Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Численная модель слоисто-кучевой облачности над морской поверхностью

ВАК РФ 25.00.30, Метеорология, климатология, агрометеорология

Автореферат диссертации по теме "Численная модель слоисто-кучевой облачности над морской поверхностью"

МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ им. MB. ЛОМОНОСОВА

Географический факультет

На правокрукописи

ЛЕБЕДЕВ АНДРЕЙ ИЛЬИЧ

УДК 551.558.1

ЧИСЛЕННАЯ МОДЕЛЬ СЛОИСТО-КУЧЕВОЙ ОБЛАЧНОСТИ НАД МОРСКОЙ ПОВЕРХНОСТЬЮ

Специальность 25.00.30 - Метеорология, климатология, агрометеорология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени кандидата географических наук

МОСКВА 2004

Работа выполнена на кафедре метеорологии и климатологии географического факультета Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова

Научный руководитель:

доктор физико-математических наук, профессор Н.Ф.Вельтищев

Официальные оппоненты:

доктор физико-математических наук, академик РАЕН В.Н. Иванов доктор географических наук П.О. Завьялов

Ведущая организация Гидрометцентр РФ

Защита состоится «_» мая 2004 г.

в_часов на заседании диссертационного совета Д-501.001.68

при Московском государственном университете им. М.В. Ломоносова по адресу: 119992, Москва, ГСП-2, Ленинские горы, МГУ, географический факультет, 18 этаж, аудитория 1801.

С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке географического факультета МГУ на 21 этаже.

Автореферат разослан «_» апреля 2004 г.

Ученый секретарь диссертационного совета кандидат географических наук

М-ЛСелЛс

С.Ф. Алексеева

Основная характеристика работы.

Актуальность темы определяется необходимостью исследования важных в научном и практическом отношении механизмов, ответственных за образование, длительное существование и трансформацию обширных облачных массивов слоисто-кучевых облаков наблюдаемых в зонах холодных океанических течений у западных побережий всех континентов в субтропиках. В связи с тем, что характерные размеры облачных полей Sc составляют миллионы квадратных километров и существуют эти поля практически перманентно, они оказывают заметное влияние на радиационный баланс Земли. Именно в этой связи в последние два десятилетия значительно возрос интерес к изучению природы этих облаков, было проведено несколько полевых экспериментов в Атлантическом и Тихом океанах и выполнено достаточно большое количество работ по численному моделированию Sc с тем, что бы лучше понять природу их образования и устойчивости, а также, трансформации в кучевые облака при смещении их с воздушным потоком в более низкие широты.

В большей части работ по численному моделированию морских слоисто-кучевых облаков рассматривался сравнительно короткий отрезок их жизни - порядка нескольких часов, на котором исследовалось влияние на развитие облачности отдельных факторов: радиационного охлаждения и испарения с верхней границы облачности, испарения осадков (мороси) в подоблачном слое, процессы вовлечения воздуха из инверсионного слоя. Моделируемые течения в такого рода работах являлись, однако, неустановившимися, поэтому некоторые приводимые оценки характерных скоростей охлаждения вызывают определенное сомнение.

Цель и задачи работы. Целью диссертационной работы было создание численной модели пограничного слоя и соответствующего программного продукта, позволяющего получить характерные значения радиационно-турбулентных характеристик атмосферы,

обеспечивающих существование слоисто-кучевых облаков на масштабе нескольких дней. Кроме того, путем создания соответствующего диагностического блока предполагалось исследовать распределение по вертикали потоков тепла, влаги, количества движения и отдельных его компонентов при образовании слоисто-кучевых облаков. Задача численного изучения динамики слоисто-кучевых облаков формулируется в настоящей работе как задача конвекции в пограничном слое атмосферы с начальным вертикальным распределением температуры, влажности и ветра. Как и обычно в задачах конвекции, состояние разбивается на фоновое и пульсации, возникающие под воздействием

традиционных задач конвекции, фоновое состояние температуры и влажности изменяется со временем.

Для расчленения отдельных проблем в диссертации рассмотрены две основные ситуации: температура поверхности океана остается неизменной или меняется с априорно заданной скоростью. В первом случае предполагается, что слоисто кучевые облака в течение длительного времени находятся над однородной поверхностью. Изменение фоновых профилей термодинамических переменных со временем происходит в этом случае за счет радиационных, динамических и турбулентных притоков тепла. Эти изменения учитываются решением соответствующих одномерных (по вертикали) уравнений.

Во втором случае появляется дополнительное предположение о переменности пограничного условия для температуры и влажности на нижней границе. Такой вариант задачи предусматривает возможность изучения трансформации слоисто-кучевых облаков в кучевые при перемещении воздушной массы из области холодных океанических течений в области с более высокой температурой океана.

Научная новизна работы состоит в том, что были получены характерные значения основных радиационно-турбулентных характеристик атмосферы, при которых облачный слой может существовать длительное время. В большинстве предшествующих работ интегрирование проводилось на отрезке всего несколько часов, поэтому оставалось непонятным, обеспечивает та или иная модель .стационарный или квазистационарный режим конвекции при интегрировании на несколько суток, а именно это было важно, если мы хотели понять причины существования облачных долгоживущих систем. В настоящей работе, как и в нескольких, параллельно опубликованных другими авторами, проведено сравнительно длительное интегрирование модели конвективного пограничного слоя (на несколько суток), при котором достигался квазипериодичеаеский режим конвекции (с суточным циклом), поэтому полученные оценки, как самих течений, так и получаемых интегральных характеристик пограничного слоя и потоков в нем тепла, влаги и количества движения являются более репрезентативными.

Практическая значимость работы заключается в возможности использования полученных результатов моделирования в виде параметризаций в моделях общей циркуляции атмосферы.

Результаты диссертации изложены в двух статьях, одна из которых опубликована в «Вестник МГУ», №5, 1999, вторая -«Метеорология и гидрология», №10,2001.

Структура и объем работы. Диссертационная работа состоит из введения, пяти глав и заключения. Работа содержит 90 страниц, включая ЗЬ рисунков. Список литературы включает 46 наименований.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ.

Во введении обоснована актуальность темы, охарактеризованы ее новизна и научно-практическая значимость.

В первой главе описано состояние вопроса, определены цель и задачи работы. В последние двадцать лет было опубликовано большое количество работ, посвященные экспериментальному и численному изучению обширных полей слоисто-кучевых облаков над областями холодных океанических течений у западных побережий материков. Механизм образования и причины длительного существования этих облачных систем еще не достаточно изучены. Среди наиболее крупных полевых экспериментов за последние годы можно отметить эксперимент FIRE (First International Cloud Climatology Project Regional Experiment), Атлантический эксперимент ASTEX (Atlantic Stratocumulus Transition Experiment), и эксперимент SOFIA. Кроме экспериментальных данных, получаемых в результате непосредственного наблюдения погранслоя, Sc и т.д., проводятся лабораторные эксперименты. Так, в статье Сэйлера и Брайденталя (1998) представлены результаты лабораторных экспериментов по моделированию вовлечения в облаках слоистых форм. Большое количество работ посвящено изучению слоисто-кучевых облаков путем численного моделирования. Здесь основное внимание уделялось следующим вопросам: эффектам радиационного охлаждения и испарения облачных капель на верхней границе облачности, процессам вовлечения воздуха из инверсионного слоя, влиянию моросящих осадков на термодинамическую структуру пограничного слоя и трансформации слоисто-кучевых облаков в кучевые по мерс смещения воздушных масс на акваторию с более высокой температурой морской поверхности.

В опубликованной по вопросам морских Sc литературе цитируется удивительно мало работ, посвященных конвекции в охлаждаемых или нагреваемых горизонтальных слоях жидкости, хотя, именно, процессы нагревания и охлаждения определяют структуру возникающих конвективных течений и наблюдаемый балл облачности.

По итогам обзора литературы, посвященной моделированию слоисто-кучевой облачности можно сделать следующие основные выводы.

1. В большинстве работ интегрирование проводилось на отрезке всего несколько часов, поэтому остается непонятным, обеспечивает та или иная модель стационарный или квазистационарный режим конвекции при интегрировании на несколько суток, а именно это важно, если мы хотим понять причины существования долгоживущих облачных систем.

