УДК 551.465.71(265-062.5)
Отклик океана на атмосферные воздействия в период Эль-Ниньо
В. И. Кузин*, В. М. Моисеев*
Представлены результаты расчетов чувствительности циркуляции Тихого океана к нестационарным атмосферным воздействиям, проведенных с помощью численной модели ИВМ и МГ СО РАН. Выполнены прогностические эксперименты по формированию положительной аномалии температуры поверхности океана (ТПО) в восточной части тропиков Тихого океана для периода Эль-Ниньо 1982 г. Прогностические расчеты проводились на срок до двух с половиной лет модельного времени (с сентября 1981 г. по декабрь 1983 г.). Данные о напряжении трения ветра и потоках тепла на поверхности океана брались из данных реанализа Европейского центра среднесрочных прогнозов погоды. Спутниковые данные о ТПО за указанный период использовались в качестве тестовых. Согласно результатам расчетов, в начале 1982 г. из-за ослабления пассатов над центральной и восточной частями тропической зоны Тихого океана в его западной части в тропиках была сформирована область положительной аномалии ТПО, которая перемещалась на восток на уровне термоклина. К декабрю 1982 г. теплые воды достигли восточного побережья океана и вышли на поверхность, формируя зону теплой воды. Аналогичная по форме и амплитуде область теплых вод отмечена по спутниковым данным. Это позволяет говорить о правильной реакции модели на нестационарное ветровое воздействие.
Введение
Явление Эль-Ниньо — южное колебание (ЭНЮК), возникающее в Тихом океане каждые 3—5 лет, оказывает существенное влияние не только на атмосферные процессы в Тихоокеанском регионе, но и далеко за его пределами [1, 12], являясь одним из наиболее сильных сигналов коротко-периодной климатической изменчивости. С ним связаны опасные гидрометеорологические явления — ливни, наводнения, засухи и др. После наиболее интенсивного ЭНЮК 1982—1984 гг. большое внимание стало уделяться развитию моделей для его исследования (см., например, [12, 13] и приведенную там литературу). Изучение этого явления становится все более актуальным, поскольку последствия ЭНЮК, как показывают наблюдения, носят все более разрушительный характер. Последнее Эль-Ниньо 1997—1998 гг. оказалось самым интенсивным за всю историю наблюдений и обусловило возникновение большого числа опасных гидрометеорологических явлений.
* Институт вычислительной математики и математической геофизики Сибирского отделения Российской академии наук.
При моделировании процессов, связанных с явлением Эль-Ниньо, особое внимание уделяется качеству численных моделей динамики тропической зоны океана [1, 12]. Модели должны адекватно воспроизводить реакцию океана на нестационарные атмосферные воздействия, формируя положительную аномалию в восточной части тропиков Тихого океана посредством механизма захваченных волн Кельвина в экваториальной области. Настоящая работа посвящена изучению отклика океана на нестационарные атмосферные воздействия в период Эль-Ниньо 1982—1984 гг. на основе модели циркуляции Тихого океана, разработанной в Институте вычислительной математики и математической геофизики Сибирского отделения Российской академии наук (ИВМ и МГ СО РАН). Представляло интерес также оценить качество воспроизведения моделью динамики циркуляции океана в тропической зоне.
Рассматриваемый в данной работе период 1982—1983 гг., помимо прочего, отмечен продолжительностью проявления ЭНЮК. Обычно от первых признаков проявления события до его затухания проходит меньше года. В 1982 г. в центральной части экваториальной зоны температура поверхности океана (ТПО) стала выше нормы уже в апреле — мае [5]. Потепление продолжалось до июня 1983 г. с максимумом в декабре 1982 г.
Структура модели циркуляции океана
Для исследования реакции океана на атмосферные воздействия в период проявления Эль-Ниньо использована трехмерная модель циркуляции северной части Тихого океана [8, 9].
В качестве исходной используется полная система уравнений термогидродинамики в традиционных приближениях Буссинеска, гидростатики, "твердой крышки":
^ + (/-6)кхи = -~ + — V— +
Л р0 дг дг
ёМ1 + —= 0; дг
дР дг
р = р(Г,5);
= 1 к + ЧцЧ (Т, Б),
Ж дг дг
Уравнения записаны в координатах (А.,8, г) на сфере радиуса а\ X — долго-
А п
та; 8 = ф + —; <р— широта; г — вертикальная координата с положительным
направлением от поверхности к центру Земли; и = (и, у) — вектор горизонтальных компонентов скорости; м> — вертикальный компонент скорости; /и = 1/азтв; п = Уа\ а = 6,38 106 м\ / = -2шсоз8 — параметр Кориолиса; ш = 0,73 • 10"* — угловая скорость вращения Земли; р0 = аиЫ — стандартная плотность; р—плотность, р - давление; V = 1<Г3 мг!с и * = НГ4 м2/с -48
соответственно коэффициенты вертикальной вязкости и диффузии; ц = 102 м2/с — коэффициент горизонтальной диффузии; V — двухмерный оператор градиента на сфере радиуса а; Т— температура, °С; 5 — соленость, %о; к — единичный вектор, направленный вдоль оси 5 = тсо$,® щ
1 ш, т
divU = т
ди д п dk+ffimV
' 2___2 А\и п_2 аи
¥ = А, тДи + (и2 -m2cos29)U-2m2eos9kx
дХ
А, = 2 102 м2/с — коэффициент горизонтальной вязкости;
д да д п2 д(р dtp д® 9ш Эф 5ю
Аф = — т— +---— = — + mu— + nv — + w—.
