авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 6 | 7 || 9 | 10 |   ...   | 11 |

«Предисловие редактора перевода... будет завершено после окончания работы над проектом. Перевод главы 1 — Николай Колдунов, главы 2 — Николай Колдунов, главы 3 — ...»

-- [ Страница 8 ] --

На основе меридионального геострофического равновесия вблизи эква тора можно рассчитать скорости зональных течений, но не объяснить при чину возникновения подповерхностного течения. Существенно упрощенная теория противотечения основана на равновесии зональных градиентов дав ления вдоль экватора. Вода под воздействием ветрового напряжения пере мещается в западном направлении, образуя глубокий термоклин и область теплых вод на западе. Углубление термоклина вызывает увеличение высоты топографии океанской поверхности на западе в предположении, что поток под термоклином слаб. Следовательно, в поверхностных слоях на глубинах до нескольких сотен метров существует направленный на восток вдоль эк ватора градиент давления. На поверхности данный градиент (слой A на рис. 14.5) уравновешивается ветровым напряжением Tx, а Tx /H = p/x, где H — толщина перемешанного слоя.

На глубинах, превышающих несколько десятков метров, в слое B, вли яние ветрового напряжения мало, так что градиент давления оказывает ся ничем не скомпенсированным и вызывает ускоренно движущийся поток в восточном направлении — экваториальное подповерхностное течение. В данном слое поток движется ускоренно до тех пор, пока градиент давле ния не будет компенсирован силами трения, которые стремятся затормо зить течение. При увеличении глубины до нескольких сотен метров и ниже (слой C), восточная компонента градиента давления оказывается слишком слабой, чтобы вызвать течение: p/x 0.

Сила Кориолиса удерживает Экваториальное подповерхностное течение направленным вдоль экватора. Если поток отклоняется к северу или к югу, сила Кориолиса возвращает его в противоположном направлении.

14.2 Изменчивость экваториальной циркуляции:

Эль-Ниньо и Ла-Нинья Пассаты отличаются особым постоянством, но при этом они все же прояв ляют некоторую изменчивость от месяца к месяцу и от года к году, особенно в западной части Тихого океана. Одним из важных источников изменчи вости служат атмосферные волны Madden-Julian [191]. Если пассаты на 276 Глава 14. Экваториальные процессы западе ослабевают либо меняют направление на противоположное, систе ма океан-атмосфера в экваториальном регионе может перейти в новое со стояние, которое называется Эль-Ниньо. Подобная дезорганизация сложив шейся экваториальной системы Тихого океана представляет собой наибоее важный случай изменения глобальных weather patterns.

Несмотря на то, что в своем современном толковании термин Эль-Ниньо подразумевает полное нарушение всей экваториальной системы Тихого оке ана, ранее он использовался для нескольких весьма различных процессов.

Такой разнобой вызывал существенную путаницу. Чтобы ее уменьшить, со вершим небольшой экскурс в историю.

Историческая справка. В XIX ст. данный термин применялся к усло виям у побережья Перу. Ниже приведена цитата из вводного раздела ве ликолепной книги Philander’а Эль-Ниньо, Ла-Нинья и Южная осцилля ция [249]:

Сеньор д-р Луис Карранса (Географическое общество Лимы) опубликовал в 1891 г. небольшую статью в бюллетене этого об щества, в которой он обратил внимание на то, что вдоль участка побережья, заключенного между портами Пайта и Пакасмайо, наблюдалось противотечение, направленное с севера на юг.

Моряки из Пайты, которые часто ходили на малых судах вдоль берега к северу и югу от этого порта, назвали это проти вотечение течением «Эль-Ниньо» (младенец Иисус), поскольку его появление обнаружилось сразу после Рождества.

Поскольку данное противотечение было замечено в различ ных случаях, а его появление у берегов Перу совпало с выпадени ем осадков в тех широтах, где они крайне редки либо вообще, по большому счету, отсутствовали, я бы хотел, пользуясь предста вившейся возможностью, обратить внимание присутствующих здесь выдающихся географов на данный феномен, который, без условно, имеет очень существенное влияние на климатические условия данной части света. (Из обращения сеньора Фредерико Альфонсо Песета к участникам VI Международного географи ческого конгресса в Лиме (Перу), 1895 г.).

Перуанцы заметили, что в некоторые годы течение Эль-Ниньо усили валось, проникало глубже на юг, что сопровождалось сильными дождями, выпадающими в Перу. Так случилось и в 1891 г., когда (еще одна цитата из книги Philander’а)... было замечено, что несмотря на следы течения вдоль по бережья, которые можно было обнаружить там и тут почти каж дым летом, в том году они оказались настолько явными, а их влияние — ощутимым благодаря останкам крупных аллигато ров и стволам деревьев, принесенным к Пакасмайо с севера, а также что температура этого региона Перу в целом претерпе ла столь значительные изменения, вызванные теплым течением, омывающим берег... (Сеньор Фредерико Альфонсо Песет.)... море полно чудес, а суша — тем более. Прежде всего, пу стыня становится садом... Почва так пропитывается обильными 14.2. Изменчивость экваториальной циркуляции: Эль-Ниньо и Ла-Нинья ливнями, что всего за несколько недель вся страна превращается в тучное пастбище. Естественный прирост поголовья скота прак тически удваивается, а хлопок может возделываться там, где в другие годы ничто не росло. (Mr. S.M. Scott & Mr. H. Twiddle.

Цитата приводится по работе [?].) Эль-Ниньо 1957 г. был еще более исключительным. Настолько исключи тельным, что он даже привлек к себе внимание метеорологов и океанологов всего Тихоокеанского бассейна.

Осенью 1957 г. коралловый риф атолла Кантон, который да же старожилы помнили исключительно безжизненным и сухим, покрылся буйной зеленью — бесчисленными ростками тропиче ских деревьев и вьющихся растений.

Возможно, кто-то сочтет произошедшее на этом удаленном атолле изложением в миниатюре глобальных событий всего года:

ведь даже здесь, в дальнем уголке Тихого океана, значительные согласованные перемены в состоянии океана и атмосферы вы звали столь существенные перемены.

Помимо этого, происходящее в других тихоокеанских регио нах также подтверждало мнение, что этот год оказался богатым на чрезвычайные климатические явления. Так, на Гавайские ост рова обрушился рекордный ураган1 ;

побережье Перу подверг лось воздействию Эль-Ниньо, послужившего причиной массовой гибели морских птиц;

граница льдов вышла за м. Барроу впер вые в истории, а на западном побережье Тихого океана тропи 1 В аэропорту Гонолулу был зарегистрирован порыв ветра скоростью 132 км/ч (http:

//en.wikipedia.org/wiki/List_of_Hawaii_hurricanes) — Прим. перев.

80 o - 60 o L 0 L - 2 40 o L H -5 L - 0 -2 20 o 2 2 6 - - 0o 4 L -8 - H -20 o 0 - o - L - -2 L - o -60 -2 - 60 o 120 o 180 o -120 o -60 o 0o Рис. 14.6. Коэффициент корреляции среднегодового атмосферного давле ния на уровне моря с давлением в г. Дарвин (Австралия). – – – – Коэффи циент 0.4. [353] 278 Глава 14. Экваториальные процессы ческий сезон дождей затянулся на шесть недель после планиру емого срока [300].

В 1958 г., всего лишь несколько месяцев спустя после упомянутого собы тия, группа выдающихся океанологов и метеорологов собралась в г. Ранчо Санта-Фе (Калифорния), чтобы попытаться установить причины перемен, происходивших в Тихом океане в 1957–1958 гг. Результаты симпозиума из ложены в работе [300], где, возможно, впервые была сделана попытка объ единения атмосферных и океанских событий в единую картину, которая в итоге привела к нашим сегодняшним представлениям об Эль-Ниньо.

В то время, как океанологи были в основном заинтересованы происхо дящим в восточной части экваториальной области Тихого океана и Эль Ниньо, метеорологов большей частью привлекала западная часть тропиче ской зоны Тихого океана, тропики Индийского океана и Южная осцил ляция. Hildebrandsson, the Lockyers и сэр Гилберт Уолкер в первых де сятилетиях XX в. установили, что флуктуации атмосферного давления в данном регионе хорошо коррелируют с другими регионами по всему миру (рис. 14.6). Поскольку изменение атмосферного давления связано с харак теристиками ветров и количеством выпадающих осадков, ученые пытались выяснить, возможно ли на основе давления в одном регионе предсказать погоду в других, используя корреляцию.

На начальном этапе исследований было установлено, что два центра наиболее сильной изменчивости находятся вблизи г. Дарвин (Австралия) и на Таити. Флуктуации в районе Дарвина противоположны происходящим на Таити, так что в целом картина напоминает колебательный процесс (ос цилляцию). Кроме того, оба центра имели сильную корреляцию давления с другими регионами, далекими от Тихого океана. Уолкер назвал эти флук туации Южной осцилляцией.

Индексом Южной осцилляции называют разность атмосферного давле ния на уровне моря на Таити и в Дарвине (рис. 14.7), нормализованную к своему среднеквадратичному отклонению. Этот индекс связан с пассатами:

когда его значение велико, градиент давления между западной и восточной частями тропической зоны Тихого океана также велик, а пассаты сильны.

Когда индекс принимает отрицательное значение, пассаты ослабевают.

Взаимосвязь Южной осцилляции с Эль-Ниньо была открыта вскоре по сле симпозиума в Ранчо Санта-Фе. Ichiye и Петерсен [128], а также Бьерк нес [18] отметили взаимосвязь экваториальных температур Тихого океана во время Эль-Ниньо 1957 г. и флуктуаций пассатов, связанных с Южной ос цилляцией. Дальнейшее развитие теория получила в работах Виртки [392].

