Введение Введение. После запуска полярноорбитальных метеорологических спутников в начале 1960-х годов,

Введение
Введение.
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,
_
Puc \, Западное побережье Южной Америк ц
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.
Глава 1. Состояние вопроса и формулировка темы диссертации.
Как уже отмечалось во Введении, в последние двадцать лет было опубликовано большое
количество работ, посвященные экспериментальному и численному изучению слоистокучевых облаков над морской поверхностью.
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.
Основываясь на данных эксперимента ASTEX, было опубликовано ряд статей. Так, в
статье Мартина и Джонса и др. (1994) изложены результаты самолетных наблюдений за
трансформацией морского пограничного слоя в период проведения эксперимента ASTEX
вблизи Азорских островов. Проанализирована трансформация
термодинамических переменных в погранслое в период непрерывных самолетных
измерений с 05 часов СГВ 19 июня до 15 часов 20 июня 1992г., когда полеты проводились
с учетом траектории смещения воздушной массы, то есть как бы в лагранжевых
координатах. Измерения велись на трех самолетах и с одного научно-исследовательского
судна. На каждом самолете измерялись следующие величины: температура, влажность,
ветер, концентрация облачных капель и аэрозолей, водность облаков. Измерения велись
на горизонтальных и наклонных эшелонах, а также путем зондирования погранслоя и
вышележащего инверсионного слоя. Получено, что в течение 34-х часов первоначальный
погранслой со слоисто-кучевыми облаками в подинверсионном слое претерпел заметные
изменения. Эти изменения происходил в связи с тем, что по мере продвижения воздушной
массы на юг в погранслое начинали развиваться кучевые облака, часть из которых
внедрялась в покров Sc.
Внедрение кучевых облаков в слой Sc приводило к уплотнению последних, повышению
их водности и увеличению концентрации облачных капель. Таким образом, кучевые
облака способствуют поддержанию покровов Sc. Как только 20 июня кучевые облака
перестали достигать слоисто-кучевых облаков, мощность последних заметно
уменьшилась.
В статье Бретертона и Симса (1995) изложены результаты оценки влагообмена между
морской поверхностью и пограничным слоем атмосферы, а также между погранслоем и
вышележащим слоем инверсии по данным самолетных измерений термодинамических
переменных. По данным о разности температуры между воздухом и водой и данным о
ветре на самом низком эшелоне полетов (30-50 м) рассчитывались потоки доступного и
скрытого тепла с поверхности океана. В эксперименте I потоки доступного тепла
изменялись в пределах от -15 Вт/м2 до 15 Вт/м2. В эксперименте Пони все время
составляли 5 Вт/м2. Потоки скрытого тепла в эксперименте I были первоначально малы,
но после выхода воздушной массы на теплую сторону Азорского течения они возросли до
150 Вт/м2. В эксперименте II средняя скорость оседания мороси составила 1 мм/день, в
эксперименте II вследствие более сухого воздуха в погранслое морось не достигала земли.
Расчеты вовлечения на границе между инверсией и погранслоем проводились тремя
методами: с использованием данных о вертикальной скорости из модели ЕЦСПП; путем
расчета баланса влаги в пограничном слое и предположения, что невязка представляет
собой вовлечение; путем оценки скорости вовлечения по измерявшимся концентрациям
озона в инверсионном слое и погранслое. Получено, что разные способы оценки скорости
вовлечения дают определенный разброс. Но в среднем согласованная скорость вовлечения
равна 0,6±0,Зсм/с.
В тот же период и также в районе Азорских островов французские исследователи
проводили эксперименты SOFIA с целью изучить
взаимодействие атмосферы и океана и динамику погранслоя. В статье Рему и Дюран
(1996) представлены результаты исследования структуры динамики нижнего
перемешанного слоя, поддерживаемого потоками энергии и момента. Изучались также
турбулентные сигналы путем их анализа на пяти различных частотах. Было показано, что
в нижней половине перемешанного слоя восходящие потоки тепла и влаги занимают
меньшую площадь по сравнению с нисходящими. Такая циркуляции типична для
перемешанного слоя, поддерживаемого неустойчивостью снизу.
