вихря позволяет тропическому циклону развиться при меньших значениях относительной влажности. Роль начального вихря, по мнению исследователя, заключается, помимо адвекции момента количества движения, в обеспечении длительного времени достаточного испарения с поверхности, конвергенции влаги к центру тропического циклона и доведения ее величины до уровня, необходимого для возникновения мощной конвекции в достаточно узкой области. Хаин доказал, что при превышении относительной влажностью отметки 90% тропический циклон способен зародиться и развиться без начального вихря из состояния покоя.
Пермяков в 1992 году [51] попытался описать необходимые условия зарождения тропических циклонов, введя безразмерные параметры, определяющие условия нагревания воздуха в тропическом циклоне (формирование теплого ядра) и позволяющие предсказать усиление тропического возмущения до депрессии или шторма. В дальнейших исследованиях [52,53] он изучил условия формирования тропического циклона в геострофическом потоке и показал, что условия формирования ТЦ, как условия формирования замкнутых линий тока в пограничном слое и свободной атмосфере или замкнутых изобар, можно выразить в виде соотношения двух безразмерных параметров, связывающих интенсивность и пространственный масштаб локализованного источника тепла в пограничном слое, скорость фонового геострофического потока, градиент температуры в свободной атмосфере и параметр Кориолиса. При этом критические значения параметров зависят от горизонтального распределения интенсивности в источнике тепла. Вертикальные движения, связанные с конвергенцией трения в пограничном слое, в свободной стратифицированной атмосфере приводят к развитию ядра холодного воздуха, что способствует усилению конвекции, проникающей в средние слои атмосферы, и дальнейшему развитию тропического циклона.
Покровская и Шарков [59,60] на основе статистического анализа данных о тропических циклонах в Мировом океане с 1988 по 1992 годы попытались объяснить колебания интенсивности тропического циклогенеза. Они показали, что амплитудные вероятностные характеристики глобального циклогенеза обладают устойчивой внутригодовой изменчивостью и могут быть описаны в рамках двух последовательных пуассоновских приближений с устойчивыми параметрами интенсивности потока.
Известно, что за последние десятилетия заметно улучшился прогноз траекторий тропических циклонов, однако в прогнозе максимальной интенсивности тропических циклонов достичь успехов так и не удается. Тем не менее, Петровой Л.И. были сделаны попытки оценить максимальную потенциальную интенсивность тропических циклонов по разным гидродинамическим моделям на основе натурных данных [55,56]. Было показано, что в ряде случаев интенсивность ТЦ в моделях не соответствует фактической, что связано с неучетом в настоящее время в моделях ряда особенностей структуры ТЦ и их окружения. Как правило, модели завышают максимальную потенциальную интенсивность вихрей, поскольку не учитывают факторы, препятствующие ее достижению: апвеллинг, вертикальные сдвиги ветра, наличие задерживающих слоев и т.п. В некоторых случаях модели не учитывают особенности термодинамической структуры ядра ТЦ и взаимодействие вихря с окружающей средой, в связи с чем рассчитываемая интенсивность оказывается ниже наблюдаемой.
Лебедев и Петрова [35] в 1994 году опубликовали статью, в которой привели результаты исследования влияния энергии неустойчивости на возникновение и интенсификацию тропических циклонов. Согласно мнению авторов, при наличии энергии неустойчивости, обеспечивающей формирование тропического шторма или урагана, в 90% случаев около уровня конденсации наблюдаются задерживающие слои, препятствующие конвекции. При отсутствии и преодолении такого задерживающего слоя конвекция затухает в результате формирования задерживающего слоя после частичной реализации энергии неустойчивости. По мнению авторов, для циклогенеза важна полная реализация энергии неустойчивости при разрыве задерживающих слоев, формирующихся при конвекции или уже имеющихся до ее начала.
