Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Долгопериодная изменчивость системы океан-атмосфера и нормирование аномалий температуры в океане (краткий анализ состояния проблемы) 10
1.1. Изменчивость синоптических процессов в атмосфере и формирование аномалий температуры поверхности океана 10
1.2. Моделирование системы океан-атмосфера в целях исследования механизмов формирования аномалий температуры поверхности--.океана 16
Глава 2. Формирование аномалий темпттуйі поверхности северной части тихого океана и их влияние на динамику центров действия атмосферы в переходные сезоны 22
2.1. Формирование аномалий температуры поверхности океана и атмосферные процессы в переходные сезоны 24
2.2. Постановка задачи о моделировании термодинамического взаимодействия в системе океан-атмосфера в умеренных широтах 23
2.3. Влияние термического контраста океан-материк на динамику стоячих волн. Временной сдвиг переходных сезонов 36
2.4. Механизм временного сдвига весеннего переходного сезона и формирование АТПО 50
2.5. Сезонная эволюция аномалий температуры в океане. Возможные механизмы летней интенси фикации АТПО 66
Глава 3. Изменчивость характеристж деятельного слоя северозападной части тихого океана при прохойщении шторма 82
3.1. Расчет изменчивости характеристик деятельного слоя северо-западной части Тихого океана при прохождении шторма 82
3.2. Наблюдения над вызванным штормом возмущением гидрологической структуры верхнего слоя моря 95
Глава 4. Изменчивость характеристик приводного слоя и состояния поверхности океана при развитии шторм 102
4.1. Преобразование энергии в циклоне с учетом состояния поверхности океана 102
4.2. Расчет эволюции характеристик приводного слоя и состояния поверхности океана во время развития шторма 113
Заключение 120
Литература 122
- Моделирование системы океан-атмосфера в целях исследования механизмов формирования аномалий температуры поверхности--.океана
- Постановка задачи о моделировании термодинамического взаимодействия в системе океан-атмосфера в умеренных широтах
- Наблюдения над вызванным штормом возмущением гидрологической структуры верхнего слоя моря
- Расчет эволюции характеристик приводного слоя и состояния поверхности океана во время развития шторма
Моделирование системы океан-атмосфера в целях исследования механизмов формирования аномалий температуры поверхности--.океана
Как было отмечено выше, потоки тепла из океана являются одной из причин развития аномалий атмосферной циркуляции. В то же время развития атмосферных возмущений влияет на поле напряжения ветра, распределение и эволюцию термических аномалий.
Исследованию влияния энергообмена океана с атмосферой на развитие планетарных волн посвящен ряд работ [ЗЗ, 74, 85, ИЗ, 117] .
Можно выделить два аспекта энергообмена океана с атмосферой -обмен механической энергией и теплом. Роль обмена теплом в развитии аномалий погоды в динамике длинных планетарных волн была исследована в работе Ю.В.Николаева L33J . Роль трения в пограничном слое атмосферы в работах Дж.Педлоски и Роми _86, 96J . Трение в пограничном слое атмосферы фактически связано с обменом механической энергией между деятельным слоем океана и атмосферой и существенно определяется состоянием поверхности океана.
В работе Ю.В.Николаева _33 построена схема влияния потоков тепла из океана на формирование аномалий погоды. По этой схеме в результате интенсивного теплообмена происходит прогрев воздушных масс. Из-за неравномерности этого прогрева увеличивается доступная потенциальная энергия атмосферы (ДПЭ), которая переходит затем либо в меридиональную кинетическую, либо в вихревую кинетическую энергию. Направление перехода определяет развития погодных условий в последующий период и зависит от соотношения фаз барических и термических волн в начальный момент времени, океан в такой схеме рассматривается как источник тепла, за счет которого генерируется доступная потенциальная энергия атмосферных возмущений. При отставании термической волны от барической примерно на величину 1т/2 в передней части барической ложбины должны существовать восходящие движения воздуха, в тылу ложбины - нисходящие, что вызывает переход ДПЭ в кинетическую, способствует образованию циклонов, генерация которых приводит к фпуктуациям фазовой скорости барических волн. Таким образом, знание фазы между барическими и термическими волнами имеет определенное прогностическое значение.