Поскольку Эль-Ниньо и Южная осцилляция настолько тесно связаны, их нередко трактуют как единое явление, которое называют Эль-Ниньо – Южная осцилляция или ENSO2. В более современных публикациях дан ную осцилляцию также именуют Эль-Ниньо/Ла-Нинья, где Ла-Нинья (исп.

«малышка») — название positive фазы процесса, в ходе которой пассаты сильны, а температура воды в восточной части экваториальной области очень низка.

Определение Эль-Ниньо. Philander указывает, что каждое проявле ние Эль-Ниньо уникально и обладает своим собственным набором значе 2 От англ. El Ni o–Southern Oscillation — Прим. перев.

n 14.2. Изменчивость экваториальной циркуляции: Эль-Ниньо и Ла-Нинья Normalized Southern Oscillation Index Normalized Index - - - - 1950 1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 Date Рис. 14.7. Нормализованный индекс Южной осцилляции за период с по 1999 гг. Нормализованным индексом называется разность аномалий ат мосферного давления на уровне моря на Таити и в Дарвине, разделенных на свое среднеквадратичное отклонение, после чего упомянутая разность также делится на свое среднеквадратичное отклонение, Средние значения были вычислены для временного промежутка 1951–1980 гг. Ежемесячные значения индекса были сглажены методом 5-месячного скользящего средне го. Сильные проявления феномена Эль-Ниньо отмечены в 1957–58, 1965–66, 1972–73, 1982–83 и 1997–98 гг. (По данным NOAA.) ний температуры, атмосферного давления и картиной осадков [249]. Неко торые проявляются сильно, а некоторые — слабо. Следовательно, какие именно явления заслуживают названия Эль-Ниньо? Анализ комплекта дан ных ICOADS показывает, что лучшим индикатором Эль-Ниньо служит ано малия атмосферного давления на уровне моря в восточной части эква ториальной области Тихого океана от 4 ю. ш. до 4 с. ш. и от 108 з. д.

до 98 з. д. [104]. Его корреляция с температурой морской поверхности в центральной части Тихого океана выше, чем с индексом Южной осцилля ции. Следовательно, мощь Эль-Ниньо не прямо пропорциональна индек су Южной осцилляции — сильный Эль-Ниньо 1957–58 гг. проявляется на рис. 14.7 гораздо слабее, чем более слабый Эль-Ниньо 1965–66 гг.

Trenberth рекомендует давать подобным нарушениям экваторальной си стемы Тихого океана название Эль-Ниньо только тогда, когда 5-месячное скользящее среднее аномалии поверхностной температуры океана в обла сти, ограниченной 5 с. ш.–5 ю. ш. и 120 з. д.–170 з. д., превышает 0.4 C не менее, чем в течение шести месяцев [358].

Таким образом, Эль-Ниньо, который начал свою жизнь в роли сезонно го изменения морских течений у побережья Перу после Рождества, вырос великаном. В современной трактовке этот термин подразумевает дезорга низацию системы океан-атмосфера во всей экваториальной области Тихого океана.

Теория Эль-Ниньо. Виртки дает в работе [392] ясное описание Эль Ниньо:

В течение двух лет, предшествующих Эль-Ниньо, в централь ной части Тихого океана наблюдаются исключительно сильные 280 Глава 14. Экваториальные процессы юго-восточные пассаты. Эти ветры интенсифицируют субтро пический круговорот в южной части Тихого океана, усиливают Южное экваториальное течение и увеличивают наклон морской поверхности в направлении восток-запад by building up воду в западной части экваториальной области Тихого океана. По мере ослабления ветрового напряжения в центральной части Тихо го океана, накопленная вода течет на восток, возможно, обра зуя экваториальную волну Кельвина. Эта волна влечет за собой накопление теплой воды у побережья Эквадора и Перу, а так же depression обычно неглубокого термоклина. В целом, Эль Ниньо является результатом реакции экваториальной области Тихого океана на воздействие атмосферы, протекающее посред ством пассатов.

Иногда пассаты в западной части экваториальной области Тихого океа на не только ослабевают, но и даже меняют направление на противополож ное на срок от нескольких недель до месяца, вызывая тем самым westerly wind bursts, которые быстро увеличивают толщину термоклина в этом ре гионе. В свою очередь, углубление термоклина порождает распространяю щуюся на восток волну Кельвина и волну Россби, следующую в противо положном направлении. (Читателей, которые задают себе вопрос, что же это за волны, автор просит запастись терпением: ответ на него будет вскоре дан ниже.) Волна Кельвина увеличивает толщину термоклина по мере своего про движения на восток и переносит в том же направлении теплую воду. Оба процесса вызывают увеличение толщины перемешанного слоя в восточной части экваториальной области Тихого океана несколько месяцев спустя по сле зарождения волны в западной части Тихого океана. Увеличенная тол щина термоклина на востоке приводит к апвеллингу теплой воды, а по верхностная температура воды у побережья Эквадора и Перу подымается на 2–4. Теплая вода сокращает температурный контраст между востоком и западом, тем самым еще более ослабляя пассаты. Такая сильная положи тельная обратная связь между поверхностной температурой воды и пасса тами вызывает быстрое развитие Эль-Ниньо.

С течением времени, warm pool распространяется на восток, в конеч ном итоге достигая 140 з. д. (рис. 14.8). Кроме того, вода прогревается на востоке вдоль экватора за счет апвеллинга теплой воды и сокрашения адвекции холодной воды с востока за счет ослабления пассатов.

Теплая вода в восточной части экваториальной области вызывает пере мещение областей интенсивного выпадения осадков от Меланезии и Фиджи в центральную часть Тихого океана. По сути, основной источник тепла, при водящий в движение атмосферную циркуляцию, перемещается из западной части Тихого океана в центральную, так что вся атмосфера реагирует на это изменение. Бьеркнес, описывая взаимодействие океана и атмосферы в восточной части экваториальной области Тихого океана, пришел к выво ду [19]:

В случае холодного океана (1964 г.) в атмосфере имеется ярко выраженный устойчивый слой между уровнями 900 и 800 мбар, который предотвращает конвекцию и выпадение осадков. В про тивном случае, когда температура океана выше (1965 г.), его 14.2. Изменчивость экваториальной циркуляции: Эль-Ниньо и Ла-Нинья 30 o -0. o 20 -0.2 o 10 0. 0. 0o 1. 0.4 0.4 0. 0. -10 o 0 0 0. 0. 0.6 0. -20 o 0. 0. (a) March-May -30 o 0. 0 0 0. -0.2 0.4 0. 0. 100 o 120 o 140 o 160 o 180 o -160 o -140 o -120 o -100 o -80 o 30 o -0.2 20 o 0. 0.2 0. o 10 0. 0.6 -0. 0. 0.2 1. 1. 0o 1. 0 1.0 1. 0. -10 o -0.4 1. -0. -0. -20 o -0.2 0 0. -0.4 0. -0. (b) August-October -30 o -0. -0. o o o o o o o o -100 o -80 o 100 120 140 160 180 -160 -140 - 0. 30 o -0. 0. 0. 0.2 20 o 0. 0. -0.2 0. -0.2 0. 10 o -0.2 1. 1. o 0 0.6 1.4 1. -0.2 0.8 0. 0 0. -10 o 0. 0.4 0. -20 o 0. -0.2 0 -0. (b) December-February -30 o -0.2 -0. -0. 100 o 120 o 140 o 160 o 180 o -160 o -140 o -120 o -100 o -80 o 30 o 0 0. -0. 0. o 20 0. 0 0. 0. 10 o 0. 0.2 0 -0. 0.4 0.4 0o 0. -10 o -0. -0. 0.4 -0. 0. 0 -0. -20 o 0. (d) May-July -30 o -0. 100 o 120 o 140 o 160 o 180 o -160 o -140 o -120 o -100 o -80 o Рис. 14.8. Аномалии поверхностной температуры океана (в C) в течение ти пичного Эль-Ниньо, полученные по осредненным данным наблюдений этого феномена в 1950–1973 гг. Рассмотрены месяцы, следующие после зарожде ния данного события. [266] 282 Глава 14. Экваториальные процессы теплоотдача нарушает атмосферную стабильность и вызывает осадки.... В качестве побочного эффекта широкомасштабного нагрева тропического пояса атмосферы наблюдается увеличе ние обмена угловым моментом с соседним субтропическим поя сом, где усиливается западное субтропическое струйное течение... Можно показать, что изменчивость притока тепла и влаги в глобальную атмосферную тепловую машину из экваториальной области Тихого океана имеет далеко распространяющиеся круп номасштабные последствия.

Клаус Виртки, подводя итог детальных наблюдений за Эль-Ниньо, пишет [394]:

Полный цикл Эль-Ниньо приводит к выбросу тепла из тропи ческой зоны Тихого океана в более высокие широты. В финале цикла эта зона лишается тепла, которое может быть восстановле но лишь путем медленного накопления в западной части Тихого океана теплой воды, которую туда переместят восстановившиеся пассаты. Следовательно, временные масштабы Южной осцилля ции определяются временем, требуемым для накопления теплой воды в западной части Тихого океана.

Именно эти дальнодействующие события и делают феномен Эль-Ниньо столь важным. Мало кого беспокоит появление теплой воды у побережья Перу к Рождеству, но многих — глобальные изменения погоды. Важность Эль-Ниньо определяется его влиянием на атмосферу.

Когда волна Кельвина достигает берегов Эквадора, ее часть отражается и формирует распространяющуюся в западном направлении волну Россби, а другая часть распространяется к северу и к югу как a coastal trapped Kelvin wave, перенося теплую воду в более высокие широты. Например, во время Эль-Ниньо 1957 г. волна Кельвина, распространяющаяся в северном направлении, послужила причиной появления у побережья Калифорнии аномально теплой воды и в конечном итоге достигла Аляски. Это потепле ние на западном побережье Северной Америки, в свою очередь, повлияло на климат Северной Америки, в частности, в Калифорнии.