В дальнейших исследованиях Лебедев показал, что воздушная масса с неустойчивой стратификацией обладает определенным резервом падения давления (РПД), на который при соответствующих условиях может понизиться ее давление на уровне подстилающей поверхности. Если разность начального давления и РПД превышает давление, характерное для тропического шторма или урагана, то их формирование исключено, а если меньше — формирование возможно, но не обязательно произойдет. Наличие РПД, достаточного для образования урагана, является всего лишь дополнением к необходимым условиям зарождения урагана. Было также установлено, что процесс глубокой атмосферной конвекции при формировании ТЦ протекает в три этапа, качественно отличающихся друг от друга, причем на каждом из этих этапов конвекция может прекратиться и ураган не сформируется. Нетреба в 1997 году опубликовал результаты интересного лабораторного моделирования тропических циклонов и их траекторий [48]. Предложенный метод лабораторного моделирования атмосферных вихрей во вращающейся жидкости был основан не на разности температуры в слое, а на использовании химических реакций с выделением газа во вращающейся жидкости, имитирующих динамические эффекты выделения тепла при атмосферной конденсации. Таким образом, для создания пузырьковой конвекции использовались таблетки мукалтина, при соприкосновении с водой которых выделяется углекислый газ. Сила плавучести в данном случае пропорциональна расходу газа, причем при повышении температуры на каждые 10 градусов расход газа и сила плавучести удваиваются. В природе поток скрытого тепла от поверхности удваивается при повышении ее температуры на каждые 10 градусов (в диапазоне 0..+30С). В лабораторной модели образовывались узкие зоны восходящих потоков. Для определения характеристик масштабов взаимодействия и завихренности конвективных элементов таблетки подвешивались на нитях, по закручиванию которых вычислялась угловая скорость вращения в области источника. С ростом температуры наблюдалось усиление циклонического вращения в толще жидкости и антициклональный отток в приповерхностном слое. При превышении 25С отмечалось сближение и слияние конвективных элементов с образованием более крупных, которые, в свою очередь, также сливались, образовав в результате интенсивный вихрь, напоминающий тропический циклон. Было показано, что для формирования вихря из отдельных конвективных элементов необходимо соблюдение двух условий: превышение температурой воды отметки 25С и высокая плотность конвективных элементов (расстояние между ними не должно превышать диаметра поперечного среза самих струй). Характерная траектория тропического циклона в лабораторной модели была воспроизведена с помощью помещения в воду льда, имитирующего субтропический антициклон.
Радиальная зависимость метеорологических величин в тропических циклонах
Тропические циклоны зарождаются в тропической зоне над хорошо прогретой поверхностью океанов. Согласно Рилю [50,180,181], границы тропической атмосферы совпадают с линиями раздела между восточными и западными потоками в средней тропосфере. Тропическая атмосфера в Северном полушарии лежит южнее данного раздела, а в Южном - севернее. Поскольку линия раздела между восточными и западными течениями в средней тропосфере не остается постоянной в течение года, границы тропической зоны атмосферы также не могут быть зафиксированы. В течение года они мигрируют, смещаясь в более высокие широты в летнем полушарии и опускаясь в более низкие в зимнем.
Для многих тропических районов характерны четко выраженные сезонные и суточные колебания метеорологических параметров, однако иногда наблюдаются довольно значительные отклонения от регулярных циклов. Эти отклонения захватывают большие районы и продолжаются достаточно долгое время, маскируя все сезонные и суточные колебания. Такие нарушения обычного режима погоды связаны с возникновением тропических возмущений, нередко возникающих во внутритропической зоне конвергенции, муссонной ложбине, в области восточной волны, на холодных фронтах, спускающихся в низкие широты. Возмущения приводят к возникновению циркуляционных объектов синоптического масштаба, имеющих различную форму, интенсивность и продолжительность существования. Наибольшее количество тропических возмущений возникает на обращенной к полюсу стороне ВЗК в периоды ее максимального развития. Тропические циклоны формируются в период с апреля по ноябрь в Северном полушарии и с декабря по март - в Южном, причем вихри возникают в относительно короткие промежутки времени, разделенные интервалами затишья. Они могут образовываться вдоль ВЗК сериями по 2-4 одновременно (с точностью до 1-3 суток), что особенно характерно для Тихого океана. Тропические циклоны одной серии располагаются на расстоянии 17-20 градусов долготы друг от друга, что свидетельствует о наличии волнового процесса вдоль ВЗК с длиной волны 1800-2000 км. В других случаях циклоны возникают последовательно в пределах одного и того же сравнительно небольшого района (например, на северо-западе Тихого океана или в Карибском бассейне).