С целью выявления механизма, с помощью которого система океан-атмосфера, связанная обменом теплом и импульсом, может усилить аномалию температуру поверхности океана и активность циклонических возмущений, Дж.Педлоски [85 J рассмотрел простую аналитическую модель взаимодействия атмосферы и океана. В этой модели Дж.Педлоски выделил положительные обратные связи в системе, приводящие к усилению аномалий температуры. Взаимодействие океана с атмосферой в модели описывается через упрощенные законы теплообмена и изменчивость ветровой циркуляции в океане. Существо механизма взаимодействия состоит в следующем: в присутствии слабых аномалий температуры поверхности океана, приводящих к усилению меридионального градиента температуры в атмосфере, усиливается циклоническая активность. Это усиление изменяет меридиональную адвекцию температуры поверхности и ветровую циркуляцию в океане. Что, в свою очередь, приводит к усилению и интенсификации циклонических возмущений и аномалий температуры поверхности океана. Весьма сложным оказался вопрос о совместном влиянии вязкости и р -эффекта на развитие бароклинных волн. Исследованию этого вопроса посвящены работы [_89, 96J . В работе [96J было показано, что вязкость существенно дестабилизирует систему. Основной эффект вязкости заключается в генерации сдвига фазы между барическими и термическими волнами.
В работе Педлоски и Френзена ]8в] было показано, что динамика слабо неустойчивых бароклинных волн обнаруживает новый и неожиданный комплекс зависимости от степени диссипации. В частности, оказалось, что слабо неустойчивые бароклинные волны в простой двуслойной модели демонстрируют поведение известной системы Лоренца в узком диапазоне параметров. Тогда развитие планетарных волн становится апериодичным и нерегулярным. В этом случае прогностическое значение имеет определение основных параметров и диапазона значений параметров, при которых наблюдается такое непредсказуемое поведение характеристик волн. Существенными преимуществами двуслойной модели атмосферы, развитой в работах [85-9о] являются ее достаточная полнота и простота исследований механизмов связей в системе океан-атмосфера.
Таким образом, основной задачей при моделировании энергообмена океана и атмосферы является поиск физических механизмов, управляющих аномалиями погоды и состоянием верхнего слоя океана. Из анализа рассмотренных работ следует, что аномалии температуры поверхности океана являются важными предикторами погоды над океаном и континентом. Недостаточно изученными являются принципиальные вопросы, касающиеся механизмов, связывающих АТПО с атмосферными процессами.
Аномалии температуры верхнего слоя океана могут вызываться циклонической активностью через изменчивость частоты штормов, а также в зависимости от переходной даты между зимним режимом развития деятельного слоя океана и летним. Долгопериодная (многолетняя) изменчивость АТПО, по-видимому, связана с адвекцией аномалий температуры течениями.
Отметим вопрос о влиянии АТПО на формирование долгопериодных аномалий погоды. Если аномалии температуры в океане используются в качестве предикторов для характеристик атмосферной циркуляции, а простые энергетические оценки указывают на неоспоримость такого влияния, в то же время механизмы этого влияния окончательно не ясны. Другими словами, удовлетворительное теоретическое объяснение аномалий атмосферной циркуляции, вызываемых АТПО, в настоящее время отсутствует. Кроме того, используемые в настоящее время глобальные модели атмосферной циркуляции, "настроенные" в основном на условия с сильным западным переносом, показывают проявления аномалий подстилающей поверхности при их значительных величинах (до 10 С), при этом аномалия должна существовать в течение продолжительного периода (сезон). Одной из возможных причин слабого отклика атмосферной циркуляции на аномалии в океане может быть существование "адвективного предела" значимости аномалий [_I09J
Используемая в предлагаемой работе простая модель системы океан-атмосфера является нестационарной и нелинейной, что позволяет рассмотреть особенности атмосферных процессов, связанные с термической неоднородностью подстилающей поверхности в переходные сезоны. А именно, оценить роль аномалий температуры океана в развитии длинных стоячих волн и показать возможный механизм влияния крупномасштабных аномалий температуры океана на динамику центров действия атмосферы в умеренных широтах.