По мере продвижения волны Кельвина вдоль побережья, она вызыва ет появление волн Россби, движущихся на запад поперек Тихого океана со скоростью, зависящей от широты (14.4). Эта скорость очень мала в высо ких широтах и достигает максимума на экваторе, где отраженные волны движутся обратно as a deepening of the thermocline, достигая центра эква ториальной области Тихого океана год спустя. Аналогично, распространя ющаяся на запад волна Россби, возникшая при зарождении Эль-Ниньо на западе, отражается от побережья Азии и возвращается в центр экватори альной зоны Тихого океана в виде волны Кельвина, также через год.

Эль-Ниньо завершается, когда волны Россби, отраженные от побережья Азии и Эквадора, встречаются в центре Тихого океана через год после за рождения Эль-Ниньо [252]. Волны вытесняют the warm pool на поверхности к западу. В то же самое время, волна Россби, отраженная от западной гра ницы, после своего прихода в центральную область Тихого океана вызыва ет уменьшение толщины термоклина в этом регионе. Далее любое усиление пассатов вызывает апвеллинг холодной воды на востоке, что увеличивает восточно-западную компоненту температурного градиента, которая в свою 14.2. Изменчивость экваториальной циркуляции: Эль-Ниньо и Ла-Нинья очередь усиливает пассаты, которые увеличивают апвеллинг [339]. Затем система переходит в состояние Ла-Нинья, характеризующееся сильными пассатами и наличием языка очень холодной воды на востоке вдоль эква тора.

Ла-Нинья, как правило, длится дольше, чем Эль-Ниньо, а общий цикл перехода от одного из этих явлений к другому и обратно занимает около трех лет. Однако, в точности этот период не соблюдается. Эль-Ниньо воз никает с периодичностью от 2 до 7 лет;

при этом среднее составляет около четырех лет (рис. 14.7).

Экваториальные волны Кельвина и Россби. Волны Кельвина и Росс би представляют собой механизм, с помощью которого океан реагирует на изменения в forcing such as westerly wind bursts. Эта реакция заключается в образовании волн of current and sea level, вызванных силой тяжести, силой Кориолиса f и изменчивостью ее северо-южной компоненты f /y =. Су ществует большое количество таких волн, различающихся частотой, длиной волны и скоростью. Если в качестве восстанавливающих сил выступают си ла тяжести и f, такие волны получили название волн Кельвина и Пуанкаре.

Если же восстанавливающей силой служит, волна называется планетар ной. Одним из важных типов планетарных волн является волна Россби.

В контексте обсуждения Эль-Ниньо наиболее интересны два типа волн:

внутренние волны Кельвина и волны Россби. Эти волны могут иметь modes that are confined to a narrow, north-south region centered on the equator. Такие волны называют equatorially trapped waves. Обе упомянутые разновидности волн могут существовать в более высоких широтах в несколько иной форме.

Теория волн Кельвина и Россби находится за рамками данного посо бия, так что мы ограничимся лишь изложением их свойств без формально го вывода. Заинтересованные читатели смогут найти дополнительную ин формацию в работах [249, гл. 3], [245, гл. 3], [2, §6.10–6.12]. Читателям, не знакомым с основными определениями, касающимися волн: длина волны, частота, групповая и фазовая скорости, — рекомендуется ознакомиться с разд. ??.

Теория экваториальных волн основывается на двухслойной модели оке ана (рис. 14.9). Поскольку океан в тропиках имеет тонкий теплый поверх ностный слой над резко выраженным термоклином, такая модель служит в данном регионе хорошей аппроксимацией.

Equatorial-trapped Kelvin waves are non-dispersive, их групповая скорость 2 cKg = c g H, где g= g, (14.2) g — reduced gravity, 1, 2 — плотность над и под термоклином, а g — си ла тяжести. Trapped волны Кельвина распространяются исключительно на восток. Отметим, что c представляет собой фазовую и групповую скорость внутренней гравитационной волны в мелкой воде. Это максимальная ско рость распространения возмущений вдоль термоклина. Типичные значения величин, упомянутых в формуле (14.2):

2 = 0.003, H = 150 м, c = 2.1 м/c.

284 Глава 14. Экваториальные процессы y rth No O East x H h Рис. 14.9. Схематическая двухслойная модель экваториальной области оке ана, используемая для вычисления характеристик планетарных волн в этих регионах. [249, стр. 107] 2. Latitude (km) 0 Equator 2..3. h(x,y) cm - -2000 0 2000 4000 -2000 0 2000 Longitute (km) Longitute (km) Рис. 14.10. Слева: горизонтальные течения, связанные с equatorially trapped waves generated by a bell-shaped displacement of the thermocline.

Справа: смещение термоклина под воздействием волн. На рисунке показа но, как по прошествии 20 дней первоначальное возмущение разделилось на движущуюся в западном направлении волну Россби (слева) и волну Кель вина, распространяющуюся на восток (справа). [248, стр. 120] На экваторе волны Кельвина распространяются в восточном направлении со скоростью до 3 м/c и пересекают Тихий океан за несколько месяцев.

Currents associated with the wave are everywhere eastward with north-south component (рис. 14.10).

Помимо этого, волны Кельвина могут распространяться в направлении полюса, as a trapped wave вдоль восточного побережья океанского бассейна.

Их групповая скорость также определяется соотношением (14.3), а область распространения ограничена прибрежной полосой шириной x = c/ ( y).

Представляющие интерес экваториальные волны Россби имеют гораз до меньшие частоты, чем частота Кориолиса, и могут распространяться исключительно на запад. Их групповая скорость c cRg = ;

n = 1, 2, 3,... (14.3) (2 n + 1) Максимальная скорость волн, движущихся на запад, составляет около 0.8 м/c.

The currents associated with the wave are almost in geostrophic balance in two counter-rotating eddies centered on the equator (рис. 14.10).

На удалении от экватора низкочастотные волны Россби также переме щаются только на запад, and the currents associated with the waves are again 14.3. Эль-Ниньо TELECONNECTIONS (дальние корреляционные связи?) 60 o Apr(0)-Oct(0) Oct(0)-Mar(+) 40 o Jun(0)-Sep(0) Jul(0)-Mar(+) 20 o Nov(0)-May(+) Sep(0)-May(+) 0o May(0)-Apr(+) Insufficient Oct(0)-Dec(0) station data for analysis o -20 Jun(0)-Nov(0) Jul(0)-Jun(+) Apr(0)-Mar(+) Sep(0)-Mar(+) -40 o Nov(0)-May(+) Mar(0)-Feb(+) May(0)-Oct(0) Nov(0)-Feb(+) -60 o 0o 40 o 80 o 120 o 160 o 180 o -160 o -120 o -80 o -40 o Рис. 14.11. Схематическое изображение регионов, получающих повышенное количество осадков (штриховые линии) или, наоборот, более засушливых (сплошные линии) во время Эль-Ниньо. Символ (0) показывает, что коли чество осадков изменяется в тот год, когда начинается Эль-Ниньо, а (+) — в следующем за ним году. [284] almost in geostrophic balance. Групповая скорость существенно зависит от широты:

g H cRg = (14.4) f Динамика волновых процессов в экваториальной области заметно отли чается от их поведения в средних широтах. Скорость бароклинных волн су щественно выше, а реакция океана на изменчивость ветрового воздействия протекает гораздо быстрее, чем в средних широтах. В контексте планетар ных волн вблизи экватора можно говорить о своего рода equatorial wave guide.

В следующем разделе мы вернемся к Эль-Ниньо и его «далеко распро страняющимся крупномасштабным последствиям».

14.3 Эль-Ниньо teleconnections (дальние кор реляционные связи?) Удаленные корреляционные связи — это статистически значимая корре ляция между погодными условиями, наблюдаемыми в различных районах Земли. На рис. 14.11 показаны преобладающие удаленные корреляционные связи, ассоциируемые с Эль-Ниньо-Южной осцилляцией (ENSO).

Влияние ENSO проявляется в воздействии на конвекцию и соответству ющий поток скрытого тепла в экваториальной части Тихого океана. В то время, как область выпадения интенсивных осадков движется к востоку, вместе с ней перемещается и источник нагрева атмосферы, вызывая широ комасштабные изменения в атмосферной циркуляции и погодных условиях за пределами тропической зоны Тихого океана [192], включая возмущения 286 Глава 14. Экваториальные процессы в атмосферном давлении (рис. 14.12). Эта последовательность событий ве дет к некоторой предсказуемости погодных явлений на сезон вперед над Северной Америкой, Бразилией, Австралией, Южной Африкой и другими регионами.

Возмущения, вносимые ENSO в среднеширотную и тропическую систе мы погоды приводит к разительным изменениям в количестве осадков в некоторых регионах (рис. 14.11). Районы конвекции, мигрируя к востоку вдоль экватора, приносят дожди к обычно засушливым островам в центре Тихого океана. И наоборот, недостаток дождей в западной части Тихого океана приводит к засухам в Индонезии и Австралии.

NP GM EQ Рис. 14.12. Изменение характера конвекции в экваториальной части Ти хого океана во время проявления Эль-Ниньо задает структуру аномалий атмосферного давления (сплошные линии), которые влияют на экстратро пическую атмосферу. [267] Пример: изменчивость количества осадков в Техасе. На рис. 14. показана глобальная картина удаленных корреляционных связей. Увели чим масштаб и рассмотрим её в пределах одного региона — Техаса, который автор выбрал только потому, что живет там. Глобальная картина показы вает, что в зимний период после начала Эль-Ниньо в регионе должны вы пасть осадки в количестве, превышающем норму. Поэтому автор полагает, что существует корреляция между среднегодовым количеством осадков в штате Техас и индексом Южной осцилляции (рис. 14.13). Дождливые го ды соответствуют периодам активности Эль-Ниньо в экваториальной части Тихого океана. Во время Эль-Ниньо конвекция, которая обычно происходит в западной части экваториальной области Тихого океана, перемещается к востоку в центр экваториальной области. Субтропическое струйное течение также перемещается к востоку, перенося тропическую влагу через Мексику 14.4. Наблюдение Эль-Ниньо Average Texas Rainfall (inches) -2 -1 1 2 Southern Oscillation Index Рис. 14.13. Корреляция среднегодового количества осадков над Техасом как функции среднегодового индекса Южной Осцилляции. [324] в Техас и долину Миссисипи. Холодные фронты зимой взаимодействуют с upper level moisture, что приводит зимой к выпадению дождей к востоку от Техаса.