2. Результаты расчетов весьма чувствительны к используемым параметризациям. В рассматриваемой задаче очень тесно связаны вопросы взаимодействия радиации с облачностью, поэтому необходима достаточно высокая точность расчетов, как в радиационном, так и в микрофизическом блоках модели. Сравнения различных моделей показали, что особенно велики различия в расчетах радиационных притоков тепла.

3. Сложность многих моделей затрудняет диагностику получаемых решений и формулировку более или менее прозрачных выводов о том, в результате какой ответной реакции на внешние воздействия в пограничном слое формируются устойчивые облачные поля.

С учетом этих основных выводов было принято решение использовать несколько упрощенную модель, выводя мелкомасштабную турбулентность и радиационные притоки тепла из внутренних (рассчитываемых) параметров во внешние (априорно задаваемые). Во-первых, это позволяет сделать модель менее громоздкой, а во-вторых, получить более простой ответ на вопрос о том, при каких характерных значениях такой «движущей, силы» как радиационное остывание (нагрев) атмосферного слоя формируются облачные поля с характеристиками (водностью, мощностью, баллом), наблюдаемыми в атмосфере.

Во второй главе описывается физическая модель. С тем, чтобы модель не была чрезмерно сложной и позволяла бы получить более обозримые результаты, внешние источники в ней задаются априорно. К таким источникам относится динамический нагрев вследствие оседания воздуха в антициклоне, что характерно для субтропиков, а также радиационное охлаждение (нагрев) в рассматриваемом слое. Способы задания этих внешних факторов будут даны ниже. В отличие от многих работ по моделированию Sc коэффициенты вязкости и температуропроводности задаются постоянными. Это было сделано специально, исходя из того, что численное моделирование производится на сетке с характерным шагом несколько десятков метров, то есть модель в состоянии воспроизвести достаточно мелкие вихри. Второй принципиальный аспект состоит в том, что в подобного рода задаче происходит образование внутреннего пограничного слоя, поведение которого может существенно зависеть от баланса между конвективным и турбулентным обменом. Прямое воспроизведение вихрей на мелкой сетке обеспечивает более или менее удовлетворительное моделирование конвективного (нелинейного) обмена. Любая процедура параметризации турбулентности усиливает относительную роль турбулентного (линейного) обмена, который размывает пограничные слои. Чтобы такого в определенной мере искусственного усиления линейного обмена не происходило, некоторая "турбулентная вязкость"

задается априорно и подбирается так, чтобы система течений находилась на энергетическом уровне, характерном для атмосферы. В качестве исходной используется система неупругих уравнений, переменные в которой являются отклонениями от фонового состояния, которое задается следующим образом. Атмосфера может находиться в состоянии покоя или в ней может присутствовать плоскопараллельный крупномасштабный поток. В качестве такового брался поток Куэтта:

и=ио+Аг,

О)

где ио - скорость ветра на нижней границе, А - константа.

Помимо уравнения (1) фоновое состояние описывается уравнениями гидростатики

(2)

притока тепла

Ж/д1=к2с?в/дг2+(дв/д1)мш+(с®ЩраД,

(3)

переноса влаги

дфх=кд1^8г2

(4)

Здесь р- давление, р - плотность, 9 - потенциальная температура в фоновом состоянии, g - ускорение силы тяжести, к - коэффициент температуропроводности, члены с внешними

источниками, появляющиеся вследствие крупномасштабных динамических и радиационных процессов. Эти члены задаются априорно, и их задание будет пояснено ниже.

Уравнения (1)-(4) определяют "фон", на котором развиваются конвективные движения.

Динамический нагрев представляется в виде, предложенном в работе Симса и Леншоу (1993 ):

(ае/31)дии=дБ]№^сНуи/ср

(5)

где divU - плоская дивергенция, А - тепловой коэффициент работы, ср. -удельная теплоемкость при постоянном давлении, z - высота. Значения divU задаются априорно и определяют скорость нагрева за счет крупномасштабного оседания воздуха.

Поскольку прямой расчет радиационных притоков тепла требует значительных вычислительных ресурсов, член (¿50/51)рад в (3) задается приближенно аналитической формулой. При задании радиационного притока тепла принимались во внимание следующие соображения, известные как из экспериментальных данных, так и из расчетов потоков и притоков радиации в облачных слоях: максимум радиационного охлаждения вследствие излучения длинноволновой радиации имеет место вблизи верхней границы облачности (ВГО), в дневные часы вследствие поглощения облаками коротковолновой радиации выхолаживание вблизи верхней границы заметно убывает (см., например, Фейгельсон, 1981). В модели в дневные часы введен нагрев ВГО за счет коротковолновой радиации (см. формулу (7)), радиационные притоки тепла зависят главным образом от балла облачности, что и учитывается в модели. Для упрощения включения суточной модуляции предполагались условия равноденствия (длина дня и ночи одинаковые). С учетом перечисленных выше факторов расчет радиационных притоков тепла в ночное время суток производится по формуле

(ае/а)р1„=дКАБ1=-РКСЬхАМРЬх(ехр(-Ь(г-21>го)2)). (6)

Здесь РЯСЬ - процент облачного покрытия, АМРЬ - коэффициент, определяющий скорость охлаждения. Коэффициент Ь определяет крутизну экспоненты при задании вертикального профиля радиационного охлаждения и подбирается, исходя из имеющихся экспериментальных данных (см., например, Фейгельсон, 1970).

В дневные часы радиационное охлаждение за счет длинноволнового излучения ослабляется введением коэффициента

С=-А1$т(ОТ), (7)

где коэффициент А1 -регулирует нагрев ВГО в дневные часы и отключает нагрев ВГО в ночные, угловая скорость

вращения Земли, Т=86164 с - длительность средних суток. В ночные часы коэффициент С=1. Общая формула для расчета радиационных притоков тепла имеет вид

<311А1>=СхдкАВ1 (8)

Для изучения трансформации морских Sc в процессе переноса воздушных масс в зону пассатов с более высокой температурой поверхности океана, в модель была включена возможность изменения

температуры морской поверхности и влажности на нижнем уровне с заданной скоростью.

Размер области по горизонтали был выбран в 2 раза больше размера области по вертикали, поскольку линейная теория конвекции для случая двух жестких горизонтальных границ дает отношение аспекта А=Ь/Ъ~2. При проведении численных экспериментов использовались значения Ь=1 км или Ь=2 км.

Так как в морских достаточно часто отмечаются моросящие осадки, уменьшающие водность облаков и их оптическую плотность, в модель включен блок расчета осадков. С этой целью исходная система уравнений была дополнена уравнением переноса осадков.

С учетом всех изложенных выше упрощений исходная система уравнений имеет следующий вид:

ёиУс11+иди'/ах+\у'ги/& =р-' ф'/гх-К/У2и', (9)

ду'/сИ+и5у'/5х=р"1ф7Эу+уУ2у', (10)

ёл7с11+и^75х=р'15рУа2-К'У^'+§(е'/9о+0)6]я;-Яс-^), (11)

6(ри")/йх + ¿)(ру')/еу + Э(р\у')/& = 0, (12)

dO,/dt+U5e,/5x+w•5e/az=vV20,+(e/T)[Cd-(5qУa)иcл]L/cp> (13)

dq,/dt+U5q'/йx+w'oq/5z=vV2q'-(5q/Эt)aвт +(%/й)„сп, (14)

dq7dt+Uaqr/ox+Vтгqr/5z=(Зq/at)allx+(Sq/a)aккp -{д^дх)^. (15)

Здесь и', V1, w' - компоненты вектора скорости (отклонения от фонового потока), р' - пульсации давления, V - коэффициент вязкости, р -плотность в фоновом состоянии, 0' - пульсации потенциальной температуры, 1/9о - коэффициент температурного расширения, g — ускорение силы тяжести.

+Яс, ч'у - пульсации удельной влажности воздуха, qc - водность облаков, водность осадков, потенциальная температура в

фоновом состоянии, коэффициент турбулентной

температуропроводности, принятый одинаковым для переноса температуры и влажности, Т и 9 - температура и удельная влажность в невозмущенном состоянии, Ут - скорость гравитационного осаждения осадков, скорость конденсации, скорость испарения

осадков, переход облачной воды в

осаждающуюся воду, расчет этих членов будет пояснен ниже.