Анализ свойств реакции нелинейной модели на тепловые неоднородности подстилающей поверхности привел нас к выводу о возможном влиянии АТПО на термические контрасты океан-материк в переходные сезоны, когда этот контраст ослаблен. Присутствие аномалии в океане определяет временной сдвиг переходных сезонов и,тем самым,дальнейшее развитие атмосферных процессов. Анализ атмосферных процессов, предшествующих развитию АТПО, показал, что временной сдвиг весеннего переходного сезона может быть связан с последующим развитием аномалий температуры в океане в теплое полугодие.
Постановка задачи о моделировании термодинамического взаимодействия в системе океан-атмосфера в умеренных широтах
Используемый в настоящей главе подход к проблеме формирования АТПО заключается в выявлении роли основных климатообразующих факторов - меридионального градиента температуры и термического контраста океан-материк в формировании АТПО. В разделе 2.1 выделяются экстремальные годы, показывается связь АТПО с циклонической активностью и с временным сдвигом сезонов. В разделе 2.2. рассматривается двуслойная квазигеострофическая модель системы океан-ат-уюсфера, возмущаемая тепловыми неоднородностями подстилающей поверхности. В силу нелинейной динамики волновых возмущений в модели наблюдается временной сдвиг переходных сезонов (весны и осени) в зависимости от амплитуды термического контраста океан-материк. Такой же временной сдвиг показывается на эмпирических данных (раздел 2.3). Временной сдвиг осеннего сезона связывается с аномалиями контраста океан-материк, обусловленньми аномалиями температуры в океане. В разделе 2.4 моделируется временной сдвиг весеннего переходного зезона.
Быстрое формирование аномалий температуры в океане и на континенте в весенний переходный сезон определяется действием положительной обратной связи между АТПО, длинными стоячими волнами в атмосфере и циклоническими возмущениями. Структура связи определяется зависимостью меридионального переноса тепла волновыми возмущениями от меридионального градиента температуры. При развитии процессов определенного направления происходит зональное смещение путей циклонов над океаном. Зональное смещение путей циклонов приводит к изменению дрейфового переноса тепла в океане и к усилению АТПО.
В разделе 2.5 рассматривается явление летней интенсификации АТЇЇО. Предполагается, что возмущения температуры на поверхности океана можно рассмотреть в рамках теории планетарных волновых возмущений, развивающихся в неоднородном потоке. В качестве источника волновых возмущений принимается динамическое воздействие ветра на деятельный слой океана. Сезонные флуктуации фазовой скорости планетарных волн, развивающихся в неоднородном зональном потоке, приводят к концентрации волновых возмущений у источника (циклоническая активность в северо-западной части Тихого океана), у западной границы океана, что проявляется как летняя интенсификация АТПО в северо-западной части океана.
Основными исходными данными во второй главе являлись следующие данные ДВНИИ Госкомгидромета: I) поле аномалий температуры поверхности северной части Тихого океана, представляющее собой массив среднемесячных значений аномалий температуры в области севернее 20 с.ш. в узлах 5-ной сетки за период І950-І98І гг.; 2) среднемесячные поля приземной температуры воздуха и давления на уровне моря в северном полушарии; 3) аномалии циклонической активности (число дней с циклонами); 4) данные о площади льда в дальневосточных морях (в Охотском и Беринговом морях).
Анализ поля аномалий температуры показывает _2J , рис.. 2.22, что их межгодовая дисперсия увеличивается к северу от 20 с.ш. и достигает своих максимальных значений в умеренных широтах. Поэтому в предлагаемой главе уделяется внимание закономерностям формирования аномалий температуры именно в этой широтной зоне.
Построена модель связи основных климатообразующих факторов с АТПО, которая позволяет рассмотреть механизмы, ответственные за временной сдвиг переходных сезонов и формирование крупномасштабных аномалий температуры в океане.
Аномалии температуры поверхности океана, формирующиеся в экстремальные годы, имеют хорошо выраженный сезонный ход и за рассматриваемый промежуток времени (1950-1982 годы) достигали максимума своего развития к концу лета, так что значительная часть (более 3/4) севера Тихого океана предположительное время (сезон,год) была занята аномалией одного знака _23, 24J . В качестве критериев экстремальных лет были взяты параметры, описанные в работе
Экстремально теплыми по АТПО годами являлись 1959 и 1967, экстремально холодными - 1964, 1976,1981 (рис. 2.1, 2.2). В эти годы площадь, занятая аномалией и интенсивность аномалии значительно превосходили соответствующие среднеквадратичные отклонения [23 J .