Примерно 52% тропических циклонов образуется на полярной стороне ВЗК или возникает из восточных волн. Возникновению вихрей в области восточной волны способствуют высотные ложбины. Если тропосферная волна (полярная ложбина) накладывается на пассатную (восточную) волну, последняя углубляется, толщина слоя с циклонической завихренностью увеличивается, что способствует усилению восходящих упорядоченных вертикальных движений воздуха. Последние приводят к усилению конвекции и выделению теплоты конденсации, являющейся основным источником энергии для формирующегося тропического циклона.
Образование около 48% тропических циклонов связано с холодными вторжениями из умеренных широт, которые наиболее характерны для начала и конца сезона ураганов. В этом случае циклоны зарождаются либо непосредственно на холодном фронте, либо в области, через которую за несколько дней до формирования вихря проходил фронт. Таким образом, тропические циклоны могут возникать под влиянием бароклинных процессов, как и циклоны умеренных широт. С точки зрения общей структуры и протекающих физических процессов, циклоны можно разделить на два класса: к первому относятся циклоны, интенсивность которых наиболее велика у поверхности земли и убывает с высотой (приземные циклоны); ко второму классу - циклоны, слабо выраженные в нижних слоях и отчетливо проявляющиеся на верхних уровнях (высотные циклоны). Первые имеют теплую центральную часть, а вторые -холодную.
Приземные циклоны по интенсивности изменяются в широких пределах (от слабых завихрений до тропических ураганов). Их происхождение связано с интенсификацией синоптических возмущений в экваториальной ложбине. Не исключено, что они могут образовываться и путем трансформации циклонов с холодной центральной частью. Выделение скрытой теплоты конденсации в процессе конвекции - главная причина образования и поддержания жизни циклонов с теплой центральной частью. Перемещаются они преимущественно к западу с небольшой составляющей, направленной к полюсу.
Часть высотных циклонов зарождается еще в средних широтах, а затем переходит в тропики, но некоторые образуются в верхней тропосфере низких широт, имея полностью тропическое происхождение. В этой стадии под ними обнаруживается только слабое волнообразное возмущение. С высотными циклонами связаны обширные области верхней и средней облачности. Для них характерна несколько повышенная по интенсивности конвекция. При интенсификации высотных циклонов может появиться замкнутая циркуляция у поверхности, причем интенсификация сопровождается значительным усилением конвекции. В конечной стадии развития под влиянием конвекции высотные циклоны прогреваются в центре и становятся циклонами первого класса, то есть с теплой центральной частью.
Иногда обнаруживаются вихри, которые имеют черты, сходные с вихрями как первого, так и второго класса. Они наблюдаются в средней тропосфере и связаны с особенностями распределения основного потока. Например, если внизу наблюдаются восточные, а наверху западные потоки, то в зоне их обращения (эта область находится в средней тропосфере) появляется замкнутый вихрь. Вертикальную изменчивость подобного возмущения можно выявить только путем расчетов.
Основными районами возникновения тропических циклонов являются Карибское море и Мексиканский залив в Атлантическом океане; западные районы Мексики, Филиппинские острова и Южно-Китайское море в Тихом океане; Бенгальский залив и южные районы Индийского океана (к востоку от Мадагаскара). В большинстве перечисленных районов пик повторяемости тропических циклонов приходится на конец лета и начало осени. Тем не менее на восточном побережье Азии и Индии тайфуны, поступающие сюда из западной части Тихого океана и из северных районов Индийского океана могут наблюдаться круглый год.
Наибольшую повторяемость имеют тропические циклоны с теплой центральной частью, поэтому следует подробнее остановиться на условиях их возникновения и особенностях их структуры.
Возмущения в тропической атмосфере развиваются в зрелый циклон, когда их теплое ядро имеет практически вертикальную ось, так как лишь такое положение оси обеспечивает максимальное падение давления в центре депрессии. Подобные условия создаются лишь при небольшом вертикальном сдвиге ветра в основной массе тропосферы.
Вторым условием развития циклона из первоначальной слабой депрессии является большая энергия неустойчивости воздушных масс и близость воздуха к состоянию насыщения. Именно неустойчивость стратификации и связанный с нею подъем влажного нагретого воздуха с выделением огромного количества тепла конденсации определяют кинетическую энергию циклона. Тропические циклоны могут возникать только в тех районах, где температура поверхности океана превышает 26-28С.