В статье Симса и Леншоу (1991) изложены результаты расчетов турбулентных потоков
тепла и влаги внутри пограничного слоя по данным самолетных измерений пульсаций
температуры, влажности и водности на западе Тихого океана в июне-июле 1987 года. В
общей сложности было проведено 10 полетов в ситуациях, когда на верхней границе
погранслоя наблюдались Sc. Длина маршрута при измерениях турбулентных пульсаций
составила 35-70 км. Полеты проводились на нескольких эшелонах, что давало
возможность построить вертикальные профили турбулентных потоков. Из исходных
сигналов исключался мезомасштабный компонент, после чего рассчитывались потоки
плавучести. Также рассчитывались турбулентные потоки влаги. Основное внимание в
статье уделялось вертикальному распределению потоков плавучести. Получено, что они
имеют два максимума: вблизи поверхности океана и вблизи ВГО. Два этих максимума
объясняются повышенной статической неустойчивостью в приводном слое и на ВГО.
Неустойчивость в последнем случае возникает вследствие радиационного охлаждения
ВГО. Минимум потоков плавучести в середине погранслоя объясняется тем, что
вследствие процессов конденсации в нижней части и испарения мелкокапельных осадков
в подоблачном слое возникает более устойчивая стратификация.
В статье Николса (1989) уделяется внимание конвекции в Sc, вызванной радиационными
факторами. Данные получены в 5 полетах над морем в окрестности Англии для ситуаций
с однородным по горизонтали полем Sc. Мощность перемешанного слоя менялась от 370
до 1120 м, толщина облачного слоя изменялась от 190 до 540 м. Перепады общего
влагосодержания между уровнями выше облаков, в слое инверсии и вблизи ВГО
составили от 0 до 4,7 г/кг. Водность облаков менялась от 0,2 до 0,6 г/кг, причем максимум
водности достигался вблизи ВГО. Движение имело структуру закрытых ячеек. Также
было получено, что вовлечение радиационно охлажденного облачного воздуха в
нисходящую ветвь течений является основным механизмом, поддерживающим
отрицательную плавучесть.
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. Было получено, что скорость
вовлечения, вызванного выхолаживанием ВГО, не связана напрямую с числом
Ричардсона, а структура конвекции несколько отличается от лучше изученной
проникающей конвекции. Обнаружена также зависимость скорости вовлечения от свойств
слоеобразующего агента. Эта зависимость объясняется в терминах слоев Тейлора.
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 слоистокучевых облаков в кучевые по мере смещения воздушных масс на акваторию с более
высокой температурой морской поверхности.
АО
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. Поскольку работы
этого направления имеют фундаментальное значение и непосредственно связаны с.
проблемой образования слоисто-кучевых облаков в пограничном слое атмосферы,
логично начать обзор исследований именно с них.
Вопросам конвекции в горизонтальном слое жидкости с постоянным внутренним
источником тепла посвящено достаточно большое количество работ. Эффекты нагревания
и охлаждения слоя жидкости на структуру конвективных течений были рассмотрены в
лабораторных экспериментах Берга и др. (1966), Тритона и Зарага (1967), Кришнамурти
(1968), Кулаки и Голдштейна (1972), Нильсона и Соберского (1973), Кулаки и Нэгла
(1975). В этих и ряде других работ было продемонстрировано, что при нагревании
конвективного слоя со временем образуются квазишестиугольные ячейки с нисходящими
движениями в центре, а при остывании - с восходящими движениями в центре.
Влияние нелинейности температурного профиля, образующегося под действием
внутреннего источника (стока) тепла, на конвективные течения в рамках нелинейного
анализа, а также численного моделирования было рассмотрено (среди многих других)- в
работах Робертса (1967), Кришнамурти (1968), Вельтищева (1969), Тёлби (1970), Власюка
и Полежаева (1972), Вельтищева и Желнина (1974), Макензи и др. (1974), Гельфанда и
Калнай (1983). В этих работах основное внимание уделялось объяснению асимметрии
конвективных течений при нелинейном профиле температуры. В лабораторных
экспериментах было получено, что при образовании закрытых ячеек в охлаждающемся
слое
жидкости площадь восходящих течений намного превосходит площадь нисходящих
течений, зато интенсивность нисходящих течений намного больше интенсивности
восходящих движений. В открытых ячейках в нагреваемом слое жидкости, отмеченные
выше соотношения между восходящими и нисходящими течениями являются
антисимметричными. Результаты, полученные в процитированных выше работах,
относятся к простому случаю постоянного внутреннего источника, но они объясняют
качественные отличия конвекции, когда на неустойчивость накладывается дополнительно
условие охлаждения или нагревания.