14.4 Наблюдение Эль-Ниньо Обширные экваториальный и тропические районы Тихого океана редко по сещаются судами. Для наблюдения за этими районами ученые из Тихооке анской лаборатории охраны окружающей среды NOAA установили груп пировку буев для измерения океанологических и метеорологических пара метров (рис. 14.14). Первый буй был успешно установлен в 1976 г. Дэвидом Хэлперном. После этого простейшего начала, новые заякоренные буи были добавлены в сеть наблюдений, новые инструменты — в конструкцию буев и, наконец, сами буи были усовершенствованы. Эта программа сейчас превра тилась в целую систему Тропическая Атмосфера-Океан (TAO), включаю щую приблизительно 70 глубоководных заякоренных буев, охватывающих экваториальную область Тихого океана между 8 с. ш. и 8 ю. ш., 95 з. д.

и 137 в. д. [190].

Система начала свою работу в полную силу в декабре 1994 г. и продол жает развиваться до сих пор. Работа по разработке и калибровке инстру ментов, установке заякоренных буев и последующей обработке полученных данных координируется в рамках проекта TAO. Этот международный про ект, в который вовлечены специалисты из США, Японии, Кореи, Тайваня и Франции, координируется центральным офисом, расположенным в Тихо океанской лаборатории охраны окружающей среды.

Заякоренные буи TAO измеряют температуру воздуха, относительную влажность, поверхностную скорость ветра, температуру на поверхности во ды, а также на глубинах от 10 до 500 м. Пять буев, расположенных вдоль экватора под 110 з. д., 140 з. д., 170 з. д., 165 в. д., и 147 в. д., обору 288 Глава 14. Экваториальные процессы Tropical Atmosphere Ocean (TAO) Array o 10 o 0o -10 o Atlas Current Meter -20 o 120 o o o o o o -120 o -100 o -80 o 140 160 180 -160 - Рис. 14.14. Схема группировки заякоренных буев проекта Тропическая Атмосфера-Океан (TAO), находящейся под управлением Тихоокеанской ла боратории охраны окружающей среды NOAA совместно с Японией, Кореей, Тайванем и Францией. Рисунок предоставлен Тихоокеанской лабораторией охраны окружающей среды NOAA.

дованы ориентированными вверх акустическими доплеровскими профило графами для измерения параметров течений на глубинах от 10 до 250 м.

Собранные данные передаются при помощи системы Argos, обрабатывают ся и публикуются практически в реальном времени. Буи поднимают и уста навливают на то же самое место ежегодно. Все датчики калибруют каждый раз перед установкой и после подъема.

Данные TAO объединяются с данными альтиметрии Jason и ERS-2 для получения комплексной системы измерений Эль-Ниньо. Альтиметрические наблюдения Jason и Topex/Poseidon особенно важны, потому что они могут быть использованы для построения точных карт уровня морской поверхно сти с интервалом в 10 дней. Такие карты обеспечили подробное представле ние о развитии Эль-Ниньо в 1997–1998 гг. практически в реальном времени и были широко распространены по всему миру. По результатам наблюде ний (рис. 10.6) можно определить продвижение повышения уровня моря с запада на восток, максимум которого в восточной части экваториальной области Тихого океана приходится на ноябрь 1997 г. Наконец, спутниковые наблюдения покрывают области за пределами региона, доступного TAO, что позволяет распространить наблюдение на всю тропическую зону Ти хого океана. Это позволяет океанологам отслеживать экстратропическое воздействие на Эль-Ниньо.

Интенсивность осадков измеряется спутником Проекта по измерению осадков в тропиках (TRMM) NASA, который был создан специально с этой целью. Он был запущен 27 ноября 1997 г. и несет на своем борту пять прибо ров: первый радар космического базирования для измерения осадков, пяти частотный микроволновый радиометр, сканер видимого и инфракрасного диапазонов, систему наблюдения за облаками и земной радиацией, а также детектор молний. Одновременная работа этого оборудования предоставляет данные, необходимые для построения ежемесячных карт выпадения осад ков в тропиках, осредненных по квадратам 500500 км с погрешностью 15% и глобальным охватом в широтной полосе ±35. Кроме того, спутниковые данные используются для измерения скрытого тепла, высвобождающегося в атмосферу при образовании осадков, тем самым обеспечивая непрерыв ный мониторинг нагревания атмосферы в тропиках.

14.5. Прогнозирование Эль-Ниньо 14.5 Прогнозирование Эль-Ниньо Важная роль Эль-Ниньо в формировании глобального климата обусловила появление множества методов прогнозирования событий, происходящих в экваториальной области Тихого океана. Были созданы несколько поколе ний моделей, но качество прогнозов улучшалось далеко не всегда. Модели показывали хорошие результаты в течение нескольких лет, а затем терпели неудачу. Далее модели корректировались и цикл повторялся. Так, лучшие модели 1991 г. оказались не в состоянии предсказать слабые Эль-Ниньо и 1994 гг. [139]. Лучшая модель середины 1990-х потерпела неудачу в по пытке предсказать возникновение сильного Эль-Ниньо в 1997–1998 гг., хотя более новая модель, разработанная Национальными центрами по прогно зированию окружающей среды, послужила источником лучшего прогноза развития данного события. В целом, чем лучше развита модель, тем более точные прогнозы она дает [150].

Ниже будут перечислены некоторые более современные работы по улуч шению качества прогнозов. Для простоты изложения, будет описан лишь подход Национальных центров по прогнозированию окружающей среды [140].

Однако, полезные прогностические модели могут быть найдены в рабо тах [39], [166], [8] и других.

Модели атмосферы. Насколько точно мы в состоянии смоделировать атмосферные процессы над Тихим океаном? Чтобы помочь ответить на этот вопрос, в рамках проекта World Climate Research Program’s Atmospheric Model Intercomparison Project [86] было проведено сравнение результатов 30 различных численных моделей атмосферы для временного периода 1979– 1988 гг. Подпроект The Variability in the Tropics: Synoptic to Intraseasonal Timescales представляет особую важность, поскольку в его ходе была до кументирована способность 15 моделей общей атмосферной циркуляции воспроизводить данные наблюдений изменчивости тропической атмосфе ры [305]. В число моделей были включены и те, которые применяются в правительственных центрах прогнозирования погоды, включая модель, ис пользуемую для построения ежедневных прогнозов Европейского центра среднесрочных прогнозов погоды.

В результате было установлено, что ни одна из моделей не в состоя нии воспроизвести все важные характеристики межсезонной изменчивости тропической атмосферы на временных масштабах от 2 до 80 суток. Мо дели со слабой межсезонной активностью были склонны к weak annual cycle. Большинство моделей предположительно продемонстрировали воз можность имитации некоторых важных аспектов межгодовой изменчиво сти, включая Эль-Ниньо. Однако, длина временных рядов оказалась недо статочной для получения убедительных результатов по межгодовой измен чивости.

Результаты подпроекта указывают на то, что численные модели общей атмосферной циркуляции требуют усовершенствований, если планируется их использование при изучении изменчивости в тропиках и реакции атмо сферы на изменения, возникающие в состоянии тропической области океа на.

Модели океана. Наша способность понять Эль-Ниньо также зависит от возможности моделирования циркуляции в экваториальной области Ти хого океана. Поскольку модели предоставляют начальные условия, исполь 290 Глава 14. Экваториальные процессы зуемые в прогнозировании, они должны быть способными усваивать об новляемые данные измерений в Тихом океане наряду с потоками тепла и поверхностными ветрами, вычисленными на основе моделей атмосферы.

Данные измерений включают характеристики ветров на морской поверх ности по показаниям скаттерометров и заякоренных буев, темературу по верхности океана, рассчитанную методом оптимальной интерполяции (см.

разд. 6.6), подповерхностную температуру по показаниям дрейфующих бу ев и отрывных батитермографов, а также уровень морской поверхности по данным спутниковой альтиметрии и измерителей приливов, установленных на островах.

Ji, Behringer и Литмаа (Национальные центры по прогнозированию окру жающей среды) модифицировали Модульную модель океана Геофизиче ской лаборатории динамики жидкости в Принстоне, адаптировав ее для использования в тропической зоне Тихого океана (подробнее эта модель рассматривается в разд. 15.3) [140]. Область ее применения представля ет собой регион Тихого океана, ограниченный 45 ю. ш. и 55 с. ш., а так же 120 в. д. и 70 з. д., соответственно. Зональное разрешение равно 1.5, а меридиональное — 1 в полосе 10 вокруг экватора, с плавным увели чением до 1 при продвижении к 20 широты. Модель имеет 28 уровней по вертикали, среди которых 18 приходятся на глубины до 400 м, чтобы корректно отобразить перемешанный слой и термоклин. В качестве источ ников данных для модели используются осредненные ветры [?], аномалии полей скорости ветра университета штата Флорида и средние потоки теп ла по данным Оберхубера [234]. Также производится усвоение данных по подповерхностной температуре воды из системы TAO и показаний отрыв ных батитермографов, а также поверхностных температур из ежемесячного комплекта данных [271], полученных методом оптимальной интерполяции.

