КОСМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ, 2012, том 50, № 2, с. 166-175
УДК 525
МЕХАНИЗМ ФОРМИРОВАНИЯ ПОЛЯРНЫХ ЦИКЛОНОВ И ВОЗМОЖНОСТЬ ИХ ПРЕДСКАЗАНИЯ ПО ДАННЫМ СПУТНИКОВЫХ НАБЛЮДЕНИЙ © 2012 г. И. В. Мингалев, К. Г. Орлов, В. С. Мингалев
Полярный геофизический институт Кольского научного центра РАН, г. Апатиты
mingaiev_i@pgia.ru Поступила в редакцию 02.08.2010 г.
В дайной работе при помощи численного моделирования исследуются механизм формирования полярных циклонов в районе нахождения арктического фронта в зимней тропосфере северного полушария. Моделирование проводится в рамках полной системы уравнений газовой динамики с учетом переноса инфракрасного излучения, фазовых переходов водяного пара в микрокапли воды и частицы льда и с учетом оседания этих капель и частиц льда в поле силы тяжести. В начальных и граничных условиях модели используются наблюдательные данные о структуре доминирующих воздушных потоков в районе арктического фронта над Норвежским морем в январе. Численно получено формирование крупномасштабных циклонических вихревых течений за 15—20 часов при наличии изгиба центральной линии сдвигового течения в арктическом фронте длиной 500—600 км с отклонением на север или на юг на 100 км или более. На основании результатов моделирования предлагается методика краткосрочного прогноза образования и движения полярных циклонов.
1. ВВЕДЕНИЕ
В северном полушарии полярные циклоны наблюдаются севернее широты 60 градусов в период с декабря по февраль. Как правило, период их формирования составляет 15—25 часов, а время их существования не превышает трех суток. В частности, полярные циклоны достаточно регулярно возникают над незамерзающей поверхностью Норвежского и Баренцева морей. Впервые они были обнаружены на спутниковых изображениях в 60-х годах. В работе [1] приведены результаты спутниковых наблюдений возникновения и эволюции полярных циклонов над поверхностью Норвежского моря. Наиболее интенсивные полярные циклоны называют арктическими ураганами. Полярные циклоны обладают огромной разрушительной силой. Их своевременное обнаружение, изучение характеристик, отслеживание движений и предсказание представляют одну из важных и до сих пор не решенных задач современной науки. В южном полушарии также наблюдаются полярные циклоны, но они как правило менее интенсивны чем в северном полушарии.
В январе в северном полушарии как правило наблюдаются две значительные ветви арктического фронта, или, иначе говоря, два арктических фронта один — на севере Атлантического океана и на севере Евразии, другой — на севере Северной Америки и над Канадским Арктическим архипелагом. Области к северу от арктических фронтов заняты арктическим воздухом. Здесь в диапазоне высот от 0 до 2—2.5 км меридиональная ком-
понента ветра направлена на юг, а зональная компонента направлена с востока на запад и увеличивается по мере приближения к фронту до значений 10—15 м/с. Области к югу от арктических фронтов заняты полярным воздухом (воздухом умеренных широт). Здесь в диапазоне высот от 0 до 2—2.5 км меридиональная компонента ветра направлена на север, а зональная компонента направлена с запада на восток и увеличивается по мере приближения к фронту до значений 10—15 м/с. В этом фронте и в его ближайших окрестностях вертикальная компонента ветра направлена вверх. Арктический фронт является границей между циркуляционной ячейкой Ферреля и приполюсной циркуляционной ячейкой. Он представляет собой область, где зональная компонента ветра быстро меняется (имеется сдвиговое горизонтальное течение). Как правило, протяженность арктического фронта в меридиональном направлении не превышает 200 км, а протяженность его в зональном направлении составляет более 2000 км. Направление, вдоль которого проходит арктический фронт, отклоняется от зонального, как правило, не более чем на 20 градусов.
В настоящей работе излагаются результаты численного моделирования динамики тропосферы в районе арктического фронта над Норвежским морем для условий января при наличии изогнутого участка этого фронта в начальный момент. Длина изогнутого участка составляла 500— 600 км, а его максимальное отклонение на север или на юг составляло 100—150 км. Для численного
моделирования использована созданная авторами 3-мерная региональная модель циркуляции атмосферы. В этой модели учитываются процессы нагрева—охлаждения воздуха за счет поглощения—испускания инфракрасного излучения, а также за счет фазовых переходов водяного пара в микрокапли воды и частицы льда, которые играют важную роль. Также учитывается оседание микрокапель воды и частиц льда в поле силы тяжести. Варианты этой модели с меньшими размерами по горизонту использовались в работах [2, 3].