В ряде работ внешние условия развития конвекции специфицировались ближе к условиям
развития Sc. В статье Хейда и Хемлера (1993) представлены результаты численного
моделирования радиационно-конвективного равновесия с помощью двухмерной модели
влажной конвекции, в которой учитываются радиационные потоки тепла. Модель
базируется на упругих негидростатических уравнениях. Для параметризации
микрофизических процессов используется параметризация типа Кесслера (1969). Для
расчета радиационных потоков тепла используется схема Рамасами и Киля (1985), в
которой производятся расчеты потоков солнечной и длинноволновой радиации в 56
спектральных интервалах методом дельта-Эдингтон. При интегрировании на длительный
промежуток времени суточный ход солнечной радиации не учитывается, а фиксируется
некоторая эффективная высота солнца 53°. Радиационный блок включается каждые 100
минут интегрирования по времени. Расчеты производятся в области 26 км*640 км,
ориентированной в зональном направлении, на верхней границе принимаются условия
типа губки. На боковых границах - условия периодичности. Разрешение сетки по
вертикали составляло 200 м, по горизонтали - 5 км. Интегрирование по времени
проводилось на 1000 часов, когда достигался режим радиационно-конвективного
равновесия. Обсуждались вопросы квазипериодичности движений с
периодом около 6 дней, наблюдавшиеся в решениях, а также вопросы локализации
участков восходящих движений и образование конвективной облачности. Получено
также, что повышение температуры подстилающей поверхности с 25°С до 30°С приводит
к убыванию альбедо в связи с тем, что уменьшается количество облаков нижнего яруса.
В статье Лаферсвейлера и Ширера (1994) даются результаты моделирования движений в
пограничном слое, температурная стратификация которого характерна для ситуации
образования Sc над океаном, область расчетов разбивается на 6 слоев: приземный слой, в
котором имеют место сверхадиабатические градиенты; слой перемешивания до основания
облаков; слой вблизи основания облаков, имеющий устойчивую или неустойчивую
стратификацию в зависимости от преобладания процессов конденсации, радиационного
нагрева или испарения моросящих осадков; нейтрально стратифицированный слой внутри
облаков; неустойчиво стратифицированный слой вблизи ВГО. Появляющийся вследствие
испарения облачности и радиационного охлаждения; инверсионный слой в верхней части
области. Физические процессы, приводящие к такому термическому расслоению, в
модели явно не учитываются, а задаются соответствующие условия стратификации,
которые в безразмерных уравнениях Буссинеска представляются различными значениями
числа Рэлея (Ra). Решение исходных уравнений проводится методом Галеркина.
Получено, что при значениях Ra вблизи основания облака, характеризующих слабую
устойчивость или неустойчивость этого слоя, реализуется одновременно два режима
конвекции: один стационарный и один периодический. Первый соответствует не
связанным друг с другом стационарным циркуляциям в нижней части погранслоя и
верхней части облачного слоя, а второй - периодически поднимающимся и затухающим
термикам, обеспечивающим обмен во всем слое.
лъ
В ряде работ рассматривалось влияние на развитие Sc процессов радиационного
охлаждения и испарения капель с верхней границы облаков. Так, в статье Моэнг, Леншоу
и Ренделла (1995) представлены результаты численного моделирования эволюции
инверсионных Sc при различных условиях радиационного охлаждения и испарения на
ВГО. Эксперименты велись с помощью трехмерной модели Моэнг (1986), в которой
параметризуются радиационные потоки тепла, микрофизические процессы (без учета
осадков)) и мелкомасштабная турбулентность. Численное интегрирование велось в
области 2x2x1 км на сетке 160x160x80 узлов. Шаг сетки по всем направлениям составлял
12.5 м. Во всех экспериментах на высоте 500 м задавалась интенсивная инверсия,
однородный по высоте ветер со скоростью 5 м/с, крупномасштабная дивергенция ЗхЮ"6
с"1 и постоянная температура на поверхности. В эксперименте 1 задавалось характерное
для морского погранслоя распределение температуры и влажности, которое давало
сплошной покров слоисто-кучевых облаков в установившемся режиме. Поля, полученные
в этом режиме, использовались в качестве начальных для последующих экспериментов. В
экспериментах 2, 3 задавались различные условия радиационного охлаждения и
испарения в начальный момент времени, а в двух дополнительных экспериментах
исключался поочередно радиационный и испарительный фактор. Получено, что при
одновременном иссушении и охлаждении надоблачного слоя, хотя процесс вовлечения и
усиливается, но облачное покрытие сохраняется на уровне 85% (эксперимент 2). С ростом
относительного вклада испарения (эксперимент 3) облачность через некоторое время
полностью диссипирует. При исключении воздействия испарения облачный покров
практически не разрушается (покрытие облаками составляло 97%). При сохранении
фактора испарения и исключения радиационного фактора облака рассеивались, как в
эксперименте 3. Сделан вывод, что эволюция
облачного покрова в подинверсионном слое зависит от баланса *к) радиационного
охлаждения и охлаждения за счет испарения на ВГО.