Результатом работы модели служит ocean analysis: поля плотности и те чений, которые наилучшим образом соответствуют входным данным (рис. 14. и 14.4). Далее они сами используются в качестве входных данных для сов местной модели океан-атмосфера, при помощи которой и производится про гнозирование.

Совместные модели. Совместные модели включают в себя отдель ные модели океана и атмосферы, обменивающиеся информацией на своей общей границе, проходящей по поверхности моря, благодаря чему вычисле ния по этим двум моделям согласуются друг с другом. Объединение может быть как однонаправленным, когда данные поступают в модель океана из модели атмосферы, и двунаправленным, когда информация также исхо дит из модели океана. В схеме, практикуемой в Национальных центрах по прогнозированию окружающей среды NOAA, в качестве модели океана вы ступает упомянутая выше Модульная модель океана. Она объединяется с разновидностью низкого разрешения глобальной среднесрочной прогности ческой модели, используемой в данном учреждении [157]. Аномалии ветро вого напряжения, потоки тепла и пресной воды, вычисленные при помощи модели атмосферы, прибавляются к среднегодовым значениям потоков, и результат используется в качестве входных данных для модели океана. По верхностная температура, вычисленная при помощи модели океана, в свою очередь, передается в атмосферную модель, область применения которой ограничена 15 с. ш. и 15 ю. ш..

По мере удешевления вычислительной мощности, сложность моделей 14.6. Основные концепции возрастает. Наблюдается тенденция к построению глобальных совместных моделей, способных включать другие совместные системы океан-атмосфера в дополнение к системе ENSO. Мы вернемся к этой проблеме в разд. 15.6, где будут рассмотрены глобальные совместные модели.

Статистические модели. Статистические модели основаны на анали зе характеристик погоды в Тихом океане, использующем данные, накоплен ные за десятилетия. Суть метода состоит в том, что при совпадении наблю даемых погодных характеристик с зафиксированными в некоторый момент в прошлом, дальнейшее развитие событий будет также протекать анало гично прошлому. Например, если ветры и температура в тропической зоне Тихого океана сегодня примерно соответствуют тем, которые наблюдались перед проявлением Эль-Ниньо в 1976 г., то мы можем ожидать возникно вения аналогичного феномена в ближайшем будущем.

Прогнозы. В целом, прогнозы, полученные на основе совместных мо делей океан-атмосфера, не превосходят по своему качеству статистический подход [134]. Процесс прогнозирования включает в себя не только события в Тихом океане, но и глобальные последствия Эль-Ниньо. Качество прогноза оценивается двумя способами:

1. При помощи корреляции между осредненными по площади аномали ями температуры морской поверхности, рассчитанными при помощи модели и наблюдаемыми аномалиями температуры в восточной части экваториальной области Тихого океана. Для проведения наблюдений обычно используется область, ограниченная 170 з. д. и 120 з. д., а также 5 ю. ш. и 5 с. ш.. Практически полезные прогнозы должны иметь корреляцию не менее 0.6.

2. При помощи среднего квадратического разности между наблюдаемой и предсказанной величиной поверхностной температуры океана в той же области.

Прогнозы очень сильного Эль-Ниньо 1997 г. подвергались тщательному изучению. Было установлено, что ни одна из моделей не оказалась в состо янии успешно предсказать наиболее раннюю фазу зарождения Эль-Ниньо в конце 1996 и начале 1997 г. [134], [10]. Первые формальные уведомления о зарождении Эль-Ниньо появились лишь в мае 1997 г. Также ни одна из мо делей не обеспечила прогноза больших температурных аномалий, которые наблюдались в восточной части экваториальной области Тихого океана, до тех пор, пока этот регион не достиг определенного нагрева. Какие-либо яв ные различия в погрешности динамических и статистических прогнозов не найдены.

14.6 Основные концепции 1. Важность экваториальных процессов объясняется тем, что тепло, вы свобождаемое в экваториальной области во время формирования осад ков, выступает в роли одного из источников большей части атмосфер ной циркуляции.

2. Солнечная энергия, поглощаемая Тихим океаном, служит основной причиной возникновения атмосферной циркуляции. Отдача энергии 292 Глава 14. Экваториальные процессы океаном происходит в основном посредством испарения. Тепло про гревает атмосферу и приводит в движение атмосферную циркуляцию по мере того, как скрытое тепло парообразования высвобождается в областях формирования осадков, расположенных, в основном, в за падной части тропической зоны Тихого океана и во Внутритропиче ской зоне конвергенции.

3. Межгодовая изменчивость течений и температуры в экваториальной области Тихого океана регулирует степень воздействия океана на ат мосферу. Данная изменчивость связывается с феноменами Эль-Ниньо и Ла-Нинья.

4. Изменения в динамике экваториальной области Мирового океана вли яют на атмосферную циркуляцию посредством перемещения области формирования осадков в тропической зоне Тихого океана и, следо вательно, расположения основного источника тепла, приводящего в движение атмосферную циркуляцию.

5. Эль-Ниньо вызывает наиболее существенные изменения в динамике экваториальной области. Во время активности Эль-Ниньо в западной части Тихого океана ослабевают пассаты, а термоклин становится ме нее глубоким. Это приводит к появлению волны Кельвина, движу щейся по направлению к востоку вдоль экватора, которая углубляет термоклин в восточной части Тихого океана. Warm pool на западе пе ремещается на восток к центру Тихого океана, а вместе с ним — и область интенсивных тропических осадков.

6. Эль-Ниньо является наибольшим источником межгодовых флуктуа ций глобального климата.

7. Как следствие Эль-Ниньо, возникают засушливые периоды в Индоне зии и Австралии, а также наводнения в западной части тропических областей Южной Америки. Измененчивость атмосферной циркуляции распространяет свое влияние на более обширные территории путем дальней корреляционной связи.

8. Прогнозы Эль-Ниньо осуществляются на основе совместных моделей «океан-атмосфера». Погрешность прогнозов составляет 3–6 месяцев, причем, как правило, уже после зарождения Эль-Ниньо.

Глава Численные модели Как уже было сказано ранее, найти аналитическое решение уравнений дви жения для типичных океанских потоков невозможно. Возникающие пробле мы связаны с нелинейными членами уравнений, турбулентностью, а также с необходимостью учитывать реальную топографию дна и форму береговой линии. Мы уже видели, насколько проблематично описать динамику океа на, используя только натурные наблюдения. Конечно, спутниковые данные дают нам представление о состоянии практически всего океана с временным шагом в несколько дней. Но речь в этом случае идет только об определен ных процессах, происходящих либо на поверхности океана, либо на срав нительно небольшой глубине. Судовые измерения и данные дрейфующих буев позволяют наблюдать большее количество интересующих параметров и на бльших глубинах, но плотность покрытия океана при этом оставля о ет желать лучшего. Таким образом, остается единственный практически пригодный выход — численное моделирование глобальной системы океани ческих течений. Ниже мы рассмотрим точность и адекватность различных моделей. При этом следует не забывать, что хоть это всего лишь модели, они предоставляют весьма детальную и реалистичную картину океана.

15.1 Пределы применимости моделей Математические модели океанических течений, безусловно, обладают мас сой преимуществ. Они имитируют течения в реальном океане с реальным рельефом дна, учитывают вязкость жидкости и нелинейные компоненты уравнений движения. Также модели можно использовать для прогнозиро вания динамики океана в будущем. Возможно, самым важным их свойством будет то, что модели позволяют провести интерполяцию данных, получен ных с судов, дрейфующих буев и спутников.

Однако, при моделировании также можно столкнуться с рядом затруд нений. «С одной стороны находятся фундаментальные законы физики, с другой — методы вычислений, призванные вдохнуть в них жизнь, а между ними — пропасть» [16]. Модель никогда не будет в состоянии дать полную картину реальных океанических течений даже при условии, что интегриро вание уравнений проделано без погрешности. Возникающие при этом про блемы имеют различную природу.

294 Глава 15. Численные модели Дискретные уравнения не идентичны непрерывным. В гл. 7 были полу чены дифференциальные уравнения движения сплошной текучей среды. В математических моделях используется алгебраическая аппроксимация этих уравнений. Мы предполагаем, что океан представим в виде некоторого ко нечного множества точек, образующих сетку, время — дискретно, а зна чения скоростей течений, давления, температуры и солёности в заданной точке могут быть вычислены по значениям данных параметров в некото рой окрестности в предыдущие моменты времени. Известный математик Иан Стюарт указывает, что [321]:

Дискретизация необходима при машинных вычислениях, так что избежать ее невозможно. Суть затруднений в том, что динами ка дискретной системы достаточно слабо связана с непрерывной (в самом деле, динамика дискретных систем куда более богата), так что использование аппроксимации может приводить к появ лению ложных решений.

Трудности при расчете турбулентности. Численные модели предо ставляют информацию о значении какого-либо параметра только в узлах сетки, но не в промежутках между ними. Поскольку океан турбулентен, любая его модель, способная воспроизводить турбулентные явления, долж на обладать пространственным разрешением сетки порядка миллиметров, а временным — порядка миллисекунд.

Практически применимые модели океана имеют анизотропную простран ственную сетку с шагом порядка сотен километров по горизонтали и от де сятков до сотен метров по вертикали. Таким образом, турбулентность как таковая не рассчитывается напрямую, но ее влияние учитывается через па раметры модели. Холлоуэй дал краткое описание этой проблемы [121]:

Модели океанических процессов обладают меньшим (пример но на 20 порядков) количеством степеней свободы, чем реаль ный океан. Мы пытаемся скомпенсировать этот факт, исполь зуя «eddy-viscous goo», при помощи которой мы пытаемся по крыть все перемещения, не превышающие избранного нижне го предела масштабов моделируемых явлений. (We also use non conservative numerics.) Это напоминает попытку поставить пере городку в ящик с воздухом так, чтобы молекулы воздуха не про никали в отгороженное пространство. Наши модели океана не в состоянии овладеть большинством степеней свободы, присущих реальному океану, попросту потому, что модели их не включают.