Система (9)-(15) решается при следующих граничных условиях: нижняя и верхняя границы принимаются жесткими и

идеально проводящими тепло и влагу:

(16)

при г=0 и г=Н. цг=0 при г=Н.

На нижней границе осадки выводятся из области расчета со скоростью их гравитационного оседания У?.

На боковых границах принимаются

условия периодичности:

Г(х=0) = Г(х=ЬХ)Д(у=0) = Я(у=ЬУ), (17)

где любая из функций, входящих в систему (9-15). Это условие воспроизводит серию облаков.

Начальные условия: в начальный момент времени задаются профили температуры, температуры точки росы и ветра, а также малые возмущения температуры или влажности, которые возбуждают систему движений. Член Са в уравнении (13) определяется с помощью процедуры конденсационного приспособления, представленной в работе Сунга и Огуры (1973).

Поскольку моделируемые слоисто-кучевые облака являются достаточно низкими, кристаллическая фаза облаков и осадков не учитывается. Для параметризации микрофизических процессов применялся подход, предложенный Кесслером (1969). В соответствии с этим подходом весь конденсат превращается в облачность, которая характеризуется единственной величиной: удельной водностью облаков. Относительно частиц осадков делается предположение о сферичности их формы. Для расчета скорости падения частиц осадков обычно используются различные аппроксимации. В данной работе использована аппроксимация, предложенная Атласом и др. (1973). При расчете осадков учитывается приближенно три процесса: укрупнение облачных капель и переход их в осадки, захват облачных капель частицами осадков и испарение частиц осадков в подоблачном слое. Эти процессы представляются с использованием параметризации, предложенных Кесслером (1969).

Третья глава состоит из двух разделов. Первый раздел посвящен описанию численной схемы. Система уравнений (9)-(15)

решалась численно на равномерной сетке с

использованием метода искусственной сжимаемости, предложенным Чориным (1968). В основе этого метода лежит расщепление, то есть сначала определяются вспомогательные скорости, затем производится расчет давления и расчет полных скоростей. Уравнения движения (9-11) представляются в следующем виде:

Здесь индексом п+1 обозначены скорости после завершения шага по времени, а индексом 16 обозначены вспомогательные (промежуточные) скорости, которые получаются в результате численного решения уравнений движения без учета силы градиента давления.

В методе искусственно сжимаемости, применяемом для решения системы неупругих негидростатических уравнений, уравнение неразрывности представляется в виде:

(21)

где т — номер итерации, а Я. - некоторый параметр, подбираемый для улучшения сходимости итерационного процесса. Нетрудно заметить, что при сходимости итерационного процесса

| Рт+'-Рт | <€,

где Е - априорно заданная малая величина, из (21) следует, что | 01У(рип+1) | <еЛ,

то есть при выполнении шага по времени уравнение сохранения массы (12) удовлетворяется с заранее заданной точностью е/Х.

Для вычисления давления Р™*1 в каждой точке области, включая границы, к уравнениям (18)-(20) применяется оператор дивергенции, что позволяет заменить неизвестные значения В^рЦ™*1) на известные значения Щуфи"6). При конечно-разностной аппроксимации оператора дивергенции во внутренних узлах области используются центральные разности второго порядка, а на нижних и верхних границах -односторонние трехточечные разности второго порядка. Кроме этого

Рт+,=Рга-А.-В*у(рип+1)!

учитываются граничные условия для скоростей на нижней и верхней границах. Для ускорения сходимости в точке, где производится вычисление, давление представляется в виде полусуммы значений на предыдущей и последующей итерациях: Уг (Ршу,к+ Рт+1и,к)-После расчета давления из уравнений (18)-(20) рассчитываются окончательные скорости (и')п+1, (у1)7*1,

Для нахождения вспомогательных скоростей используется неявная схема, то есть искомые функции во всех линейных членах задаются на временном уровне п+1, В нелинейных членах типа и'дй'/дх коэффициент задается на п-ом шаге, а производная на п+1-ом шаге по времени. Решение ищется методом прогонок (см., например, Самарский, 1962). Схема численного решения методом прогонок существенно зависит от вида граничных условий. Если на границах заданы значения самих исходных функций, то решения уравнений производятся простыми прогонками. Если на границах заданы условия периодичности, то - циклическими.

Вследствие того, что осадки являются положительно определенной функцией, для численного решения уравнения (14) необходимо было выбрать монотонную численную схему, обеспечивающую неотрицательность решений. В качестве таковой была выбрана явная схема Хартена (1978), в которой автоматически контролируется гладкость исходного поля. При более гладком поле схема приближается к схеме центральных разностей, дающих второй порядок аппроксимации пространственных производных, а при менее гладком исходном поле она приближается к схеме направленных разностей с первым порядком аппроксимации пространственных производных, обеспечивающей положительную определенность.

Уравнения для фонового состояния температуры и влажности (3), (4) решались методом прогонки.

Вычисления проводились на сетке 81x81x41 узел. Шаг сетки был равномерным по всем направлениям и принимался равным 50 м или 25 м в зависимости от размера области по вертикали (2 км или 1 км).

Во втором разделе главы описывается диагностика решений и проверка численной схемы. Для анализа результатов расчетов вычислялся ряд параметров, характеризующих временную изменчивость решений, а также вертикальные потоки и притоки тепла, влаги и количества движения, осредненные по горизонтали.

Для характеристики временной изменчивости решений на каждом шаге по времени рассчитывались и визуализировались следующие величины: осредненная по всей области расчетов удельная кинетическая энергия, осредненная водность облаков, процент облачного покрытия, средние верхняя и нижняя границы облачности.

Для проведения теста динамического блока модели рассчитывалось число Нуссельта, представляющее собой отношение полного потока тепла к потоку тепла в состоянии покоя:

(22)

Здесь чертой сверху обозначено осреднение по горизонтали, А0 -перепад потенциальной температуры между верхней и нижней границами, h - высота слоя. Вычислялись также конвективные и турбулентные потоки и притоки тепла, влаги и количества движения.

Составленная программа расчетов была подвергнута серии тестов, призванных проконтролировать качество работы отдельных блоков схемы. Проверка динамического блока проводилась на хорошо изученной задаче Рэлея-Бенара в неустойчиво стратифицированном слое жидкости, когда поведение системы целиком определяется всего двумя безразмерными параметрами: числом Грасгофа и

числом Прандтля коэффициент

кинематической вязкости, к - коэффициент температуропроводности. Эта задача является хорошо изученной, и для небольших сверхкритических значений Gr имеется много экспериментальных данных и результатов расчетов для сравнения. Кроме этого в задаче Релея-Бенара из-за условий полной симметрии движений относительно середины конвективного слоя должны выполняться условия постоянства числа Нуссельта в пределах всего слоя, а также условия симметрии движений по горизонтали, что упрощает контроль качества используемой численной схемы решения. С этой целью в модели отключались блоки расчета влажности, осадков, внешних притоков тепла и задавался линейный профиль температуры, обеспечивающий небольшую сверхкритическую ситуацию для возникновения конвекции (Сг=5000).

Проведенные расчеты при показали, что в модели

реализуются конвективные валики, как это имеет место в многочисленных лабораторных и численных экспериментах. Движения имеют полную симметрию (антисимметрию) относительно середины слоя, то есть каких-либо шумов, возникающих вследствие ошибок, не наблюдается. Дополнительно для оценки качества модели было рассчитано число Нуссельта, характеризующее безразмерный поток тепла на различных уровнях.

В проведенных тестах на трехмерной модели было получено №=2.1, что полностью совпадает с имеющимися экспериментальными данными. Условия постоянства № по вертикали соблюдается с точностью до 5%. Таким образом, тестами на задаче Рэлея-Бенара было

Ыи=-(ков/а2^'0,+ ко075г)/(кД9/Ь)

показано, что динамический блок модели (расчет температуры, скорости, давления), а также блок расчета переноса водяного пара не имеет ошибок и пригоден для проведения численных экспериментов.

В четвертой главе приведены результаты моделирования слоисто-кучевых облаков при постоянной температуре поверхности океана.