2. ОПИСАНИЕ МОДЕЛИ
В модели атмосферный газ рассматривается как смесь воздуха и водяного пара, в которой могут присутствовать аэрозоли двух видов: первый состоит из микрокапель воды, а второй — из микрочастиц льда. Считаем микрокапли воды и микрочастицы льда сферами радиусов 0.1 мм и 0.03 мм соответственно, движущимися относительно смеси воздуха и водяного пара со скоростями осажде-
ос ос
ния во внешнем силовом поле Увод и Ул , определяемыми по формуле Стокса с поправкой Кан-нигэма. Выбранные размеры частиц аэрозолей соответствуют реальным средним размерам частиц в облаках. Температуру смеси и частиц аэрозолей считаем одинаковой и обозначим ее через Т. Считаем, что аэрозоль из капель воды может присутствовать только при условиях насыщенности водяного пара и Т > Т0 = 273.15 К, а аэрозоль из частиц льда может присутствовать только при условиях насыщенности водяного пара и Т < Т0. При Т = Т0 температура среды не может увеличиться, пока не расплавятся все частицы льда, и не может уменьшиться, пока не замерзнут все капли воды. Зависимость плотности насыщенно-
тах
го пара рп от температуры задается уравнением
рГ(Т) = (Т/Т)аехр(Ь(Т- То)/(ТТо)) х
х Ка7( К Т),
(1)
тах т-т
где р0 - давление насыщенного пара при Т = = Т0, а параметры а и Ь определяются по формулам:
при Т > То а = (3/2 - СвОД/Дп) ,
Ь = (?1п - Тз(3Дп/2 - СвОД))/Дш
при Т < То а = (3/2 - Сл/Дп),
Ь = (?1п + ?пл - То(3Дп/2 - Сл))/Дп,
о
где Дп - газовая постоянная водяного пара, дисп -удельная теплота испарения воды при Т = Т0, -удельная теплота плавления льда при Т = Т0, а Свод и Сл - удельные теплоемкости воды и льда, кото-
рые считаются постоянными. Зависимость, заданная уравнением (1), хорошо согласуется с экспериментальной зависимостью.
В модели в каждом узле расчетной сетки вычисляются следующие переменные Т - температура, рвоз и рп - соответственно, плотности воздуха и водяного пара, а также V - гидродинамическая скорость смеси (3-мерный вектор), рвод и рл -общая масса в единице объема соответственно, водяных капель и микрочастиц льда. В систему уравнений модели входят уравнения неразрывности для воздуха и для полного содержания воды во всех фазовых состояниях, уравнение для 3-мерного вектора скорости воздуха в консервативной форме и уравнение для полной энергии единицы объема среды Ж:
Фв
дг
; + ¿Мрвоз V) = 0 ,
д(Рп + Рвод + Рл)
дг
+ (рп V + Рвод( V + У°сд) +
(2)
(3)
+ Рл( V + О) = 0 ,
^^ + Шу(РсМV ® V) = (- Ур + ШуТ) +
+ (Рсм + Рвод + Рл) Р , ^ + Шу( WсмV + ЖвоД(V + С) + Жл(V + < С)) =
дг
ос ос
(5)
= (Рсм+ Рвод(V + ^од) + Рл(V + ^ X Р) + + Шу(Т • V - pv - ] ) + Q,
где обозначено: Рсм = Рвоз + Рп, V ® V - тензорное произведение вектора V на себя, р = (РвозДвоз + + РпДп) Т - давление смеси, Двоз - газовая постоянная воздуха, т - тензор вязких напряжений, а Е - ускорение внешних сил, которое складывается из ускорений силы тяжести, силы Кориолиса и центробежной силы. В нашей модели мы считаем поверхность Земли сферической и в силу этого не учитываем меридиональную составляющую центробежной силы, которая компенсируется в реальности несферичностью Земли. Ускорение Е задается формулой
р = - г(£о^/Г - а2 + (а, г) V) + 2[V х а],
где g0 -ускорение силы тяжести на полюсах на поверхности Земли, г - радиус-вектор от центра Земли до точки рассмотрения, г - его длина, гз -радиус Земли, а - вектор угловой скорости вращения Земли. Тензор вязких напряжений т задается с учетом турбулентного обмена по формулам
т = 2пБ, Б = 1 (У ® V + (У ® V)Т) - -Шу/,
где В — девиатор тензора скоростей деформации, V ® v — тензор градиента гидродинамической
скорости, / — единичный тензор, а г| — симметричный тензор коэффициентов вязкости, который в географической системе координат является диагональным, причем диагональные компоненты его есть сумма обычного динамического коэффициента молекулярной вязкости воздуха и коэффициентов турбулентного обмена в направлении местных ортов географической системы координат. Коэффициенты турбулентного обмена зависят от шага сетки в направлении данного орта и задаются по формуле Ричардсона [4] так же, как в модели общей циркуляции атмосферы Земли [5]. Полная энергия единицы объема среды определяется с учетом скрытой теплоты фазовых переходов водяного пара по формулам
Ж = Ж + Ж + Ж ,
гг 'г см 1 гг вод 1 'г л >
(6)
W. = Рл((v + v0c) /2 + Сл T), ^вод = Рвод((v + v^) /2 + Свод( T- To) +
+ 4пл + СлТ0 ) ,
WCM = рсм V2 / 2 + 3p/2 + Рп (tfL + 4пл+ + СлТо - 3ЯпTo/2).
Кроме того, в уравнении (5) используются обозначения ] = — А, VT — вектор потока тепла, А, — симметричный тензор коэффициентов теплопроводности, который в географической системе координат является диагональным, причем диагональные компоненты его есть сумма обычного коэффициента молекулярной теплопроводности воздуха и коэффициентов турбулентного обмена в направлении местных ортов географической системы координат, а Q — скорость выделения-поглощения энергии в единице объема за счет поглощения—испускания инфракрасного излучения, для определения которой в модель введен блок расчета переноса инфракрасного излучения. Этот блок является одномерным и однополосным (интегральным по всем участкам инфракрасной области спектра). Коэффициенты поглощения и излучения воздуха и водяного пара зависят от высоты. Они определены из условия, чтобы при использовании вертикальных распределений температуры и плотностей возду
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.