Но если мы по объективным причинам не в состоянии сде лать «правильно», не лучше ли в таком случае вообще ничего не делать? Это не выход. «Не делать ничего» означает продолжать использовать понятие viscous goo и мечтать о более мощных ком пьютерах. Можем ли мы найти лучший выход? Например, не сможем ли мы угадать состояние с большей энтропией, в кото рое вихри будут стремиться привести океан (данная тенденция будет противостоять приложенным извне силам и диссипации)?

Под термином «степени свободы» Холлоуэй понимает любые возмож ные движения в океане: от мельчайших волн и турбулентности до круп 15.1. Пределы применимости моделей нейших океанических течений. Проведем некоторые подсчеты. Нам извест но, что турбулентность океана проявляется в виде вихрей размером от нескольких миллиметров и более. Чтобы полностью описать такой океан, нам потребуется модель с шагом пространственной сетки 1 мм и времен ным шагом около 1 мс. Таким образом, модель должна иметь сетку разме ром 360 180 (111 км/градус)2 1012 (мм/км) 3 км 106 (мм/км) = 2.4 10 точек, чтобы представить океан толщиной 3 км, покрывающий всю поверхность Земли. Глобальная модель Parallel Ocean Program, описан ная ниже, имеет всего лишь 2.2 107 точек. Таким образом, для описания реального океана потребуется в 1020 раз больше точек — это и есть те самые отсутствующие 1020 степеней свободы.


Практически применимые модели должны быть проще, чем реальный океан. Модели океана должны соответствовать возможностям доступных компьютеров. Это значит, что океанологи будут и дальше вносить в них различные упрощения. Мы пользуемся приближениями Буссинеска и гид ростатики, а также широко применяем уравнения, интегрированные в вер тикальном направлении — уравнения мелкой воды [101, стр. 37]. Необхо димость подобных шагов диктуется невозможностью просчитать наиболее детализированные модели циркуляции океана на протяжении нескольких тысяч лет, что требуется для определения роли океана в формировании климата.

Ошибки в программной реализации вычислений. Довольно затрудни тельно назвать хотя бы одну программу, в которой бы не было ошибок.

Численные модели, как правило, используют большое количество подпро грамм, состоящих из множества строк кода каждая, которые преобразуются в форму, понятную процессору, при помощи программы, называемой компи лятором. Устранить все программные ошибки невозможно. Путем тщатель ного тестирования, можно добиться получения корректных результатов ра боты программы, но приемлемая точность не гарантируется. Кроме того, точность вычислений ограничивается разрядностью чисел с плавающей за пятой и целых, с которыми может работать данная машина. Погрешности округления игнорировать невозможно. Так, в ходе проверки результатов работы численной модели атмосферы была обнаружена ошибка в машин ном коде, сгенерированном компилятором языка FORTRAN-90 для супер компьютера компании CRAY Research, Inc., на котором проводились расче ты [167]. Помимо этого, выявлены погрешности округления в концентрации трассеров, вычисленной по данной модели. В совокупности эти проблемы привели к существенно ошибочным результатам.

Большинство моделей не проходили тщательную верификацию и про верку адекватности [257]. Однако, без этих процедур результаты, получен ные при помощи численных моделей, не могут считаться достоверными.

Резюме. Несмотря на такое разнообразие возможных причин возникно вения ошибок, на практике они в большинстве случаев оказываются неболь шими. Среди всех доступных в настоящий момент методов, именно чис ленные модели дают наиболее полную и детальную картину циркуляции океана. Так, некоторые имитационные модели достигают беспрецедентной детализации поведения потоков. Изложенные ранее предостережения при ведены не с целью убедить читателей в ошибочности всех моделей, а для 296 Глава 15. Численные модели того, чтобы призвать к критической оценке результатов моделирования.

15.2 Роль численных моделей в океанологии Моделирование используется в океанологии для решения самых разных за дач. Для наших целей мы можем разделить модели на два класса:

Механистические модели. Представляют собой упрощенные модели, которые используются для изучения того или иного процесса. Благодаря их простоте, полученные результаты легче интерпретировать, чем результаты более сложных моделей. К настоящему времени создано огромное количе ство различных моделей этого типа: модели динамики планетарных волн, взаимодействия потока с рельефом дна океана, реакции верхнего слоя океа на на воздействие ветра и т. д. Эти модели, по-видимому, являются самыми популярными, так как они дают представление именно о физических ме ханизмах, определяющих динамику океана. К сожалению, описание разра ботки и использования механистических моделей выходит за рамки данной книги.

Имитационные модели. Используются для определения реальной цир куляции океана в пределах конкретных регионов. Эти модели обычно очень сложны, поскольку включают все важные процессы, а результаты их рабо ты достаточно трудно интерпретировать.

Первая имитационная модель была разработана Кирком Брайеном и Майклом Коксом в Геофизической лаборатории динамики жидкости (Прин стон) [30]. Они рассчитали трехмерное поле течений в океане на основе уравнений неразрывности и количества движения (используя приближе ния гидростатики и Буссинеска), а также упрощенного уравнения состоя ния. Такие модели называются моделями простых уравнений, так как они используют базовые, наиболее примитивные формы уравнений движения.

Уравнение состояния позволяет учитывать в моделях изменения плотности за счет притока тепла и влаги через поверхность океана, так что модель включает и термодинамические процессы.

Модели Брайена-Кокса используют завышенные значения вертикаль ной и горизонтальной вязкости и диффузии, чтобы исключить из модели турбулентные вихри с диаметром менее 500 км, которые покрываются все го несколькими узлами сетки. Модели предполагают сложные очертания береговой линии, сглаженный рельеф дна и твердую крышку. Использо вание твердой крышки необходимо для исключения поверхностных волн, таких как приливы и цунами, которые движутся слишком быстро по срав нению с временным разрешением имитационных моделей. Однако, такое приближение имеет свои недостатки. Острова значительно замедляют рас четы, а рельеф дна приходится сильно сглаживать, чтобы исключить steep gradients.

Первая имитационная модель была региональной. Вслед за ней вско ре появилась глобальная модель [47] с горизонтальным разрешением 2 и с 12 уровнями по вертикали. Интегрирование этой модели было слишком медленным даже на самых быстродействующих компьютерах того времени, 15.3. Глобальные модели океана но она послужила основой для других разработок. Грубое пространствен ное разрешение требовало завышенных значений вязкости, и даже регио нальные модели были слишком «вязкими» для того, чтобы воспроизводить реальные западные пограничные течения или мезомасштабные вихри.

С тех пор целью исследований в этой области было построение моделей с улучшенным разрешением, более реалистичным отображением физических процессов и лучшими вычислительными схемами. Компьютерные техноло гии эволюционируют быстро, и модели следуют за ними. Результаты рабо ты самых современных моделей Северной Атлантики с разрешением 0. выглядят очень похоже на реальный океан. Модели других областей ука зывают на существование ранее неизвестных течений возле Австралии, а также в Южной Атлантике.

Различия моделей океана и атмосферы. Модели океана и атмосфе ры используют сетки существенно различной плотности. Как следствие, моделирование океана отстает от атмосферного примерно на десятилетие.

Размеры вихрей, преобладающих в океане, составляют около 1/30 размера преобладающих атмосферных вихрей (циклонов). Однако, различные явле ния в океане развиваются примерно в 30 раз медленнее, чем в атмосфере.

Следовательно, прогон модели океана, к примеру, на год вперед, требу ет в (30 30) раз большего количества точек сетки по горизонтали, чем атмосферные модели, но в 30 раз меньше временных шагов. Оба класса моделей имеют примерно одинаковое количество узлов сетки по вертикали.

Как следствие, машинное время прогона модели океана превышает в 30 раз время, требуемое для модели атмосферы той же сложности.

15.3 Глобальные модели океана Различные типы глобальных моделей завоевали широкую популярность у океанологов. Большинство из них имеют шаг сетки порядка одной десятой градуса, достаточный для моделирования мезомасштабных вихрей, вроде тех, которые показаны на рис. 11.10, 11.11 и 15.2, чей диаметр превыша ет в 2–3 раза шаг сетки. Вертикальное разрешение, как правило, имеет 30 уровней. Модели включают: i) реальную береговую линию и топогра фию дна;

ii) потоки тепла и воды через поверхность океана;

iii) динамику вихрей;

iv) меридиональную опрокидывающую циркуляцию. Также многие из моделей способны усваивать данные со спутников и дрейфующих буев, используя подходы, описанные в разд. 15.5. Сложность моделей варьирует от пригодных для прогона на настольных рабочих станциях до требующих наиболее быстродействующих компьютеров мира.

Все модели требуют предварительного прогона на одно-два десятиле тия перед тем, как с их помощью будет моделироваться состояние океана.

Этот процесс получил название spin-up. Он требуется потому, что началь ные условия для плотности, потоков количества движения и тепла через морскую поверхность не согласованы с уравнениями движения. Модели инициализируются полями плотности из атласа Левитуса [175], после чего интегрируются на десятилетие вперед, используя среднегодовые величины ветрового напряжения, потоков тепла и воды. Также модель может инте грироваться на несколько лет вперед на основе среднемесячных значений 298 Глава 15. Численные модели упомянутых выше факторов.

Модели Брайена-Кокса со временем развились в целое семейство ши роко используемых моделей, которые предлагают впечатляющую картину глобальной циркуляции океана.

