УДК [551.513+551.465].001.572:551.526.6(265-062.5)
Воспроизведение Эль-Ниньо в совместной модели общей циркуляции атмосферы и океана
Е. М. Володин*, Н. А. Дианский*
Рассматривается воспроизведение межгодовой изменчивости температуры поверхности океана (¡ГЮ) в приэкваториальном Тихом океане в 80-летнем эксперименте с совместной моделью общей циркуляции атмосферы и океана ИВМ РАН. Модель правильно воспроизводит наблюдаемый спектральный пик изменчивости на 3—5 годах, а также наблюдаемые особенности отрицательных аномалий ТПО по сравнению с положительными. Однако максимум изменчивости ТПО в районе Эль-Ниньо сдвинут в модели на запад по сравнению с данными наблюдений. Вероятной причиной является завышение средней скорости апвеллинга в центральной и западной частях Тихого океана. Улучшение воспроизведения статистики Эль-Ниньо по сравнению с исходной версией модели достигнуто с помощью изменения параметризации нижней облачности, глубокой конвекции и динамики в атмосферном блоке, а также использования сетки С вместо сетки В в модели океана.
Введение
Межгодовая изменчивость ТПО в приэкваториальном Тихом океане и связанные с ней явления Эль-Ниньо и Ла-Ниньа являются одними из самых сильных сигналов естественной климатической изменчивости. Поэтому выяснению механизмов этой изменчивости и ее численному моделированию посвящено множество работ.
Современные совместные модели общей циркуляции атмосферы и океана (ОЦАиО) способны воспроизводить многие черты наблюдаемой межгодовой изменчивости в тропиках Тихого океана. Наиболее полно воспроизведение явления Эль-Ниньо в современных совместных моделях ОЦАиО отражено в [5], где проанализирована изменчивость ТПО в приэкваториальном Тихом океане с помощью 14 совместных моделей, участвовавших в международном проекте СМ1Р (см., например, [5]). По результатам более чем половины рассматриваемых моделей Эль-Ниньо получается со средней амплитудой, примерно равной или немного меньше наблюдаемой, другая же часть моделей существенно занижает амплитуду изменчивости ТПО в приэкваториальном Тихом океане. Основными недостатками большинства моделей, согласно [5], являются следующие. Модели, не использующие коррекцию потоков тепла на поверхности, занижают разность ТПО между восточной и западной частями тропической зоны Тихого океа-
* Институт вычислительной математики Российской академии наук.
на, что связано, по-видимому, с занижением скорости апвеллинга у побережья Южной Америки и ее завышением в центре Тихого океана. С последним обстоятельством связан сдвиг на запад по отношению к данным наблюдений области максимальной изменчивости ТПО. Кроме этого, по данным многих моделей характерный период возникновения Эль-Ниньо составляет 2—3 года, в то время как по данным наблюдений — 3—5 лет. Сколько-нибудь ясной зависимости качества воспроизведения явления Эль-Ниньо от свойств модели, например горизонтального и вертикального разрешения, включения тех или иных физических параметризаций, не обнаружено. Последние работы по моделированию Эль-Ниньо с помощью совместных моделей ОЦАиО [9, 10, 15, 16] в основном подтверждают выводы [5].
Воспроизведение Эль-Ниньо в совместной модели атмосферы и океана Института вычислительной математики РАН (ИВМ РАН) кратко описано в [4]. Модель верно воспроизвела положение области максимальной изменчивости ТПО. Амплитуда изменчивости немного занижена по сравнению с данными наблюдений. Основным недостатком этой модели является то, что в модели величина отрицательных аномалий ТПО в приэкваториальном Тихом океане существенно больше, чем величина положительных, в то время как в природе, наоборот, аномалии ТПО при Эль-Ниньо в среднем несколько больше, чем при Ла-Ниньа, Данная работа посвящена улучшению воспроизведения статистики Эль-Ниньо в новой версии модели ИВМ РАН.
Описание модели и численных экспериментов
Используемая модель ОЦАиО подробно описана в [4]. Разрешение в атмосферном блоке составляет 5° по долготе, 4° по широте и по вертикали 21 уровень в сг-координатах. Уравнения гидротермодинамики решаются на сетке С, используются параметризации радиации [2], глубокой и мелкой конвекции [7], процессов в почве и на поверхности суши [1], гравитационно-волнового сопротивления [8, 13]. В модели океана разрешение составляет 2,5 х 2° по долготе и широте и 33 а-уровня по вертикали. Параметризация турбулентности осуществляется согласно [12]. При стыковке атмосферной и океанической частей модели коррекция потоков на поверхности океана не используется. В совместной модели предписывается наблюдаемое среднемесячное климатическое распределение сплоченности льда, так как версия модели с интерактивным льдом на момент написания данной работы была еще в стадии разработки. В исходном варианте совместной модели, который описан в [4], для дискретизации уравнений Динамики океана в горизонтальной плоскости используется сетка В по классификации Аракавы.