В процессе своего развития при наличии благоприятных условий (отсутствия островов и участков холодной воды, сильного сдвига ветра в атмосфере, более интенсивных атмосферных возмущений в непосредственной близости, а также при наличии высокой температуры поверхности океана) тропический циклон проходит четыре стадии.
На стадии формирования тропический циклон носит название тропической депрессии. Максимальная скорость ветра на этом этапе не превышает 17 м/с, давление на уровне моря не пускается ниже 1000 гПа. Имеется явная приземная циркуляция с одной или несколькими замкнутыми изобарами. Известно, что только около 10% тропических депрессий получают дальнейшее развитие.
Стадия молодого циклона характеризуется скоростями ветра от 17 до 33 м/с и присвоением циклону статуса тропического шторма. Продолжительность данного этапа составляет несколько суток, однако иногда она носит взрывной характер, когда за 12 часов возникает хорошо выраженный тропический циклон с глазом бури. Разрозненные очаги облаков и осадков образуют систему узких полос дождя, сходящихся у центра, но охватывающих еще небольшую область. Вихрь прослеживается до изобарической поверхности 500 гПа, иногда - до 300 гПа.
Стадия зрелого циклона - урагана (или тайфуна) начинается при достижении скоростью ветра отметки в 33 м/с. Давление в центре вихря достигает минимального значения и затем начинает возрастать. Площадь, занятая циклонической циркуляцией, существенно расширяется. Радиус циклона достигает максимальных размеров, а сам он прослеживается вплоть до 100 гПа. Стадия затухания или трансформации в полярно-фронтовой циклон. При выходе на сушу, в зону низких температур поверхности воды или при большом вертикальном сдвиге ветра тропические циклоны заполняются. Это связано с уменьшением притока энергии с поверхности, а при выходе на сушу еще и с увеличением трения о подстилающую поверхность. Некоторые циклоны, достигая широты 25-30 градусов, поворачивают в сторону умеренных широт, где попадают в зону западных ветров и движутся по параболическим траекториям к востоку. На полярном фронте нередко происходит трансформация тропического вихря в циклон умеренных широт, которая сопровождается появлением наклона его пространственной оси, температурного контраста, увеличением площади циклона и скорости его перемещения.
В большинстве случаев эволюция тропических циклонов протекает с отклонениями от вышеуказанного сценария. Это связано с неоднородностью подстилающей поверхности в районах развития циклонов и наличием иных циркуляционных объектов в атмосфере.
Например, в процессе развития вихря могут наблюдаться периоды ослабления и реинтенсификации, при которых происходит изменение статуса вихря от тропического урагана к тропической депрессии или шторма и обратно. Как правило, подобные колебания обусловлены прохождением вихрей над островами или полуостровами или взаимодействием с другими тропическими циклонами или полярно-фронтовыми возмущениями. Подробнее варианты эволюции циклонов с присущими им вариациями метеорологических параметров и структуры вихрей будут рассмотрены в главах 3 и 4.
Необходимость использования фактических значений ТПО при моделировании тропических циклонов
Далее Курганский рассмотрел стационарный случай, когда частная производная по времени равна нулю. Предварительно можно расписать 7 по формуле, приведенной в уравнении (2.8). Тогда левая часть уравнения (2.13) сводится к дивергенции потока спиральности , а правая часть определяется суммой объемной плотности источников спиральности за счет бароклинности и объемной плотности стоков спиральности за счет сил вязкого трения. Ключевым моментом является то, что прямое производство спиральности силой плавучести в пределах относительно тонкого вязкого приземного слоя (обычно высотой от нескольких метров до нескольких десятков метров) пренебрежимо мало по сравнению с разрушением спиральностихъ в том же слое.
Причина этого заключается в том, что вектор b ,в отличие от вектора, R не содержит пространственных производных от гидродинамических полей и потому ограничен по величине. Это позволяет отнести все производство спиральности плавучестью к «свободной атмосфере», понимаемой в данном случае как та часть конвективно-неустойчивого пограничного слоя (в котором развиваются вихри), что расположена выше верхней границы вязкого пограничного слоя. В результате получается четкое разделение по пространству эффектов сил плавучести и трения, оказываемых ими на спиральность. Выше разделяющей плоскости силы плавучести производят спиральность, которая затем «стекает» вниз сквозь поверхность раздела и разрушается силами турбулентной вязкости в приземном слое. Таким образом, направленный вниз поток спиральности становится ключевой характеристикой стационарного вихря. Согласно наблюдениям, скорость ветра в вихрях достигает максимума именно вблизи верхней границы вязкого пограничного слоя. Таким образом, поток спиральности через ее поверхность является репрезентативной характеристикой максимальной интенсивности вихря.