Modular Ocean Model (MOM). Модульная модель океана Геофизиче ской лаборатории динамики жидкости (Принстон) состоит из большого ко личества модулей, которые можно конфигурировать для прогона на раз личных компьютерах, позволяющих моделировать разные аспекты цирку ляции. Исходные тексты программ открыты, бесплатны и имеют право вой статус общественной собственности. Эта модель активно используется в изучении климата и циркуляции океана в широком диапазоне временных и пространственных масштабов [242]:

Поскольку MOM используется для изучения процессов с раз личными временными и пространственными масштабами, объ ем исходных текстов и документации достаточно велик. Однако, обычному специалисту по моделированию океана нет необходи мости знакомиться со всеми аспектами модели. Действительно, MOM может быть уподоблена растущему городу с большим ко личеством районов. Некоторые районы непосредственно взаимо действуют между собой, некоторые друг с другом несовмести мы, а прочие вообще практически независимы. Такое разнооб разие, безусловно, представляет трудность для координации и поддержки. В самом деле, с годами некоторые взаимоотношения между «районами» прекратились или подверглись существенно му пересмотру по различным причинам.


Модель использует уравнения количества движения, уравнение состоя ния, а также приближения гидростатики и Буссинеска. Subgrid-scale motions are reduced by use of eddy viscosity. Модель версии 4 реализует улучшенные вычислительные схемы, свободную поверхность, реалистичный рельеф дна и множество типов перемешивания, включая горизонтальное перемешива ние вдоль поверхностей постоянной плотности. Кроме того, данная модель может интегрироваться совместно с моделями атмосферы.

Parallel Ocean Program. Модель Параллельная программа океана, раз работанная Смитом и его коллегами в Лос-Аламосской национальной ла боратории, служит еще одним примером развития достижений Брайена и Кокса [195]. Она включает улучшенные численные алгоритмы, реальную береговую линию, острова и несглаженный рельеф дна. Модель основана на равномерной сетке размерностью 1280896 точек в проекции Меркатора, покрывающей область от 78 ю. ш. до 78 с. ш., и насчитывает 20 уровней по вертикали. Таким образом, общее количество точек составляет 2.2 107, а разрешение — 0.28 0.28 cos, то есть, от 0.28 (31.25 км) на экваторе до 0.06 (6.5 км) в высоких широтах. Среднее разрешение при этом при близительно равно 0.2. Моделирование производится на основе данных ECMWF о ветровом напряжении, а также о поверхностных потоках теп ла и воды [9].

15.3. Глобальные модели океана 60 o 40 o 20 o 0o -100 o -60 o -40 o -20 o 0o -80 o Рис. 15.1. Приповерхностные геострофические течения по состоянию на 1 октября 1995 г., вычисленные при помощи численной модели Parallel Ocean Program, разработанной в Лос-Аламосской национальной лаборато рии. Длина и направление вектора представляет среднюю скорость и сред нее направление, соответственно, течения в верхнем слое океана толщи ной 50 м. По данным Ричарда Смита (Лос-Аламосская национальная лабо ратория).

Hybrid Coordinate Ocean Model (HYCOM). Все приведенные выше модели используют систему координат (x, y, z), которая имеет как преиму щества, так и недостатки. Так, эти координаты могут обеспечить высокое разрешение в перемешанном слое или в сравнительно мелководных регио нах, но в толще океана они становятся куда менее полезными. За пределами 300 Глава 15. Численные модели перемешанного слоя перемешивание вдоль поверхности постоянной плот ности происходит проще, чем поперек неё. Таким образом, в толще океана более «естественной» системой координат будет (x, y, ), где — плотность.

Модель, использующая такую систему координат, называется изопикниче ской моделью. По существу, (z) замещается z(). Так как изопикна — это поверхность постоянной плотности, горизонтальное перемешивание в по добной системе координат происходит всегда в этих плоскостях.

Модель океана в гибридных координатах HYCOM использует различ ные вертикальные координаты в различных областях океана, объединяя тем самым сильные стороны координатной системы с z-координатой и изо пикнической [21]. Предшественником данной модели была модель MICOM (Miami Isopycnic-Coordinate Ocean Model), пример работы которой проде монстрирован на рис. 15.2. Эта модель также относится к классу моделей в простых уравнениях. Она использует в качестве действующих сил ветровое напряжение и потоки тепла. Выразительные возможности модели включа ют в себя реалистичный перемешанный слой и улучшенные схемы горизон тального и вертикального перемешивания, учитывающие влияние внутрен них волн, сдвиговой неустойчивости и двойной диффузии (см. разд. 8.5).

Данная модель является результатом совместной работы исследователей из многих океанологических лабораторий.

Regional Oceanic Modeling System (ROMS). Система регионально го моделирования океана служит примером региональной модели, которая может встраиваться в модели более крупных регионов. Она широко приме няется для изучения систем прибрежных течений, тесно связанных с более удаленными от побережья потоками, таких как Калифорнийское течение.

ROMS представляет собой гидростатическую terrain-following модель в при митивных уравнениях с stretched вертикальными координатами, использу ющую в качестве действующих сил поверхностные потоки количества дви жения, тепла и воды. Также она включает улучшенные модели поверхност ного и придонного пограничного слоя [302].

Климатические модели. Данный класс моделей используется для изу чения крупномасштабной структуры океана, динамики климата и форми рования водных масс. Эти модели похожи на вихреразрешающие модели в простых уравнениях, описанные выше, но с гораздо более грубым раз решением по горизонтали, что продиктовано их использованием для ими тации процессов, происходящих в океане в течение десятков и сотен лет.

Как следствие, они должны иметь высокую диссипацию для обеспечения вычислительной устойчивости, а мезомасштабные вихри в этих моделях непредставимы. Типичное горизонтальное разрешение — от 2 до 4. В то же время, для этих моделей нередко высокое вертикальное разрешение, необходимое для описания глубинной циркуляции, которая играет важную роль в формировании климата.

15.4 Прибрежные модели Большое экономическое значение прибрежных зон служит причиной раз вития большого количества численных моделей для описания прибрежных 15.4. Прибрежные модели Рис. 15.2. Пример результата работы созданной Блеком модели Атлантиче ского океана высокого разрешения MICOM. Он включает Гольфстрим, его изменчивость и циркуляцию в северной части Атлантического океана. По данным Блека.

течений, приливов и штормовых нагонов. Зона моделирования — от пляжей до континентального склона, они включают в себя свободную поверхность, реальные береговую линию и топографию дна, речной сток и воздействие атмосферы. Поскольку эти модели не распространяются на глубоководные области, они нуждаются в дополнительной информации о глубинных тече ниях или о состоянии на границе шельфа.

Различные модели прибрежных зон решают различные задачи и имеют различные реализации. Некоторые из перечисленных выше моделей, вклю чая MOM и ROM, одно время использовались как модели прибрежных про цессов, но параллельно с этим развивались и специализированные модели.

Heaps [114], Lynch et al [181], а также Haidvogel and Beckman [100] предо ставляют хорошие обзоры по данной тематике. Вместо краткого перечисле ния обширного списка существующих моделей, рассмотрим подробнее пару типичных представителей данного класса.

Princeton Ocean Model. Принстонская модель океана, разработанная Блумбергом и Меллором [22], [204], широко используется для описания при брежных течений. Она включает термодинамические процессы, турбулент ное перемешивание, приближения гидростатики и Буссинеска. Изменчи вость параметра Кориолиса учитывается введением в модель понятия плоскости. Поскольку модель должна работать в широком диапазоне глу бин, Блумберг и Меллор используют вертикальную координату, норми рованную к величине глубины:

z = (15.1) H + 302 Глава 15. Численные модели где z = (x, y, t) — поверхность моря, z = H(x, y) — его дно.

Sub-grid turbulence параметризирована при помощи схемы турбулент ного замыкания, разработанной Меллором и Ямадой [203]. Согласно дан ной схеме, коэффициенты вихревой диффузии зависят от величины вихрей, производящих перемешивание, и величины сдвига потока.

Действующие силы модели — ветровое напряжение, а также потоки теп ла и воды, полученные в результате работы метеорологических моделей.

Кроме этого, используются данные об известных геострофических, прилив ных и экмановских течениях на внешней границе.

Модель применялась для расчета трехмерных полей скоростей, солёно сти, уровня моря, температуры и турбулентности на срок до 30 дней для региона размером примерно 100–1000 км с шагом сетки 1–50 км.

Dartmouth Gulf of Maine Model. Дартмутская модель залива Мэн, разработанная Lynch et al, — трехмерная модель циркуляции, построенная на треугольной конечно-элементной сетке [181]. Расстояние между узлами сетки пропорционально глубине и её градиенту. Треугольники малы в об ластях с небольшими глубинами и пологими склонами дна и велики в глу боководных районах. Переменные размеры ячейки сетки особенно полезны в прибрежных районах с сильной изменчивостью глубины. Таким образом, изменение плотности сетки дает более детальную картину там, где это наи более важно.

Модель использует примерно 13 000 треугольников для покрытия залива Мэн и прилегающих вод Атлантического океана (рис. 15.3). Минимальный размер элемента сетки — порядка 1 км. Модель имеет от 10 до 40 верти кальных уровней. Расстояние между уровнями неодинаково. Так, уровни расположены ближе друг к другу возле поверхности и у дна;

в толще океа на они более разрежены. Минимальное расстояние (около 1 м) достигается в придонном пограничном слое.

Модель интегрирует трехмерные примитивные уравнения в приближе нии мелкой воды. Также она использует упрощенное уравнение состояния и усредненное по глубине уравнение неразрывности с учетом приближений гидростатики и Буссинеска. Sub-grid mixing of momentum, heat and mass параметризовано по схеме турбулентного замыкания Меллора-Ямады [203], согласно которой коэффициент вертикального перемешивания зависит от стратификации и сдвига скорости. Горизонтальные коэффициенты переме шивания были рассчитаны по методу Смагоринского [307]. Для придонного пограничного слоя использовались тщательно подобранные коэффициен ты турбулентной вязкости. В качестве движущих сил модели учитываются воздействие ветра, нагревание и и приливообразующие силы глубоководных районов.

The model is spun up from rest for a few days при помощи непосредственно заданного поля плотности во всех точках сетки, которое обычно строится по результатам зондирования CTD и историческим данным. Такой подход обеспечивает получение поля скоростей, согласованного с полем плотности.