В работе _67J показано на примере северной части Тихого океана, а затем подтверждено на основе данных наблюдений в Атлантике [32] , что преобладание аномально низкой или высокой температуры поверхности океана формируется в зависимости от переходной даты между зимним и летним режимами деятельного слоя океана. Долгопериодная (многолетняя) изменчивость АТПО, по-видимому, связана с адвективными механизмами [_19, 20, 38j .
В работах _79, 85J предполагается, что быстрое развитие АТПО в средних широтах происходит из-за положительной обратной связи аномалий с длинными стоячими волнами в атмосфере и циклоническими возмущениями. При этом циклоническая активность является решающим звеном в этой цепи с положительной обратной связью. Однако, структура этой связи не является хорошо установленной.
Активный циклогенез характерен для холодного времени года, а циклоническая активность в весенний переходный сезон определяет формирование АТПО. Возможными механизмами формирования АТПО за счет процессов циклогенеза являются динамическое воздействие ветра на деятельный слой океана и изменение радиационного потока в океан облачностью LI9, 63, 70, ШІ . Формирование АТПО может быть связано с активностью синоптических процессов в атмосфере в весенний переходный сезон (рис.2.I, 2,-2).
Смена атмосферной циркуляции с зимней на летнюю в весенний переходный сезон определяет формирование аномалий температуры путем влияния на динамику течений в дальневосточных морях [_7б, I02J Это влияние заключается в значительной зависимости поля течений в Японском и Охотском морях от атмосферной циркуляции. Такая зависимость проявляется в хорошо выраженной сезонной изменчивости потоков вод через проливы Японского моря - Цусимский и Лаперуза. Сезонные вариации расхода через Цусимский пролив, например, достигают 1,5 свердрупов, при максимальном расходе около 2,5. Такая изменчивость расхода связана с реакцией течений на смену атмосферной циркуляции с зимней на летнюю [76J . Поэтому время смены атмосферной циркуляции или время наступления переходного сезона может определять величину потока теплых вод в эти моря и, тем самьм, изменение поля температуры.
Таким образом, время наступления переходных сезонов и активность синоптических процессов в эти сезоны являются важными предикторами для аномалий температуры в северной части Тихого океана. Полученные в настоящем разделе связи АТПО с атмосферными процессами в переходные сезоны (с циклонической активностью) необходимы для постановки задачи моделирования системы океан-атмосфера в умеренных широтах.
Наблюдения над вызванным штормом возмущением гидрологической структуры верхнего слоя моря
В настоящем разделе выполнена оценка изменчивости характеристик деятельного слоя прибрежной части моря при прохождении шторма по данным наблюдений. Сложность исследования реакции деятельного слоя в прибрежной части моря заключается в одновременном действии нескольких механизмов, изменяющих вертикальную термическую структуру - ветрового вовлечения, теплообмена с атмосферой, адвективных эффектов и ап-веллинга. В работе [58J показано, что вовлечение - первичный механизм, понижающий температуру океана, а теплообмен играет относительно небольшую роль. Апвеллинг же важен для относительно медленно движущегося шторма. При исследовании роли вовлечения достаточно измерений, проведенных на одной гидрологической станции. В настоящей работе изменчивость вертикальной структуры деятельного слоя моря исследовалась путем многократного зондирования прибором АЦИТТ с борта судна, стоящего на якоре. Измерения проводились в октябре-ноябре, то есть в сезон наибольшего развития синоптических возмущений в атмосфере и в то же время при достаточно хорошо сохранившейся стратификации ДС. Наблюдения проведены в заливе Посьет Японского моря. Во время экспериментальных работ над судном прошел циклон, вызвавший штормовую погоду. Изменчивость вертикальных профилей температуры во время прохождения шторма приведена на рис. 3.4. На рис. 3.5. показана изменчивость метеорологических условий во время эксперимента (изменения метеопараметров были сделаны с борта судна). Во время про- хождения шторма давление упало на II мб, скорость ветра возросла до 20 м/с, температура воздуха понизилась на 5 С. Максимальное изменение температуры поверхности моря наблюдалось в момент наибольшего развития шторма и достигало 7 С. Толщина верхнего слоя пониженной температуры составила 7 м. На формирование этого слоя, по-видимому, оказали влияние апвеллинг у берегов, адвекция тепла. . Такое понижение температуры привело к появлению приповерхностного звукового канала в прибрежной части моря во время штормового воздействия (рис. З.