На основании (2.13) в приближении стационарности можно вывести формулу для потока спиральности через верхнюю границу вязкого пограничного слоя S= jjT-2(v-)(v-) + 2( y-)v2+2(Q-)v2 da, (2.15) medcr - элемент площади и к - единичный вертикальный вектор. Обращаясь к интенсивным атмосферным вихрям, Курганский ограничился случаем, когда кинетическая энергия первичной циркуляции во много раз превосходит интенсивность вторичной циркуляции. Это неплохое приближение к реальности; совершаемая ошибка не превосходит 10-20 %. Пренебрегая бета-эффектом, то есть считая параметр Кориолиса постоянным, для осесимметричного вихря в цилиндрических координатах с центром на оси вихря справедливо: для расчета потока спиральности. Представляется, что поток 5 может рассматриваться как полезный индекс интенсивности циркуляции как в мелкомасштабных торнадо, пылевых вихрях, так и в тропических циклонах. Потоксодержит две составляющие: кубическое по скорости ветра слагаемое и квадратичный по скорости член, включающий своим множителем параметр Кориолиса. Первое слагаемое в (2.17) напоминает классическую формулу для теряемой тропическим циклоном мощности за счет производимой работы против сил трения в пограничном слое [99]. гдесо -0.0013 яр - средняя приземная плотность воздуха. Формула (2.18) дает основание сделать акцент на том, что разрушительное воздействие тропических ураганов определяется кубом максимальной скорости ветра. Бросается в глаза одна и та же кубическая зависимость от скорости ветра V как в (2.18), так и в первом слагаемом в правой части (2.17). Это позволяет высказать гипотезу о том, что (2.17) также может служить мерой интенсивности атмосферных вихрей. Однако, в отличие от формулы (2.18) выражение (2.17) не зависит от способа параметризации диссипативных процессов (в частности, от «константы» CD , которая в действительности является сложной функцией параметров приземного слоя — шероховатости поверхности, стратификации, скорости ветра и др.). В данном случае скорость разрушения спиральности, равная по абсолютной величине (2.17), определяется лишь текущим состоянием основного вихревого потока, но не свойствами мелкомасштабной турбулентной диссипации, посредством которой можно перейти из одного состояния в другое и, в конце концов, прийти в состояние полного покоя. Еще одно преимущество видится в том, что первое слагаемое (2.17) определяется не только кубом максимальной скорости ветра, но и шириной полосы заметаемой максимальными ветрами, когда вихрь перемещается вместе со средним ветром по поверхности. Методическим достоинством является и то, что первый интеграл в правой части (2.17) конечен и легко вычисляем для широкого класса модельных профилей скорости. Определенные проблемы доставляет второй интеграл в правой части (2.17), который расходится для большинства модельных профилей ветра. Нужно, однако, учитывать, что для центральной части развитых тропических циклонов, исключая их удаленную периферию, эффект общего вращения Земли пренебрежимо мал по сравнению с вкладом относительного движения воздуха. Таким образом, второе слагаемое считают пренебрежимо малым, и формула (2.17) для индекса (потока) спиральности приобретает вид:
Тайфун "Ман-Ии" зародился внутри муссонной ложбины к юго-востоку от Филиппин. Обнаруженное возмущение двигалось на северо-запад, постепенно усиливаясь, и к 12 ВСВ 7 июля превратилось в тропическую депрессию, а в 18 ВСВ 8 июля - в тропический шторм, скорость ветра в котором достигала 18 м/с. Тропический шторм "Ман-Ии" несколько дней продолжал двигаться на северо-запад, медленно усиливался и достиг интенсивности тайфуна к 18 ВСВ 10 июля. 11 июля в связи с интенсификацией вихря начал формироваться «глаз» бури. Максимума своей интенсивности тайфун достиг в 12 июля. 13 июля "Ман-Ии" пересек Филиппинские острова и повернул на север. Обогнув субтропический гребень и повернув к северо-востоку, тайфун начал ослабевать. "Ман-Йи" вышел на сушу на юге японского острова Кюсю 14 июля, а затем прошел над южным побережьем Японии, ослабевая до уровня тропического шторма в течение следующих двух суток. Подробная информация о характеристиках тропического циклона "Ман-Ии" представлена в таблице 2.1.