В статье Маквина (1992) изложены результаты численного моделирования процесса
размывания облачного слоя под действием неустойчивости, развивающейся в результате
испарения облачных элементов на верхней границе, и образования вследствие этого
неустойчивой стратификации. Расчеты осуществлялись с помощью двумерной модели,
развитой на основе модели Мейсона (1985), базирующейся на негидростатических
уравнениях для несжимаемой жидкости в упрощениях Буссинеска. Рассматривается
однородный по горизонтали слой жидкости, в которой задается начальная стратификация
температуры и удельной влажности. Расчеты ведутся в области размером 5 км по
горизонтали и 4 км по вертикали. На боковых границах задаются условия периодичности,
нижняя граница считается жесткой с прилипанием, а верхняя - жесткой без прилипания. В
качестве критерия 1Ш! устойчивости вовлечения использовался параметр R=cpA0e/Aqt,
где ср удельная теплоемкость при постоянном давлении, А0е и Aqt - перепады эквивалентнопотенциальной температуры и удельной доли общего влагосодержания на верхней
границе облачности, соответственно. На основе проведения численных экспериментов
найдено, что критическое значение R, при котором начинает развиваться неустойчивость,
составляет 0.23.
В ряде работ рассматривался процесс взаимодействия возникающих конвективных
течений с вышележащим инверсионным слоем.
В статье Сорбиана (1995) представлены результаты численного исследования
проникающей и непроникающей конвекции в погранслое. Используемая модель
базировалась на уравнениях гидротермодинамики. Проводилась серия экспериментов, в
которой размеры области интегрирования и начальные условия изменялись от
эксперимента к эксперименту. Было получено, что наличие вовлечения значительно
AS
влияет на динамику слоя перемешивания. В случае непроникающей ж\ конвекции
структура движений представляла собой колонки восходящих
и нисходящих движений, распространяющихся от нижней до верхней границы области.
При проникающей конвекции восходящие движения были несколько наклонены и
расширялись с высотой. Скорости восходящих движений в обоих случаях были примерно
одинаковы. Но в верхней части слоя перемешивания восходящие движения в случае
проникающей конвекции были холоднее, чем окружающий воздух, вследствие нагрева
верхней части слоя перемешивания вовлекаемым теплым воздухом из устойчивого
вышележащего слоя. Нисходящие токи изначально теплее, так как они переносят
вовлеченный теплый воздух. В случае непроникающей конвекции температура и
влажность полностью коррелируют. При проникающей конвекции корреляция меньше и
варьирует от 0.9 вблизи поверхности до -0.7 на границе слоя перемешивания, что также
связано с процессом вовлечения.
В статьях Д.Льюэлена и У.Льюэлена (1998) и Саливана и др.(1998) был сделан вывод, что
процесс вовлечения воздуха из инверсионного слоя в пограничный слой является не
микромасштабным процессом, определяемым турбулентным обменом, а результатом
взаимодействия когерентных конвективных структур с устойчиво стратифицированным
инверсионным слоем, когда в нисходящих ветвях конвективных ячеек сухой и теплый
воздух из инверсионного слоя проникает в нижележащий пограничный слой.