Первая серия численных экспериментов была проведена при неизменной ТПО. Их основная цель состояла в том, чтобы понять, при каких характерных скоростях радиационного охлаждения вблизи ВГО может существовать устойчивый покров слоисто-кучевых облаков, а также исследовать более подробно реакцию пограничного слоя на радиационное возбуждение: различные составляющие вертикальных потоков и притоков тепла и влаги в пределах пограничного слоя, динамику самого пограничного слоя (изменение его толщины) и взаимодействие движений в пограничном слое с вышележащей инверсией.

При задаваемом вертикальном профиле радиационного охлаждения с максимумом вблизи верхней границы можно было ожидать развития конвекции, характерной для слоев охлаждающейся жидкости. Влияние нестационарности фонового состояния температуры на геометрию конвективных течений исследовалось уже давно, начиная с 1960-х годов, и основные выводы, полученные в многочисленных работах этого направления, состояли в том, что при охлаждении конвективного слоя конвективные течения приобретают

форму квазишестиуольных ячеек, центральная часть которых занята обширной зоной слабых восходящих течений, а по периферии имеет место узкая зона более интенсивных нисходящих движений. В условиях конденсации водяного пара такого рода система течений должна образовать облачные ячейки, разделенные узкими безоблачными пространствами. В настоящей работе также используется гипотеза о том, что слоисто-кучевые облака в подинверсионном слое могут возникать не только вследствие мелкомасштабной турбулентности, но и вследствие конвективных течений, которые могут появиться в результате охлаждения верхней границы слоя.

При проведении численных экспериментов возникает естественная проблема "настройки" внешних параметров модели. Помимо задаваемых источников такими внешними параметрами являются коэффициенты вязкости и температуропроводности. На основе серии численных экспериментов, в которых оценивались получаемые значения вертикальной скорости, водности облаков и сравнивались с имеющимися экспериментальными данными, было выбрано значение которое используется во всех

экспериментах, обсуждающихся ниже. Здесь же следует заметить, что

постоянство коэффициентов v и к принималось не столько из-за простоты, сколько из-за того, чтобы системой замыкания турбулентности не нарушать естественного баланса между "кондуктивными" (турбулентными) и конвективными составляющими процесса тепло- и массообмена.

Наибольшую сложность представляет выбор подходящей скорости радиационного охлаждения в уравнении (6). В литературе имеется весьма широкий разброс в оценках скорости радиационного охлаждения воздуха вблизи верхней границы облаков. Так, Гойса (1981) на основе осреднения самолетных измерений над слоистыми облаками дает скорость охлаждения вследствие длинноволнового излучения с верхней границы -3.6 К/час. В работе Моенг и др. (1995) при моделировании морских Sc использовалась максимальная скорость охлаждения 6-8 К/час.

Численные эксперименты с заданием максимальной скорости охлаждения порядка нескольких градусов в час показали, что при длительном интегрировании по времени (порядка нескольких суток) использование таких больших значений охлаждения дает нереально интенсивную конвекцию, порождающую слишком большую водность облаков.

Численные эксперименты по моделированию облачности на достаточно большом промежутке времени (порядка нескольких суток) показали, что круглосуточное охлаждение даже с указанной выше сравнительно небольшой скоростью приводит к нереально большому выхолаживанию. В этой связи в формулу был введен коэффициент, косвенно учитывающий нагрев облаков вследствие поглощения ими радиации в ближнем ИК и видимом диапазонах. При толщине облачных слоев 200-300 м и высоте солнца от 30° до 50° характерная скорость нагрева (Гойса и Шошин, 1981) составляет 0.3-0.4 К/час, а нагрев на 45° ш. в светлое время суток равен 4.5 К/час. С учетом этих характерных значений нагрева в умеренных широтах и того обстоятельства, что в данной работе имелось в виду моделирование слоисто-кучевой облачности в субтропиках, коэффициент С в формуле (8) подбирался таким образом, чтобы в дневные часы происходил нагрев ВГО.

При задании нагрева верхнего инверсионного слоя под действием крупномасштабного оседания воздуха в формуле (5) задавались значения divU от 10"6 до Ю^с"1.

Начальное вертикальное распределение температуры и температуры точки росы было заимствовано из самолетных радиозондирований, проводившихся в период ASTEX 18 июня 1992 года и приведенных в работе Бретертона и Пинкуса, 1995. Температурный профиль характеризовался градиентами температуры

близкими к влажно адиабатическому в слое от

поверхности океана до высоты 1600 метров, выше находился слой температурной инверсии. В верхней части пограничного слоя имела место влажность, близкая к насыщению. Самолетные измерения давали слоисто-кучевую облачность, нижняя граница которой находилась на высоте 1400-1500 м, а верхняя граница - на высоте 1700 м. Суточная модуляция характеризовалась следующими значениями: в ночное время скорость охлаждения вблизи ВГО составляла =0,9 К/час, в дневные часы происходил нагрев ВГО с максимумом в местный полдень.

Принимая во внимание, что расчеты проводились применительно к субтропикам, длина дня и ночи принималась одинаковой и равной 12 ч. Интегрирование по времени начиналось с начала ночи (18 ч по местному времени). Квазиу становившийся режим достигался через 6 часов интегрирования и далее все изменения интенсивности движений, характеристик облачного слоя, потоков и притоков были связаны с суточным ходом. За ночной период, то есть, когда происходит охлаждение (множитель С=1 в (8)), температурная инверсия углубляется. Температура на нижней границе инверсии (НГИ) понижается на 4 К. В дневные часы при нагреве температура на НГИ приближается к начальной, хотя и остается на 2К меньше начальной. При этом по прошествии трех суток глубина инверсии в ночное время увеличивалась на ЗК. Суточный ход хорошо иллюстрируется изменением кинетической энергии во времени. В дневные часы кинетическая энергия убывает и возрастает в ночные часы.

В связи с появлением конвективной неустойчивости вследствие охлаждения ВГО, в подинверсионном слое возникли конвективные течения. Распределение вертикальной компоненты является характерным для конвективных ячеек закрытого типа. Области с менее интенсивными восходящими движениями разделены узкими полосами более интенсивных нисходящих движений. Необходимо отметить, что в ночной период, когда интенсивность движений возрастает, скорость восходящих и нисходящих движений становится приблизительно одинаковой, но при этом положение нижней границы инверсии (НГИ) не изменяется, оставаясь на высоте 1550-1600 м. Максимальная интенсивность движений наблюдается в подинверсионном слое на 50100 м ниже НГИ в зависимости от времени суток, при этом вертикальные движения преодолевают инверсию и захватывают от 50 до 200 м инверсионного слоя.

При таком характере движений образовался сплошной облачный покров. Вследствие дневного нагрева ВГО в течение дня водность и плотность облаков сокращается, и к концу дня составляет 0,02-0,04 г/кг, сплошной облачный слой, мощность которого составляет 150-200 м,

прерывается небольшими безоблачными пространствами.

Максимальная водность - 0,09 г/кг - наблюдается выше НГИ на высоте 1650 м. По мере охлаждения ВГО и интенсификации движений в ночные часы водность увеличивается, достигая 0,9 г/кг также на высоте 1600-1650 м. При этом мощность облачного слоя в зоне нисходящих движений за счет снижения нижней границы облаков увеличивается на 50 м. ВГО также незначительно поднимается на 50-100 м. Таким образом, мощность облачного слоя к концу ночи достигает 400 м за счет усиления конвекции.

Отдельно был проведен эксперимент для изучения влияния динамического нагрева. В формуле (2.6) член divU задавался равным 10 5 и значение динамического нагрева равнялось 0.035 К/час. В следующем эксперименте член divU задавался равным нулю. Было получено, что никакого значимого влияния при таких задаваемых значениях данный фактор не оказывает.