Очевидно, что в момент зарождения тропического циклона в атмосфере в районе его возникновения уже существует локальный максимум завихренности и скорости ветра. Таким образом, индекс спиральности также достигает больших значений, чем в соседних областях.
На приведенном верхнем графике наблюдается «взрывное» развитие модельного вихря, до начала которого поток спиральности имеет ровный ход (рис. 2.69). К сожалению, интенсификация модельного вихря была связана с поступлением свежих полей анализа NCEP и началом расчетов с 0 часов 10 июля. Уменьшение потока спиральности 11 и 13 июля связано с тем, что при расчетах на вторые сутки модель завышает давление и занижает скорость ветра, воспроизводя отсутствующее в реальности затухание циклона.
График на рисунке 2.70 отображает изменение вертикального потока спиральности в течение жизни урагана "Ман-Ии", рассчитанного на основе данных наблюдений за максимальной скоростью ветра в циклоне. Хорошо видно, что интенсивный рост потока спиральности происходил с 10 по 11 июля, а максимальные значения соответствуют пику развития тайфуна. Реальные значения потока спиральности на 2-3 порядка превосходят значения, полученные для модельного вихря, что связано с сильным занижением моделью скорости ветра. При возведении скорости ветра в куб ошибка резко возрастает, что и приводит к существенному занижению значений потока спиральности.
Взаимодействие тропических циклонов между собой
Поле осадков, как и при расчетах с климатической ТПО, имело форму кольца: в центре модельного вихря осадки были слабыми, а в кольце штормовых ветров превышали 25 мм за 6 часов.
Термическая асимметрия проявилась и в случае использования фактической ТПО, причем контраст между южной и северной частью вихря возрос до 12 градусов.
В последующие часы произошло общее ослабление ветра, хотя уменьшение его скорости было немного менее заметным, чем в случае расчетов с климатической ТПО. Затем циклон снова начал усиливаться, однако модель продолжала завышать давление и занижать скорость ветра относительно фактических значений.
Тем не менее, в прогнозе на 30 часов отмечалось не заполнение циклона, как в первом случае, а его интенсификация. Давление в центре вихря не превышало 1000 гПа, а кинетическая энергия на верхней границе погранслоя возросла до 200 м2/с2. Поле осадков, утратившее свою структуру в предыдущие сутки и распавшееся на множество полос конвективной облачности, вновь стало спиралевидным. В последующие сроки отмечались колебания давления в центре вихря в пределах 2-4 гПа.
Таким образом, наблюдаемое в реальности (по данным анализа) быстрое развитие тайфуна не было спрогнозировано моделью ни при использовании климатической, ни при использовании фактической ТПО.
Тем не менее, если рассматривать результаты расчетов за 10 июля, то видно, что использование фактической ТПО позволяет повысить качество моделирования тайфуна. Улучшение прогноза нельзя назвать существенным: различия в воспроизведении значений температуры воздуха на высоте 2 метра между расчетами с климатической и фактической ТПО составляет всего 2; давления на уровне моря - 2 гПа; скорости ветра на 10 метрах - 3-4 м/с; кинетической энергии на верхней границе планетарного пограничного слоя - 50 м2/с2. При включении в граничные условия фактической ТПО давление в циклоне становится ниже, приземная температура выше (что связано с ее зависимостью от температуры поверхности через турбулентные потоки), поле осадков - более обширным с отчетливо выделяющимся центром вихря (рис. 3.27 а и б; рис. 3.28 а и б).
В 6 часов 11 июля на картах распределения завихренности на высоте 1000 гПа лучше, чем в случае использования климатической ТПО, проявилось взаимодействие циклона с полярным фронтом (рис.3.29).
В конце расчетного периода началось постепенное ослабление циклона. В поле температуры воздуха на высоте 2 метра хорошо прослеживался холодный след модельного тропического циклона: различия в приземной температуре между северо-западной (теплой) и юго-восточной (холодной) частями тайфуна достигли 12-14 С. Таким образом, при использовании фактической ТПО температурный контраст проявился сильнее, чем при использовании климатический значений ТПО.