б). После прохождения шторма температура поверхности моря быстро восстановилась почти до своего прежнего состояния, так, что результирующее понижение температуры составило 2 С. Глубина хорошо перемешанного слоя увеличилась в два раза с 20 до 40 м. С целью определения роли различных механизмов в процессе трансформации вертикальной термической структуры ДС моря была сделана оценка составляющих баланса турбулентной энергии. Принимая одномерную модель ДС, определим величину работы турбулентности против сил плавучести / « где %\ ІЧр " поток плавучести, Р; - флуктуации плотности и вертикальной скорости, Рс - отсчетная плотность, &гд . \ojho - температура воды, фоновая температура и глубина деятельного слоя. В таблице 3 приведены значения работы турбулентности против сил плавучести в разные моменты времени. Определив поток механической энергии в ДС, можно оценить долю этой энергии, идущую на работу турбулентности против сил плавучести. Кроме того, в рамках одномерной модели, зная эволюцию термической структуры, можно опре делить поток тепла
О. поступающего в деятельный слой моря, из выражения: где Ц0,Ыц - потоки тепла на верхней и нижней границах ДС. Сравнение потока тепла с поверхностью ДС Q0 и потока тепла, поступающего в ДС Ц-Чо-Цч , показывает, что на формирование вертикальной термической структуры может оказывать существенное влияние перенос тепла течениями. Приповерхностный звуковой канал (рис. 3.6) возникает из-за значительного понижения температуры воды, что возможно также за счет интенсивного теплообмена с атмосферой, так как рассчитанные потоки тепла могут понизить температуру воды на 2 С за 10 часов в слое 10 м. Возможным механизмом значительного понижения температуры воды и дальнейшего восстановления вертикальных профилей является сочетание дрейфовой адвекции и апвелинга холодных вод у берега. При исследовании эволюции термической структуры вод моря важ но определить долю энергии ветра, идущую на работу турбулентности против плавучести. В работе 113J отмечено, что приближенно выпол няется зависимость: I где Vje - скорость трения в воде. Параметр \h , определяющий долю энергии ветра, затраченную на вовлечение нижних слоев, составляет величину порядка I и, вообще говоря, является функцией числа Ричардсона для верхнего квазиоднородного слоя. Оценка среднего значения параметра h\ во время прохождения шторма по формуле: дает величину 0,86. В период максимального развития шторма, из таблицы 2 следует оценка величины около 3,7, то есть значительно больше среднего значения. Возможной причиной увеличения параметра tv\ в прибрежной зоне моря, как уже отмечалось в работе JJE3J , может быть генерация турбулентности в придонном перемешанном слое. По-видимому, большая изменчивость этого параметра связана с быстрой реакцией сгонно-нагонных течений и поля ветровых волн, а следовательно генерации турбулентности, на изменение поля ветра. Таким образом, в настоящем разделе выполнены оценки штормового воздействия ветра на деятельный слой северо-западной части Тихого океана. Описана изменчивость характеристик ДС прибрежной части моря при прохождении шторма. Результаты расчетов показывают существенную зависимость изменений характеристик ДС от гидрологической структуры вод. Наблюдается общая тенденция к увеличению возмущений поверхностной температуры с широтой, то есть одинаковое атмосферное возмущение, характерное для этого региона по интенсивности и времени действия, определяет существенно различную реакцию деятельного слоя океана. Наблюдается общее значительное понижение поверхностной температуры в более высоких широтах указывает на возможность увеличения градиента температуры поверхностного слоя океана и, тем самым, на интенсификацию гидрологического фронта, по крайней мере в летние и осенние месяцы. Поэтому формирование АТПО может быть связано не только с регулированием циклонической активностью глубины хорошо перемешанного слоя, в котором перераспределяется поступающее с поверхности океана тепло (механизм, описанный в работах [32, 67, 70J , но и с зависимостью реакции ДС на проходящие шторма от интенсивности сезонного термоклина. Дальнейшая эволюция тепловых возмущений в океане может быть связана с динамикой планетарных волн, которые переносят их по всей северной части Тихого океана, либо концентрируют их в определенное время и в известных регионах.