Помимо эволюции трехмерных полей анализировалось изменение во времени осредненных по горизонтали характеристик: потоков и притоков тепла и влаги. Конвективными потоками тепла и влаги назывались w'9' и w'q', турбулентными - ко0'/5г и кос[1дг, соответственно, Максимальные значения конвективных потоков тепла и минимальные значения турбулентных потоков тепла наблюдаются на НТО, при этом турбулентный поток достигает значений -1,7 град-м/с, а на этой же высоте конвективный поток тепла достигает своего максимального положительного значения +1,5 град-м/с. На ВГО имеет место минимум конвективного потока тепла и максимум турбулентного потока тепла. Эти экстремумы меньше по абсолютному значению. Турбулентный поток составляет +1 град-м/с, конвективный поток тепла равняется -0,2 град-м/с. При суммировании происходит частичное погашение из-за разности знаков двух этих потоков. Следует отметить большие отрицательные значения турбулентных притоков тепла, достигающие минимума (-0,06 град/с) в середине облачного слоя, на высоте 1600 м, что связано с очень большими градиентами температуры вблизи НГИ. Максимальные положительные значения турбулентных притоков тепла (+0,035 град/с) наблюдаются на высоте 1650 м, на ВГО. Максимальное охлаждение за счет турбулентного обмена происходит в области максимального нагрева вследствие влажной конвекции. Максимальные конвективные притоки тепла и за счет конденсации в облаке наблюдаются внутри облачного слоя и равняются +0,015 град/с и +0,03 град/с, соответственно.

Сопоставляя характерные притоки (стоки) тепла за счет различных процессов с их суммарным воздействием на профиль температуры, можно заключить, что большие по абсолютным

значениям источники (стоки) тепла в значительной степени компенсируют друг друга, поэтому их суммарный вклад в изменение температуры оказывается сравнительно небольшим.

Анализируя потоки влаги, было получено, что во всей расчетной области конвективный поток влаги неотрицательный, турбулентный - отрицательный в слое 1050-1650 м и положительный выше и ниже этого слоя. Максимальный отрицательный турбулентный поток (-2,3Х10"5 с"1) находится на НТО, также как и максимальный положительный конвективный поток Суммарный поток

влаги за счет конвекции оказывается небольшим и практически постоянным во всем слое вследствие того, что его конвективные и турбулентные составляющие в значительной мере компенсируют друг друга. Наибольшие абсолютные значения конвективных и турбулентных притоков влаги наблюдаются в облачном слое. На высоте 1600 м турбулентный приток достигает минимума -3,0><10"7 с'1, а конвективный - своего максимального значения +2,1 *1 О*7 с"1. Таким образом, достаточно интенсивная конвекция рождает два типа потоков: конвективные и турбулентные, которые в облачном слое и его окрестностях велики. Однако, эти потоки действуют в противофазе, компенсируют друг друга, вследствие чего суммарный эффект конвекции оказывается не слишком большим.

Так как из слоисто-кучевых облаков над океаном выпадает морось, которая может в той или иной степени влиять в первую очередь на структуру облачности, ее водность, а также на ряд других характеристик, был проведен эксперимент с подключением блока расчета осадков, описанный в главе 3. Начальные профили температуры и температуры точки росы, а также значения вязкости и внешние параметры были взяты такими же, как и в эксперименте без учета осадков. Интегрирование модели велось на 60 часов. Структура вертикальных движение не изменяется, оставаясь характерной для закрытых ячеек. Однако, нисходящие движения немного усилились (на 0,2-0,4 м/с), а восходящие, наоборот, ослабли на такую же величину. Как и предполагалось, вследствие вымывания облачной влаги осадками, водность облаков уменьшается на 0,08-0,1 г/кг, хотя структура облачности остается прежней. Необходимо отметить, что в дневные часы, когда интенсивность движений ослабевает, водность облаков уменьшается, и осадки не образуются. Образовавшиеся осадки достигали поверхности, значения водности осадков соответствовали наблюдавшимся в полевых экспериментах.

В главе пятой приведены результаты моделирования трансформации слоисто-кучевой облачности в кучевую при изменении ТПО. Эта серия экспериментов была проведена с изменяющейся

температурой поверхности океана, что воспроизводило передвижение облачного слоя из областей с относительно низкой ТПО в пассатную область с более высокой ТПО. Исходя из данных о распределении ТПО у западного побережья Африки и характерной скорости ветра в нижней тропосфере порядка 10 м/с было получено, что воздушная масса за двое суток может переместиться из района с ТПО 16°С в район, где значения ТПО составляют 23-24°С. Полученная таким образом скорость повышения ТПО со временем использовалась при проведении расчетов. В начальный момент времени использовались профили температуры и влажности, характерные для области холодных океанических течений (такие же как и в предыдущей серии экспериментов), а за тем осуществлялось параллельное интегрирование уравнений (3)-{4) и системы (10)-( 15).

В результате интегрирования на 48 часов произошел общий нагрев области на 3-3,5°С. Инверсия сохранилась на прежней высоте, хотя ее интенсивность несколько уменьшилась. В связи с увеличением ТПО возникла неустойчивость в нижней части области, которая привела к возникновению конвективных ячеек открытого типа, когда восходящие движения более интенсивны, но занимают меньшую площадь по сравнению со слабыми нисходящими движениями. При конденсации водяного пара в областях восходящих движений должны образовываться кучевые облака. В условиях крупномасштабного потока конвективные ячейки принимают форму конвективных валиков, вытянутых вдоль потока, а образующиеся кучевые облака вытягиваются в гряды. Восходящие движения в 2-3 раза интенсивнее нисходящих движений, причем максимум восходящих движений (1,4-1,6 м/с), так же как и минимум нисходящих, находятся ниже НТО на высоте 500-600 м. Вертикальные движения захватывают всю область по высоте, осуществляя обмен между подынверсионным слоем и слоем инверсии, тем самым ослабляя ее. Облачные гряды, вытянутые вдоль направления крупномасштабного потока, совпадает по расположению с областью восходящих движений, причем наибольшая водность (1,2-1,5 г/кг), как этого и следовало ожидать, наблюдается в области максимальных значений восходящих движений. Облачные гряды занимает 40-45% области, их ширина составляет 1200-1500 м.

Как и в экспериментах с постоянной ТПО, в данном эксперименте помимо трехмерных полей анализировались осредненные по горизонтали значения потоков и притоков тепла и влаги. Значительная конвективная активность наблюдается во всем слое, однако наибольших и наименьших значений потоки тепла достигают на ВГО и вблизи НГИ. На ВГО конвективный поток достигает своего минимума (-0,08 град-м/с), а турбулентный - своего максимума (+0,5

град-м/с). В целом, турбулентный поток оказывается больше по абсолютным значениям, чем конвективный. Конвективный приток отличается небольшими абсолютными значениями. Своего максимума он достигает на высоте НГИ и составляет +0,001 град/с, минимум же достигается на 50 м выше ВГО, и составляет -0,0005 град/с. Турбулентный приток в отличие от конвективного на высоте НГИ достигает своего минимума, который составляет -0,007 град/с. Затем происходит резкий рост, и через 100 м, на ВГО наблюдается максимум турбулентного притока тепла, составляющий 0,0035 град/с. Таким образом, область наибольших притоков и стоков тепла сосредоточена в верхней части облачной гряды между НГИ и ВГО, где наблюдаются максимальные температурные возмущения и водности облаков.

Конвективный поток влаги от поверхности и до высоты 1750 м остается положительным и превосходящим турбулентный поток по абсолютным значениям примерно в 2 раза. Максимумы достигаются на высотах 500 м (+0,00029 с1) и в середине облачного слоя, на высоте 1400 м (+0,00025 с"1). Турбулентный поток от поверхности до высоты 150-200 м остается положительным, затем на высоте 500 м становится минимальным (-0,0001 с'1) и на высоте 1300-1400 м (-0,00005 с"1). На высоте НГИ турбулентный поток становится положительным и до верхней границы области остается положительным (+0,0001+ 0,0002 с"' '). Несмотря на то, что конвективный и турбулентный поток действуют в противофазе, суммарный поток остается положительным по всей высоте области, так как по абсолютным значениям конвективный поток превосходит турбулентный в 2-2,5 раза. Конвективный и турбулентный притоки влаги, составляющие по абсолютным значениям 1,2* 10"6-практически полностью компенсируют друг друга, и суммарный приток близок к нулю, оставаясь, тем не менее, положительным в облачном слое и в нижнем трехсотметровом слое.