0к дХ ffi тдд dt dt дХ 89 dz
Граничные условия для исходной системы принимаются следующими: на поверхности
= 0: w=0, v
0U. dz
■-1, (T,S) = (T,S)°1 9
на дне:
эи
z = H(X,Q):w=V-VH, v- = -RU
dz
U=—Г Vdz #J
на боковых цилиндрических границах Г = Г0 и Г,: — "твердая" граница
Г„: ^1 = 0, U - п =0, ^1 = 0-
дп
дп
жидкая граница
d(T,S)
dz
=0;
Г,: и=и°, (Г,5) = (Г,5)°.
Здесь т — вектор касательного напряжения трения ветра; Я = 5-Ю-4 м/с — коэффициент трения о дно; 1 и п — тангенциальный и нормальный к контуру границы Г единичные векторы соответственно. Верхний индекс ноль означает известные в данный момент значения. В начальный момент времени значения м°, V0, Т°, 5° заданы. В качестве начального состояния принято поле течений, полученное по результатам диагностических расчетов по климатическим данным [7, 10]. Расчетная область, соответствующая северной части Тихого океана с включенной тропической зоной, заключена в прямоугольнике с координатами 30,5° ю. ш. — 60,5° с. ш., 122,5° в. д. — 60,5° з. д. Сеточная область представляет собой "шахматное" распределение узлов в горизонтальной плоскости с шагами 2° по долготе и 1° широте, в которых определяются значения скалярных функций. Здесь же рассчиты-
вается вертикальный компонент скорости (и>). Для определения горизонтальных компонентов скорости (и, V) вводится сдвинутая на полшага по долготе сетка. Построенная сетка соответствует сетке Е по классификации Аракавы. По вертикали вводится 18 уровней, совпадающих со стандартными горизонтами (целочисленные уровни), на которых определяются все искомые функции за исключением вертикального компонента скорости. Посредине между ними задаются промежуточные уровни, на которых определены значения
Модель включает блок вертикального перемешивания в верхних слоях океана [3]. Основными чертами численной реализации модели являются:
— использование сетки Е с введением новых координат;
— разделение баротропной и бароклинной составляющих движения;
— трансформация адвективных членов модели к специальной дивергентной форме;
— расщепление уравнений по физическим процессам;
— конечно-элементная дискретизация по пространству с сохранением основных интегральных инвариантов;
— покоординатное расщепление;
— использование неявных и полунеявных алгоритмов при аппроксимации по времени.
Исходные данные и их анализ
В настоящей работе были использованы следующие источники данных:
1. Поля климатических среднемесячных значений температуры и солености из "Атласа Мирового океана" Левитуса [10];
2. Климатические среднемесячные данные о касательных напряжениях трения ветра Хеллермана и Розенстейна [7];
3. Поля напряжений трения ветра и потоки тепла через поверхность океана за 1981—1983 гг. Европейского центра среднесрочных прогнозов погоды (ЕЦСПП) [6];
4. Средние за неделю спутниковые данные о температуре поверхности океана, полученные со спутников серии "МОАА" в Университете Майами (США) (Лр//родаас.]р1.nasa.gov/pub/sea-surface-temperature/avhrr/mcsst).
Проведем предварительный анализ изменчивости полей напряжения трения ветра за указанный период в Тихом океане.
На рис. 1 представлены отклонения данных ЕЦСПП о напряжении трения ветра (зонального Тх и меридионального Ту компонентов) от климатических, осредненные по следующим областям: X =160° з. д. — 80° з. д., X =120° в. д. — 180°. На рисунке представлены три кривые, дающие распределение указанных характеристик для следующих широтных зон:
— экваториальная зона 1 (5° ю. ш. - 5° с. ш.), кривая 7;
— тропическая зона 2 (5—10° с. ш.), кривая 2;
— тропическая зона 3 (10—30° с. ш.), кривая 3,
На рис. 1а в экваториальной зоне отчетливо заметно уменьшение зональной составляющей Тх примерно в феврале — марте 1982 г., продолжавшееся до сентября — октября 1983 г. Напомним, что явление ЭНЮК в тот период отличалось своей продолжительностью и соответствовало именно этому отрезку времени. Обратим внимание, что аналогичные изме-50
-0,1-
-0J-
0,1-
4
гт
Рис. 1. Отклонения данных ЕЦСПП о напряжении трения ветра Тх (а, в) и Ту (б, г) от климатических, осредненные по областям 160—80° з. д. (а, б) и 120° в. д.—180° (в, г).
нения Тх имеются и в тропической зоне 3, тогда как в зоне 2 (кривая 2) уменьшение Тх прекратилось в апреле - мае 1983 г. Стоит отметить также, что в начале 1982 г. во всех широтных зонах отмечается резкое увеличение амплитуды Тх, а затем — уменьшение.
На рис. 16 видно, что в зонах 1 и 2 происходит увеличение Ту, в то же время в зоне 3 — ее уменьшение. Характер изменений сохраняет монотонность во время всего периода ЭНЮК. Изменчивость зонального компонента напряжения трения ветра Тх в зонах 1 и 2 (рис. 1в) фактически не отличается от климатической. В зоне Куросио (кривая 3) по-прежнему отмечается уменьшение Тх, но изменения происходят немонотонно.
На рис. 2 представлена временная изменчивость отклонений модельных значений суммарного потока тепла и его основных
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.