Расчет эволюции характеристик приводного слоя и состояния поверхности океана во время развития шторма
В этом разделе рассматривается изменение диссипации кинетической энергии, связанное с генерацией ветрового волнения. При этом будем считать постоянньми параметры, характеризующие генерацию кинетической энергии.
За начальное состояние примем баланс генерации и диссипации, в этом случае будем иметь:
Тогда уравнение баланса кинетической энергии (4.1.8) можно записать в виде: поскольку генерацию кинетической энергии из (4.3.1, 8) можно определить через диссипацию в начальный момент времени. Уравнение (4.3.2) можно получить, определяя генерацию кинетической энергии в перемешанном слое по полю давления и скорости где V - ве ктор скорости ветра. Отсюда, интегрируя по высоте в перемешанном слое, получим: I где интеграл в правой части входит аналогично первому слагаемому правой части в уравнении (4.1.8), определяющему генерацию кинетической энергии явным теплом.
Уравнение (4.2.2) описывает изменение динамической скорости внешнего для возмущенного волнами приводного слоя в зависимости от диссипации кинетической энергии в приводном слое. Если будет известна зависимость динамической скорости в приводном слое от режима развития ветрового волнения, то можно определить эволюцию от времени основных параметров пограничного слоя, в связи с изменчивостью диссипации кинетической энергии.
Для установления такой зависимости примем модель приводного слоя А.Ю.Бенилова, М.М.Заславского и С.А.Китайгородского [4, 5 J . Согласно работе [4] основные параметры системы волны-ветер могут быть определены из уравнений: где Сл - разовая скорость спектрального пика ветрового волнения, отношение плотностей воздуха и воды, CL 0&- -o. c -llMo - некоторые постоянные, появляющиеся при параметризации импульса и энергии волнения через фазовую скорость 3-04 - постоянная Кармана.
Уравнения (4.2.5, 6) вытекают из уравнений баланса импульса и энергии для волновых возмущений в атмосфере. Следствием уравнений (4.2.5, 6) является зависимость параметра шероховатости взволнованной поверхности "2 0 от динамической скорости и фазовой скорости волнения » Скорость ветра \J\Q В приводном слое на стандартной высоте 10 м может быть определена из логарифмического закона:
Уравнения (4.2.2, 5, б) представляют собой замкнутую систему, описывающую взаимодействие ветер-волны и связывающую крупномасштабные характеристики пограничного слоя атмосферы через диссипацию кинетической энергии с характеристиками приводного слоя. Эти характеристики зависят от стадии развития ветрового волнения.
Уравнения (4.2.2, 5, б) по сути являются нестационарной моделью пограничного слоя. Задавая начальные значения динамической скорости V# ? и фазовой скорости волнения »n , можно определить эволюцию во времени основных характеристик пограничного слоя. Урав нения (4.2.2, 5, б) решались численно методом итераций по Ньютону. На рис. 4.3, 4 показаны некоторые результаты численного решения такой нестационарной задачи о совместной эволюции системы ветер-волны. На рис. 4. 3,4 сравнивается изменчивость характеристик системы ветер-волны предлагаемой модели с решением из работы L4J . При численном решении системы (4.2.2, 5, б) уравнение (4.2.2), то есть зависимость диссипации кинетической энергии от режима развития волнения, "включалась" через некоторое время после развития системы с постоянной V 0 . Момент "включения" на рисунках отмечается расщеплением кривых.
Описанная система весьма чувствительна к изменениям динамической скорости V 0 Так, при зависимости диссипации кинетической энергии от режима развития волнения, благодаря пропорциональности четвертой степени фазовой скорости, энергия волнения возрастает на порядок за время менее суток по сравнению с вариантом, когда динамическая скорость внешнего потока постоянна. Кинетическая энергия ветра за это же время увеличивается в 3 раза. На рис. 4.4 показано увеличение скорости ветра на высоте анемометра, в зависимости от стадии развития волнения.