По результатам численных экспериментов с изменяющейся ТПО можно сделать вывод, что модель удовлетворительно воспроизводит процесс, наблюдающийся в природе.

В заключении сформулированы основные выводы, полученные в результате проведения численных экспериментов.

Созданная модель, базирующаяся на неупругих уравнениях, была применена к изучению динамики слоисто-кучевых облаков над морской поверхностью, развивающихся часто в зонах холодных океанических течений в слабо неустойчивых подынверсионных слоях. В основу проводившихся численных экспериментов была положена гипотеза о том, что поддержание устойчивых полей слоисто-кучевых облаков может происходить в результате возникновения конвекции в охлаждающихся сверху слоях жидкости. В качестве такого

охлаждающего внешнего агента было принято длинноволновое излучение с ВГО. Кроме этого исследовалось влияние динамического нагрева вследствие оседания воздуха в инверсионном слое, а также трансформация пограничного слоя и облачного покрова по мере перемещения воздушной массы в область с более высокой температурой поверхности океана.

На основании проведения многочисленных экспериментов, в основном с трехмерном вариантом модели, были сделаны следующие основные выводы.

1. Модель является крайне чувствительной к способу задания радиационного возбуждения: небольшие значения охлаждения вследствие длинноволнового излучения (-0,1-0,2 град/час) приводят к тому, что с течением времени первоначально сплошной облачный покров постепенно разрушается. С другой стороны задание радиационного охлаждения на верхней границе облаков порядка -2К/час и более приводит при интегрировании на длительные сроки (несколько суток) к развитию чрезмерно интенсивной конвекции и облачности с нереально большой водностью, которая по имеющимся экспериментальным данным в изучаемых облаках не наблюдается.

При моделировании динамики пограничного слоя на длительный срок необходимо вводить суточную модуляцию в возбуждающий радиационный член для того, чтобы избежать развития нереально интенсивной конвекции и чрезмерного охлаждения ВГО. В целом при использовании значений радиационного охлаждения порядка 1 градуса в час в ночные часы и нагрев на ВГО в дневные часы, сплошной облачный слой может существовать длительное время, уплотняясь в ночные часы и сокращаясь в дневные.

2. Под действием радиационного охлаждения воздуха вблизи верхней границы облачности образуется влажно неустойчивый слой атмосферы мощностью «450 м, в котором развиваются конвективные течения по типу закрытых ячеек, то есть ячеек, в которых имеются обширные области относительно слабых восходящих течений и узкие зоны более интенсивных нисходящих течений. Под действием крупномасштабного потока конвективные ячейки вытягиваются в конвективные валики. До тех пор, пока радиационное охлаждение на ВГО является достаточным для поддержания влажной неустойчивости, такая система конвективных течений существует и поддерживает сплошную облачность. В этом смысле полученные результаты совпадают с результатами других авторов при моделировании конвекции в охлаждающихся слоях жидкости.

3. При моделировании подынверсионных слоисто-кучевых облаков в ряде работ большое внимание уделялось вопросам вовлечения

воздуха из инверсионного слоя в подынверсионный. Скорее

интуитивно предполагалось, что в участках нисходящих движений теплый воздух из слоя инверсии вовлекается в нижележащий подынверсионный слой, происходит вертикальное перемешивание и в результате инверсия ослабевает. Прямое моделирование конвективных течений показало, однако, что несмотря на то, что конвективные течения проникают в слои инверсии, в нисходящих ветвях этих течений не происходит повышения температуры в подынверсионном слое. Напротив, имеет место ее понижение. При более детальном рассмотрении процесса конвективного переноса тепла отсутствие нагрева за счет вовлечения воздуха из инверсионного слоя становится понятным. В условиях устойчивой стратификации в инверсионном слое опускающаяся частица воздуха действительно нагревается, но как только она попадает в подынверсионный неустойчиво стратифицированный слой, то начинает при опускании охлаждаться. Таким образом, хотя в результате конвекции обмен воздухом между инверсионным и подыинверсионным слоем происходит, но отепляющегого воздействия этот обмен на подынверсионный слой не оказывает. Высота нижней границы инверсии остается постоянной, а сама инверсия при этом усиливается, особенно в ночные часы.

4. Нагревание инверсионного слоя вследствие оседания воздуха при характерных для атмосферы значениях плоской дивергенции не оказывает существенного влияния на динамику слоисто-кучевых облаков.

5. Отдельная серия экспериментов была посвящена изучению влияния осадков на структуру движений и облачности. В первую очередь необходимо отметить, что осадки образовывались и достигали поверхности океана только в ночной период, когда происходило усиление конвективных движений, и увеличивалась мощность и водность облаков. При включенном блоке расчета осадков наблюдалось некоторое уменьшение водности облаков, чего и следовало ожидать, так как происходит вымывание облачной влаги осадками. Изменились также абсолютные значения скоростей восходящих и нисходящих движений. Нисходящие движения несколько усилились, а восходящие, наоборот, ослабли. Значения водности осадков соответствовали наблюдавшимся в полевых экспериментах.

6. Проведено численное изучение трансформации пограничного слоя и облачного покрова под действием переноса воздушной массы из районов холодных океанических течений в область пассатов с более высокой ТПО. При выбранной скорости крупномасштабного потока 10 м/с воздушная масса преодолевает расстояние от субтропиков до пассатной зоны примерно за двое суток,

при этом ТПО повышается от 16°С до 23-24°С. Таким образом, численные эксперименты по изучению трансформации слоисто-кучевых облаков в кучевые велись при характерной скорости нагрева поверхности океана 4 градуса в сутки, и интегрирование велось на двое суток. Получено, что вследствие изменения профиля температуры в нижней части пограничного слоя происходят существенные изменения в структуре конвективных течений. Температурная инверсия сохраняется на прежней высоте, но немного ослабляется. Сплошной облачный слой слоисто-кучевых облаков размывается. Изменятся характер конвективных течений: конвективные ячейки становятся открытого типа, то есть интенсивные восходящие движения занимают узкие зоны, а слабые нисходящие движения распространяются на всю область расчетов. В области восходящих движений вследствие конденсации водяного пара возникают кучевые облака, занимающие 4045% расчетной области. Под действием крупномасштабного потока конвективные ячейки превращаются в конвективные валики, а облака вытягиваются в облачные гряды, наблюдаемые в пассатной области.

Основное содержание диссертации опубликовано в следующих работах.

1. Лебедев А.И. Численное изучение слоисто-кучевой облачности над морской поверхностью. Вестник Московского университета. №5,1999.

2. Вельтищев Н.Ф., Лебедев А.И. Численная модель слоисто-кучевой облачности над морской поверхностью. Метеорология и

гидрология. №10,2001.

п

/

Издательство ООО "МАКС Пресс". Лицензия ИД № 00510 от 01.12.99 г. Подписано к печати 06.04.2004 г. Формат 60x90 1/16. Усл.печл. 1,25. Тираж 100 экз. Заказ 358. Тел. 939-3890, 939-3891,928-1042. Тел./факс 939-3891. 119992, ГСП-2, Москва, Ленинские горы, МГУ им. М.В.Ломоносова.

Содержание диссертации, кандидата географических наук, Лебедев, Андрей Ильич

Введение.

Глава 1 Состояние вопроса и формулировка темы диссертации.

Глава 2 Физическая модель.

Глава 3. Схема численного решения и диагностика результатов расчетов.

Глава 4. Результаты моделирования слоисто-кучевых облаков при постоянной температуре поверхности океана (ТПО).

Глава 5. Трансформация слоисто-кучевой облачности в кучевую при изменении температуры поверхности океана.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Численная модель слоисто-кучевой облачности над морской поверхностью"

После запуска полярноорбитальных метеорологических спутников в начале 1960-х годов, а затем и геостационарных метеорологических спутников стало очевидным, что значительные пространства мирового океана бывают, покрыты обширными и достаточно устойчивыми во времени полями слоисто-кучевых облаков. Особенно характерны такие массивы слоисто-кучевой облачности для районов всплытия холодных океанических вод (холодных морских течений) в субтропиках у западного побережья Африки, западных побережий Северной и Южной Америки. Пример поля морских слоисто-кучевых облаков приведен на рис.1. В связи с тем, что характерные размеры облачных полей морских Sc составляют миллионы квадратных километров и существуют эти поля практически перманентно, они оказывают заметное влияние на радиационный баланс Земли. Именно в этой связи в последние два десятилетия значительно возрос интерес к изучению природы этих облаков, было проведено несколько полевых экспериментов в Атлантическом и Тихом океанах и выполнено достаточно большое количество работ по численному моделированию Sc с тем, что бы лучше понять природу их образования и устойчивости, а также трансформации в кучевые облака при смещении их с воздушным потоком в более низкие широты.