Далее в качестве движущих сил модели используется воздействие местных ветров и потоков тепла, на основе которых рассчитывается эволюция полей плотности и скоростей.

15.4. Прибрежные модели 72 o 70 o 68 o 66 o 64 o 62 o Y 45 o ND FU OF m Y BA 44 o 0m 0m m JORDAN BASIN CAPE GULF OF SABLE 200m SCOTIAN MAINE 43 o SHELF 0m 0m 1000m BROWN'S 300m 200m BANK WILKONSON GEORGES N OR BASIN BASIN TH CAPE 42 o EA ST COD CH AN ANNEL NE L GEORGES BANK UTH CH NANTUCKET 41 o SHOALS m GREAT SO NEW ENGLAND SHELF 60m 100m 40 o 200m 300m 0m 100 km Рис. 15.3. Вверху: топографическая карта залива Мэн, отображающая его важные особенности. Врезка: треугольная конечно-элементная сетка, ис пользованная для вычисления потоков в заливе. Размеры треугольников зависят от глубины и ее градиента. [181] Комментарии к прибрежным моделям. Roed et al. исследовали точ ность прибрежных моделей на основе пяти представителей этого класса, в число которых была включена модель Блумберга и Меллора для описания течений в типичных случаях [283]. Они обнаружили, что модели выдают существенно различные результаты, но после дополнительной подгонки эти различия уменьшились. Причиной их появления оказалась разница в под 304 Глава 15. Численные модели ходах к учету вертикального и горизонтального перемешивания, а также во временном и пространственном разрешении.

Hackett et al. сравнили возможности двух из пяти моделей по модели рованию потоков, которые наблюдались на континентальном шельфе Нор вегии [99]. Был сделал вывод, что... Обе модели способны численно имитировать многие наблю даемые особенности течения, но ни одна не в состоянии деталь но воспроизвести поток... [Различия,] в основном, заключаются в неадекватной параметризации турбулентного перемешивания масштабов меньших, чем шаг сетки, недостаточном горизонталь ном разрешении, а также в далеких от совершенства начальных и граничных условиях.

Модели штормовых нагонов. Штормовые волны, выходящие на берег поперек широкого, мелководного шельфа и приводящие к сильным изме нениям уровня моря, носят название штормовых нагонов (это явление и влияющие на него процессы рассматриваются в разд. ??). Нагоны могут служить причиной больших разрушений побережья и расположенных на нем объектов. Так, сильные штормы в Бенгальском заливе погубили сотни тысяч жителей Бангладеша. По причине такой важности нагонов, прави тельственными организациями многих стран разработаны модели для пред сказания изменений уровня моря и наводнений в прибрежных районах.

Расчет нагонов — дело непростое. Ниже приведены некоторые источни ки затруднений в порядке убывания их важности.

1. Распределение скоростей ветра над океаном недостаточно хорошо из вестно. Численные модели атмосферы рассчитывают скорость вет ра на изобарической поверхности, а сгонно-нагонные модели требу ют данных о скорости ветра на постоянной высоте (10 м над уровнем моря). Ветры над заливами и лагунами, вообще говоря, слабее, чем на открытых пространствах, поскольку возле поверхности суши воз душные потоки деформируются, а это явление не включено в модели, используемые для прогнозов погоды.

2. Протяженность области моделирования в сторону берега изменяется во времени. Например, если уровень моря возрастает, вода затаплива ет часть суши, и граница между сушей и морем сдвигается в сторону суши.

3. Коэффициент сопротивления водной поверхности ветру недостаточно изучен для случая ураганных ветров.

4. Коэффициент прилипания ко дну также плохо изучен.

5. Модели должны учитывать волны и приливы, которые также влияют на уровень моря в мелководных районах.

6. Нагонные модели должны учитывать течения, порождаемые ветром в стратифицированных мелководных морях.

15.4. Прибрежные модели Для сокращения количества возможных ошибок, модели подгоняются та ким образом, чтобы ретроспективное моделирование соответствовало на турным данным по прошлым штормам. К сожалению, исторические данные также не всегда отличаются хорошим качеством. Изменения уровня моря и скоростей ветра при прохождении штормов измеряются редко, за исключе нием нескольких заданных точек с большим территориальным разбросом.

В то же время, величина нагона может изменяться более чем на метр на расстоянии в несколько десятков километров.

Несмотря на эти сложности, модели дают очень полезные практические результаты. Рассмотрим в качестве примера стандартную модель NOAA и новую экспериментальную модель, разработанную Corps of Engineers.

Sea, Lake, and Overland Surges Model (SLOSH). Модель морских, озерных и оverland нагонов используется NOAA для предсказания штормо вых нагонов, возникающих под действием ураганных ветров на Атлантиче ском побережье США и в Мексиканском заливе [137].

Эта модель стала для Честера Железнянски делом всей его жизни. В ходе её разработки он уделил особое внимание относительной важности тех или иных ошибок моделирования. Железнянски прилагал усилия для уменьшения грубых ошибок, игнорируя в то же время более мелкие. На пример, распределение скоростей ветра в урагане слабо изучено, так что учитывать пространственную изменчивость коэффициента сопротивления не имеет смысла. Как следствие, Железнянски использовал постоянные ко эффициенты сопротивления и вихревого напряжения для атмосферы и оке ана, соответственно.

SLOSH рассчитывает уровень моря на основе интегрированных по глу бине квазилинейных уравнений мелкой воды. Таким образом, данная мо дель не учитывает стратификацию. Кроме того, она также игнорирует реч ной сток, осадки и приливы. Последнее может показаться странным, однако модель разрабатывалась для прогнозов. Время прихода урагана к побере жью не может быть точно предсказано, а значит, высота прилива во многом неопределена. Приливы могут быть наложены на вычисленную картину на гона, но их нелинейное взаимодействие при этом игнорируется.

В качестве движущей силы модели используется идеализированный ура ган. Для работы модели требуется только атмосферное давление в центре циклона, расстояние от центра до областей максимального ветра, а также прогноз траектории циклона и скорости его прохождения.

Чтобы подготовиться к возможному приходу ураганов в густонаселен ных районах, модель была адаптирована для 27 бассейнов от Бостонской гавани (Массачусетс) до лагуны Мадре (Техас). Модель использует фикси рованную полярную сетку, которая обладает высокой плотностью у полюса, расположенного вблизи прибрежного города, для которого в данном слу чае адаптирована модель. По мере удаления от полюса и приближения к границе большого бассейна, сетка непрерывно растягивается и становится все менее плотной. Такая сетка дает высокое разрешение там, где это осо бенно важно: в заливах и на побережье. Используя данные о глубине моря и рельефе суши, модель определяет затапливаемые территории, переливы через дюны и дамбы, а также потоки с масштабами, меньшими разрешения модели, в рукавах, разделяющих острова.

Уровень моря, рассчитанный в модели, был сопоставлен с показаниями измерителей высоты прилива, полученными в ходе 13 штормов, среди кото 306 Глава 15. Численные модели рых такие, как Бетси (1965), Донна (1960), Камилла (1969) и Карла (1961).

Общая погрешность составила ±20%.

Advanced Circulation Model (ADCIRC). Усовершенствованная мо дель циркуляции — экспериментальная модель для прогнозирования штор мовых нагонов в результате ураганов на Атлантическом побережье США и в Мексиканском заливе [95]. Модель использует конечно-элементную сет ку, приближение Буссинеска, придонное трение в квадратичной форме, а также интегрированные по вертикали уравнения неразрывности и количе ства движения для потока жидкости на поверхности вращающейся Земли.

Она может рассчитываться как в двумерном случае с интегрированием по глубине, так и в трехмерном. Поскольку волны вносят свой вклад в штормо вой нагон, модель включает возможность расчета волн по волновой модели третьего поколения WAM (разд. 16.5).

Движущие силы модели:

1. Данные высокого разрешения о ветре и атмосферном давлении на по верхности, полученные объединением метеопрогнозов Национальной метеорологической службы NOAA и Национального центра по урага нам США по территориям вдоль предполагаемой по официальным и альтернативным прогнозам траектории движения урагана.

2. Приливы на открытой границе моделируемой области с океаном.

3. Высота морской поверхности и течения на открытой границе.

Моделью был успешно предсказан штормовой нагон, вызванный ураганом Катрина, который в районе Нового Орлеана превысил 6.1 м.

15.5 Ассимиляционные модели Результаты работы многих моделей, описанных выше, такие как поле ско ростей течений или топография морской поверхности, учитывают ограни чения, наложенные данными натурных наблюдений этих величин. Такие модели называют ассимиляционными. В этом разделе мы обсудим способы ассимиляции (или усвоения) данных численными моделями.

Рассмотрим пример на основе вихреразрешающей модели в примитив ных уравнениях, используемой для вычисления положения Гольфстрима.

Будем полагать, что в качестве движущих сил модель использует данные реального времени о поверхностных ветрах, сгенерированные метеорологи ческой моделью ECMWF. Используя нашу модель, мы сможем рассчитать положение течения и топографию поверхности океана, относящуюся к это му течению. Мы обнаружим, что местоположение Гольфстрима колеблется на некотором расстоянии от побережья м. Гаттерас из-за нестабильности, так что положение, рассчитанное моделью — всего лишь одно из возможных для данной картины ветрового воздействия. Какое же положение правиль но, вернее, какое имено положение занимает течение в данный момент? По данным спутниковой альтиметрии мы можем выяснить, каково было его по ложение в нескольких точках несколько дней назад. Возможно ли использо вать эту информацию для расчета теперешнего положения струи течения?

Каким образом мы можем ассимилировать (другими словами, включить) её в модель?



Pages:     | 1 |   ...   | 6 | 7 || 9 | 10 |   ...   | 11 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.