Некоторое количество работ посвящено изучению осадков, выпадающих из Sc. Так, в
статье Николса (1984) показано, что осадки влияют на балл облачности двояко: путем
выведения воды из погранслоя моросью и увлажнением и охлаждением подоблачного
слоя за счет испарения. Второе действие подавляет перенос теплого влажного воздуха от
океана и приводит к расслоению пограничного слоя. По результатам двумерного
моделирования связь между моросью и процентом облачного
ль
покрытия достаточно велика. В статье Остина, Вонга и др. (1995) изложены результаты
самолетных наблюдений 30 июня, 14 июля и 16 июля 1987 года и геостационарного
спутника. Кроме этого сделаны оценки водного баланса в Sc с помощью одномерной
модели. Было получено, что имеются большие пространственные горизонтальные
вариации нижней и верхней границы облачности и локализованные области осадков.
Которые не велики и не оказывают заметного влияния на вымывание воды из облаков.
Интегрально осадки не влияют заметно на мощность облаков или бал облачности,
которые сохраняются большими в течение дня. Получено также, что хотя отдельные
облака имеют заметные отличия в микроструктуре (концентрация капель), они дают почти
одинаковые осадки. В целом, несмотря на выведение облаков осадками, их существование
поддерживается потоком водяного пара от океана.
В большинстве работ, посвященных численному моделированию Sc, интегрирование
велось всего на несколько часов, то есть моделировался лишь процесс образования Sc.
Между тем, поля Sc являются весьма устойчивыми во времени. Так, в статье Кройгера,
Маклина и др. (1995, часть I) проведены численные эксперименты трансформации
слоистых в кучевые облака за 120 часов. Граничные условия при проведении численных
экспериментов базировались на климатологии восточной части Тихого океана,
содержащейся в работе Бетса и др. (1992). Проводилось несколько экспериментов. В
первом эксперименте приземный ветер составлял 7 м/с, крупномасштабная дивергенция
равнялась 3x10"6 с"1, начальная ТПО составляла 290.2 К и увеличивалась на 1.8 К в день.
Размер области по горизонтали составил 4.8 км, шаг сетки 75 м, по вертикали - 2 км, а шаг
сетки — 50 м. Во втором эксперименте слой был высотой 3 км, шаг сетки - 75 м.
Интегрирование велось 129 часов. Начальное состояние бралось из осредненных полей
температуры и влажности, полученных в первом эксперименте через 69
Л1
часов интегрирования. Приземное давление было взято равным 1021 гПа. j*\ Толщина
слоя перемешивания составила 99 гПа. Солнечная радиация
учитывалась как среднесуточная, то есть суточный цикл не учитывался. Отдельно
проводились эксперименты на чувствительность к различным задаваемым параметрам.
Например, проводилось интегрирование на трое суток при постоянной ТПО, равной 290.2
К. Через трое суток высота ВГО поднялась на 100 м, при этом в первом эксперименте
подъем составил 600 м. Максимальное суммарное охлаждение составило приблизительно
-3 К/час, максимальный нагрев в нижней части t облака 0.2 К/час. При отключении
солнечной радиации ВГО поднималась через двое суток на 400 м, вместо 100 м, когда
солнечная радиация учитывалась. При учете суточного цикла видимой радиации за двое
суток ВГО поднялась на 100 м, а суточные вариации оставили 50 м. Рассчитанные
турбулентные потоки энергии сходны с экспериментальными данными. Так, на 5-ый - 6ой день они составили у поверхности океана 150-200 Вт/м , у основания 1Щ) инверсии
110-160 Вт/м2. По измерениям в эксперименте ASNEX
приводные потоки равнялись 178 Вт/м2, а у основания инверсии 101 Вт/м2.
В работе Бретертона и Пинкуса (1995) был применен Лагранжев метод к
экспериментальным данным, полученным в период проведения Атлантического
эксперимента ASTEX и прослежена трансформация Sc в течение трех суток по мере
смещения воздушных частиц из области холодного океанского течения в область с более
высокой ТПО. Было поучено, что слой Sc постепенно повышается, а затем слоистокучевые облака начинают разрушаться, и сменяются кучевыми облаками, которые
развиваются в области с более высокой ТПО.
Во второй части статьи Крюгера и Маклина (1995) изложены результаты численного
моделирования движений в пограничном слое с помощью двумерной модели ансамбля
кучевых облаков, описание которой можно найти в части I статьи этих авторов. Основная
цель
Список литературы