В большей части работ по численному моделированию морских слоисто-кучевых облаков рассматривался сравнительно короткий отрезок их жизни - порядка нескольких часов, на котором исследовалось влияние на развитие облачности отдельных факторов: радиационного охлаждения и испарения с верхней границы облачности испарения осадков (мороси) в подоблачном слое, процессы вовлечения воздуха из инверсионного слоя. Моделируемые течения в такого рода работах являлись, однако,

Рчс, L Здгодное побережье

Южнац

Амершсц неустановившимися, поэтому некоторые приводимые оценки характерных скоростей охлаждения вызывают определенное сомнение.

В настоящей работе, как и в нескольких параллельно опубликованных другими авторами, проведено сравнительно длительное интегрирование модели конвективного пограничного слоя (на несколько суток), при котором достигался квазипериодичеаеский режим конвекции (с суточным циклом), поэтому полученные оценки как самих течений, так и получаемых интегральных характеристик пограничного слоя и потоков в нем тепла, влаги и количества движения являются более репрезентативными.

Интегрирование модели на отрезке нескольких суток в условиях постоянной температуры морской поверхности показало, что именно суточная модуляция радиационных притоков тепла обеспечивает длительность существования облачной системы слоисто-кучевых облаков.

Численное изучение процесса трансформации слоисто-кучевых облаков вследствие повышения температуры поверхности океана показало, что определяющую роль в этой трансформации играет изменение структуры вертикальных потоков тепла в фоновом состоянии атмосферы.

Заключение Диссертация по теме "Метеорология, климатология, агрометеорология", Лебедев, Андрей Ильич

100 Заключение.

Итогом настоящей диссертации стало создание двумерного и трехмерного вариантов модели пограничного слоя, в которой допускается прямое моделирование конвективных течений.

Эта модель, базирующаяся на неупругих уравнениях, была применена к изучению динамики слоисто-кучевых облаков над морской поверхностью, развивающихся часто в зонах холодных океанических течений в слабо неустойчивых подынверсионных слоях. В основу проводившихся численных экспериментов была положена гипотеза о том, что поддержание устойчивых полей слоисто-кучевых облаков может происходить в результате возникновения конвекции в охлаждающихся сверху слоях жидкости. В качестве такого охлаждающего внешнего агента было принято длинноволновое излучение на верхней границе облаков (ВГО). Кроме этого исследовалось влияние динамического нагрева вследствие оседания воздуха в инверсионном слое, а также трансформация пограничного слоя и облачного покрова по мере перемещения воздушной массы в область с более высокой температурой поверхности океана.

На основании проведения многочисленных экспериментов, в основном с трехмерном вариантом модели, были сделаны следующие основные выводы.

Модель является крайне чувствительной к способу задания радиационного возбуждения: небольшие значения охлаждения вследствие длинноволнового излучения (-0,1 -0,2 град/час) приводят к тому, что с течением времени первоначально сплошной облачный покров постепенно разрушается. С другой стороны задание радиационного охлаждения на верхней границе облаков порядка -2К/час и более приводит при интегрировании на длительные сроки (несколько суток) к развитию чрезмерно интенсивной конвекции и облачности с нереально большой водностью, которая по имеющимся экспериментальным данным в изучаемых облаках не наблюдается.

При моделировании динамики пограничного слоя на длительный срок необходимо вводить суточную модуляцию в возбуждающий радиационный член для того, чтобы избежать развития нереально интенсивной конвекции и чрезмерного охлаждения ВГО. В целом при использовании значений радиационного охлаждения порядка 1 градуса в час в ночные часы и нагрев на ВГО в дневные часы, сплошной облачный слой может существовать длительное время, уплотняясь в ночные часы и сокращаясь в дневные.

2. Под действием радиационного охлаждения воздуха вблизи верхней границы облачности образуется влажно неустойчивый слой атмосферы мощностью «450 м, в котором развиваются конвективные течения по типу закрытых ячеек, то есть ячеек, в которых имеются обширные области относительно слабых восходящих течений и узкие зоны более интенсивных нисходящих течений. Под действием крупномасштабного потока конвективные ячейки вытягиваются в конвективные валики. До тех пор, пока радиационное охлаждение на ВГО является достаточным для поддержания влажной неустойчивости, такая система конвективных течений существует и поддерживает сплошную облачность. В этом смысле полученные результаты совпадают с результатами: других авторов при моделировании конвекции в охлаждающихся слоях жидкости.

3. При моделировании подынверсионных слоисто-кучевых облаков в ряде работ большое внимание уделялось вопросам вовлечения воздуха из инверсионного слоя в подынверсионный. Скорее интуитивно предполагалось, что в участках нисходящих движений теплый воздух из слоя инверсии вовлекается в нижележащий подынверсионный слой, происходит вертикальное перемешивание и в результате инверсия ослабевает. Прямое моделирование конвективных течений показало, однако, что несмотря на то, что конвективные течения проникают в слои инверсии, в нисходящих ветвях этих течений не происходит повышения температуры в подынверсионном слое. Напротив, имеет место ее понижение. При более детальном рассмотрении процесса конвективного переноса тепла отсутствие нагрева за счет вовлечения воздуха из инверсионного слоя становится понятным. В условиях устойчивой стратификации в инверсионном слое опускающаяся частица воздуха действительно нагревается, но как только она попадает в подынверсионный неустойчиво стратифицированный слой, то начинает при опускании охлаждаться. Таким образом, хотя в результате конвекции обмен воздухом между инверсионным и подыинверсионным слоем происходит, но отепляющегого воздействия этот обмен на подынверсионный слой не оказывает. Высота нижней границы инверсии остается постоянной, а сама инверсия при этом усиливается, особенно в ночные часы.

4. Нагревание инверсионного слоя вследствие оседания воздуха при характерных для атмосферы значениях плоской дивергенции (lO^-lO*6) с"1 не оказывает существенного влияния на динамику слоисто-кучевых облаков.

5. Отдельная серия экспериментов была посвящена изучению влияния осадков на структуру движений и облачности. В первую очередь необходимо отметить, что осадки образовывались и достигали поверхности океана только в ночной период, когда происходило усиление конвективных движений и увеличивалась мощность и водность облаков. При включенном блоке расчета осадков наблюдалось некоторое уменьшение водности облаков, чего и следовало ожидать, так как происходит вымывание облачной влаги осадками. Изменились также абсолютные значения скоростей восходящих и нисходящих движений. Нисходящие движения несколько усилились, а восходящие, наоборот, ослабли. Значения водности осадков соответствовали наблюдавшимся в полевых экспериментах.

6. Проведено численное изучение трансформации пограничного слоя и облачного покрова под действием переноса воздушной массы из районов холодных океанических течений в область пассатов с более высокой ТПО. При выбранной скорости крупномасштабного потока 10 м/с воздушная масса преодолевает расстояние от субтропиков до пассатной зоны примерно за двое суток, при этом ТПО повышается от 16°С до 23-24°С. Таким образом, численные эксперименты по изучению трансформации слоисто-кучевых облаков в кучевые велись при характерной скорости нагрева поверхности океана 4 градуса в сутки, и интегрирование велось на двое суток. Получено, что вследствие изменения профиля температуры в нижней части пограничного слоя происходят существенные изменения в структуре конвективных течений. Температурная инверсия сохраняется на прежней высоте, но немного ослабляется. Сплошной облачный слой слоисто-кучевых облаков размывается. Изменятся характер конвективных течений: конвективные ячейки становятся открытого типа, то есть интенсивные восходящие движения занимают узкие зоны, а слабые нисходящие движения распространяются на всю область расчетов. В области восходящих движений вследствие конденсации водяного пара возникают кучевые облака, занимающие 40-45% расчетной области. Под действием крупномасштабного потока конвективные ячейки превращаются в конвективные валики, а облака вытягиваются в облачные гряды, наблюдаемые в пассатной области.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата географических наук, Лебедев, Андрей Ильич, Москва

1. Вельтищев Н.Ф. Ячейковая конвекция в атмосфере //Труды Гидрометцентра СССР, 1969, вып.50, 3-21.