В качестве начальных данных использовались поля с разрешением 1 анализа NCEP, в связи с чем становится невозможным получить точные данные о положении центра циклона в начале расчета и значение давления в нем. На такой грубой сетке нельзя уловить большие горизонтальные градиенты давления вблизи центра тайфуна. Кроме того, уже в самих данных анализа содержалась ошибка в минимальном давлении в центре циклона до 20 гПа. Ошибка прогноза быстро возрастала со временем, и в результате в обоих случаях прогноз на вторые сутки не оправдывался.
Поскольку различия между реальной и климатической температурой поверхности океана обычно невелики (1-3 градуса), значительного улучшения прогноза не произошло. Однако удалось получить отклик модельного вихря на внедрение фактических значений ТПО, проявившийся в чуть более правильном прогнозе динамики реального тропического циклона, а именно в воспроизведении фазы углубления и усиления модельного вихря. Это подчеркивает значимость деталей распределения ТПО в период развития конкретного тропического циклона для его интенсификации или ослабления. Различия между фактической (определяемой обычно по смещению положения центра вихря со спутников) и прогностическими траекториями тайфуна (рис.3.30) невелики. При этом расстояние между центрами вихря в экспериментах с использованием реальной и климатической ТПО возрастает с течением времени: среднее различие в положении центра вихря составляет всего 80,3 км, однако максимальное достигает 350 км. Совпадение положения центров вихря (рис. 3.31) в двух экспериментах 12.07.07 в начале суток связано с тем, что в срок 0 часов ВСВ оба эксперимента стартовали с новых начальных данных, и в обоих вариантах счета положение центра циклона в этот момент совпадало с его положением по анализу Тем не менее, траектория тайфуна, рассчитанная моделью с включенными данными о реальной температуре поверхности, в меньшей степени отличается от фактической (таблица 3.1).
Несмотря на большие расхождения значений прогностического и фактического минимального давления в центре вихря, видно (таблица 3.2), что модель в целом верно воспроизводит динамику давления в тропическом циклоне (его рост и снижение), что позволяет использовать результаты расчета модели для исследования качественных особенностей эволюции циклонов.
Поскольку модель в значительной степени завышает значения атмосферного давления у поверхности и занижает фактическую скорость ветра в тропических циклонах, интерпретация полученных результатов и определение стадии развития вихря затрудняется. В связи с этим предлагается проводить коррекцию результатов расчетов модели. В первом приближении можно рассчитать среднюю ошибку прогноза и вводить ее в качестве поправки к полученным значениям. В перспективе возможно использование более точных корректировочных параметров для определенного набора радиусов с целью получения максимально приближенного к реальности радиального профиля скорости ветра и профиля давления в тропическом циклоне.
При выходе тропического циклона на сушу усиливающееся приземное трение нарушает установившееся ранее равновесие между генерацией и диссипацией кинетической энергии в пользу последней. Еще Хуберт[136], изучая влияние усиления втока в центральную часть ТЦ, связанного с увеличением шероховатости подстилающей поверхности, отмечал, что само по себе оно не обеспечивает столь быстрого заполнения циклона, которое может происходить только при убывании притока энергии. Основным фактором заполнения циклона является уменьшение потока скрытого тепла от подстилающей поверхности при выходе возмущения на сушу, следствием чего является уменьшение дефицита давления и положительной аномалии температуры воздуха в центральном ядре. Таким образом, генерация кинетической энергии в области ядра резко снижается при удалении возмущения от океанического источника тепла и влаги. Если же ураган снова выходит на теплые воды океана, начинается его повторное углубление.
При прохождении циклонов над островами и архипелагами происходит нарушение симметричной циркуляции в вихре, сопровождающееся значительными потерями кинетической энергии. Наиболее отчетливо нарушение симметричности структуры тропических циклонов прослеживается на картах завихренности на высоте 1000 гПа (где нередко наблюдается кольцо штормовых ветров) и кинетической энергии на изобарической поверхности 850 гПа.
Рассмотрим изменение структуры метеорологических полей в тропических циклонах и их интенсивности на примере двух ураганов Атлантики ("Густав" и "Ханна", 2009) и двух тайфунов Тихого океана ("Джангми", 2008, и "Кецана", 2009), которые прошли над Большими Антильскими и Филиппинскими островами, соответственно.