В новой версии модели океана при дискретизации уравнений динамики был выполнен переход в численной реализации на сетку С, обладающую меньшей диссипативностыо, что позволило ввести условие скольжения вместо прилипания на боковых границах, а также уменьшить коэффициент горизонтальной диффузии. Переход на сетку С позволил также более адекватно аппроксимировать расчетную область в проливах. Так, в модели океана, используемой в совместной модели ОЦАиО, удалось точнее описать обмен солью Атлантики и Средиземного моря через Гибралтар, что очень
важно для описания термохалинной циркуляции в Северной Атлантике. Основным отличием в численной реализации между предыдущей версией модели океана на сетке В и новой версией на сетке С является то, что разностная аппроксимация для функции тока в новой версии выполнена на разностном же уровне. Уравнение для функции тока на сетке С построено путем разностного перекрестного дифференцирования уравнений для осредненных по глубине зональной и меридиональной составляющих скоростей, записанных в соответствующих, не совпадающих на сетке С узлах. При этом сохранялась исходная кососимметричность оператора.
В атмосферном блоке модели изменена настройка параметризации облачности нижнего яруса. В исходном варианте балл облачности С является линейной функцией относительной влажности г:
С = а + Рг,
где аир зависят от температуры, высоты, типа подстилающей поверхности (суша или океан) и от вертикального градиента температуры. Зависимость от градиента температуры такова, чтобы ниже слоя инверсии балл облачности был выше, чем при той же относительной влажности в условиях менее устойчивой стратификации. В новой версии модели эта зависимость балла облачности от температурной стратификации уменьшена. Кроме этого, в атмосферном блоке модели вместо конечно-разностной схемы [6], где используется запись уравнений в форме Громеки — Лэмба, применяется схема, описанная в [3], где уравнения записаны в адвективной форме. Это позволило более корректно описать высокие пространственные гармоники и ввести горизонтальную вязкость и диффузию 8-го порядка вместо таковых 4-го порядка, применяемых в исходной версии модели. Изменения были внесены также в параметризацию глубокой конвекции.
С новой версией модели проведен численный эксперимент по моделированию современного климата, аналогичный эксперименту с исходной версией [4]. Начальными данными для эксперимента были в атмосфере — состояние, полученное при интегрировании атмосферного блока с заданным наблюдаемым годовым ходом ТПО, в океане — наблюдаемое распределение температуры и солености [И] и нулевые скорости. В течение 50 лет происходило установление климата модели, а данные последующих 80 лет расчета обработаны и представлены в данной работе. Результаты эксперимента с новой версией модели сравниваются с данными исходной версии, а также с данными наблюдений, в качестве которых используются данные реанализа ИСЕР за 1950—2000 гг.
Результаты численных экспериментов
На рис. 1 представлена среднегодовая ошибка воспроизведения ТПО в тропиках Тихого океана исходной и новой версий модели. В исходной версии температура занижена на 1—3 К в западной части района и завышена на 1—3 К у побережья Южной Америки и вблизи экватора в восточной части океана. Это означает, что средняя скорость апвеллинга вблизи экватора и восточного побережья занижена. В новой версии модели температура завышена на 1—3 К почти везде, за исключением приэкваториальной части океана, где она отклоняется от наблюдаемой не более чем на 1 К.
Это означает, что средняя скорость апвеллинга в новой версии модели, по всей видимости, несколько завышена. Усиление апвеллинга произошло из-за усиления восточных пассатных ветров при переходе на новую схему расчета динамики атмосферы. Как мы увидим, точность воспроизведения среднего состояния, в первую очередь средняя скорость апвеллинга, влияет и на воспроизведение межгодовой изменчивости ТПО.
Временной ход среднемесячной аномалии ТПО относительно климатического годового хода в районе возникновения Эль-Ниньо (180—100° з. д., 4° с. ш. — 4° ю. ш.) по данным наблюдений, исходной и новой версиям модели изображен на рис. 2. В исходной версии модели ТПО в районе Эль-Ниньо большую часть времени немного превышает среднее климатическое, но несколько раз в течение численного эксперимента происходят кратковременные резкие похолодания. Максимальные положительные отклонения ТПО от среднего климатического не превышают 1 К, в то время как отрицательные аномалии достигают по величине 3—4 К. В целом за все время численного эксперимента 60% времени температура превышает среднюю.
В то же время, согласно данным наблюдений, ТПО превышает среднее климатическое значение менее половины всего времени (45%). Зато максимальные положительные аномалии ТПО по данным наблюдений достигают 2,5—3 К, в то время как максимальные отрицательные аномалии не превосходят 2 К. В новой версии модели эта особенность изменчивости ТПО в районе Эль-Ниньо воспроизводится. Температура поверхности океана превышает среднее климатическое значение в течение 44% времени всего численного эксперимента, но значения положительных максимумов ТПО
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.