2. Власюк М.П., Полексаев В.И. Исследование стационарной проникающей конвекции сжимаемого газа в атмосфере// Ин-т прикладной математики АН СССР, Препринт 46, 1972, 41с.

3. Вельтищев Н.Ф., Желнин А.А. Влияние нестационарности поля средней температуры нак структуру конвективных движений// Труды Гидрометцентра СССР, 1974, вып. 148, 3-24.

4. Гойса Н.И. Характеристики "среднего" слоисто образного облака. -В книге Радиация в облачной атмосфере. Л. Гидрометеоиздат, 1981, с. 207-209.

5. Гойса Н.И., Шошин В.Ш. Экспериментальная модель "среднего" облака St-Sc. В книге Радиация в облачной атмосфере. Л. Гидрометеоиздат, 1981, с. 154-160.

6. Гойса Н.И. Самолетные исследования теплового излучения облачной атмосферы. В книге Радиация в облачной атмосфере. Л. Гидрометеоиздат, 1981, с. 203-207.

7. Кибель И.А. Введение в гидродинамические методы краткосрочного прогноза. М., 1957

8. Самарский А.А. Введение в теорию разностных схем. М., "НАУКА", 1962

9. Фейгельсон Е.М. Лучистый теплообмен и облака. Л., "Гидрометиздат", 1970

10. Ю.Фейгельсон Е.М. Радиация в облачной атмосфере. Л., "Гидрометиздат", 1981

11. Хантли Г. Анализ размерностей. М., "НАУКА", 19701. AOS

12. Austin P., Wang Y., Pinus R. Precipitation in stratocumulus clouds: observational and modeling results. JAS, 1995. vol. 52, N13, p.2329-2352,

13. Berg I.C, Boudaot M, Acrivos A. Natural convection in pools of evaporating liquids // Journal.Fluid Mech., 1966, V.24 , Pt 4, 721-737.

14. Bretherton C., Pincus R. Cloudiness and marine boundary layer dynamics in the ASTEX Lagrangian experiments. Part I: Synoptic setting and vertical structure. JAS, 1995, vol.52, p.2707-2723.

15. Bretherton C. and Wyant M. Moisture transport, lower-tropospheric stability, and decoupling of cloud-topped boundary layers. JAS, 1997, vol.54, Nl,p,148-167.

16. Harten H.M. The artificial compression method for computation of shocks and contact discountinuities. Ill Selfadjusting hybrid schemes. -Mathematics of Computations, 1978, vol.32, p.363-389.

17. Helfand H., Kalnay E. A model to determine open or closed cellular convection, JAS, 1983, vol.40, N3.18.1saak M. et.al. Radiative Equilibrium with Two-Dimensional moist convection. JAS, 1993, vol.50, N15, p.3909-3927.

18. Kessler E. On the distribution and continuity of water substance in atmospheric circulations. Meteorological Monographs, 1969, vol.10, N32, 84 pp.

19. Kreuger S., Mclean G., Fu Q. Numerical Simulation of the Stratus-to-Cumulus transition in the subtropical marine boundery layer. Part II: Boundery Layer circulation. -JAS, 1995, vol.52, N15, p.2851-2868.

20. Krishnamurti R. Finite amplitude convection with changing mean temperature. Pt.II. An experimental test of theory //Journ.Fluid Mech., 1968, V.33, Pt.3, 457-463.

21. Kulacki F.A. and Goldstein R.J. Thermal convection in a horizontal fluid layer with uniform volumetric energy sources //Journ.Fluid Mech., 1972, V.55, Pt.2, 271-287.

22. Kulacki F.A., Nagle ME. Natural convection in horizontal fluid layer with volumetric energy sources // Heat Transfer, 1975, V.97, Sec.C, N1, 204-211.

23. Lewellen D., Lewellen W. Large-eddy layer entrainment. JAS, 1998, vol.55, N17, 2645-2665.

24. Laufersweiler M. et al, A theoretical model of multi-regime convection in a stratocumulus-topped boundeiy layer. JAS, 1995, vol.73, N4, p.481-495.

25. Martin M., Jonas P. A simple-model study of the interaction between cumulus and stratocumulus clouds in the marine boundary layer. Quart J.R.Met.Soc., 1997. Vol.123, N541, p.l 199-1225.

26. MacVean M.K. Numerical Investigation of the Criterion for Cloud-Top Entrainment Instability. JAS, 1993, vol,50, N15, p.2481-2495.

27. Martin G.M. and Johnson D.W. Observation of the Interaction between Cumulus clouds and Warm Stratocumulus Clouds in the marine boundary layer duiring ASTEX. JAS, 1994. Vol.52, N16, p.2902-2922.

28. McKenzie D.P., Roberts J.H. and Weiss N.O. Convection in the Earth's mantle: towards a numerical simulation// Journ.Fluid Mech., 1974, v.62, Pt.3, 465-538.

29. Moeng C., Lenschow D., Randall D. Numeric investigations of the roles of radiative feedbacks in St entrainment and breakup. JAS, 1995, vol.52, N16, p.2869-2883.

30. Moeng C. Et al. Simulation of a Stratocumulus-topped planetary layer; interconparison among different numerical codes.- Bull.American Meteor.Soc., 1996, vol.77, N2, p.261-278.

31. Nicholls S. The structure of radiatively driven, convection in stratocumulus. Quart.J.R.Met.Soc. 1989, vol.l 15, N487, p.487-511.

32. Nielsen R.C. and Sabersky R.H. Transient heat transfer in Bernard convection //Int.Journ .Heat and Mass transfer, 1973, V. 16, N 12, 24072420.

33. Pincus R., Baker M. What controls stratocumulus radiative properties? -JAS, 1977, vol.54, N17, p.2215-2236.

34. Rechou A. and Durand P. Conditional sampling and scale analysis of the marine atmospheric mixed layer SOFIA experiment. - BLM, 1997, p.81-104.

35. Roberts P.H. Convection in horizontal layers with internal heat generation. Theory //Jorn.Fluid Mech., 1967, V.30, Pt.l, 33-49.

36. Sallivan P.P.,. Moeng C., Stevens В., Lenschow D. Structure of entrainment zone capping the convective atmospheric boundary layer, -JAS, 1998, vol.55, N20, p.3042-3064.

37. Shao Q., Randell D. Closed mesoscale cellular convection driven by cloud-tip radiative cooling. JAS, 1996, vol.53, N15, p.2144-2165.

38. Sorbjan Z. Numerical Study of Penetrative and "Solid Lid" Nonpenetrative Convective Boundary Layers. JAS, 1996, vol.53, N1, p.101-2112.

39. Sorbjan 7J Effects caused by varing the strength of the capping inversion based on a large eddy simulation model of the shear-fixe convective boundery layer, JAS, 1996, vol.54, N14, p.2015-2024.

40. Stevens B. et al. A critique of one- and two-dimensional models of boundary layer clouds with a binned representation of drop microphisics. Atmospheric Research, 1998, vol.47-48, p.529-533.

41. Sayler B. And Breeidenthal R. Laboratory simulations of radiatively induced entrainment in stratiform clouds. JGR, 1998, vol.103, ND8, p.8827-8837.

42. Stevens B. et al. Large-eddy simulations of strongly precipitating, shallow, stratocumulus-topped boundary layers. JAS, 1998, vol.55, N24, p.3616-3638.

43. Thirlby R. Convection in an internally heated layer// Journ. Fluid Mech., 1970, v.44, Pt.4, 673-693.40 S

44. Tritton D.J. and Zarraga M.N. Convection in horizontal layers with internal heat generation // Journ.Fluid Mech., 1967, V.30, Pt.l, 21-31

45. Wyant M. et al. Numerical Simulations and conceptual model of the stratocumulus to trade cumulus transition. JAS, 1997, vol.54, N1, p.168-192.