У вересні 2005 р над Чорним морем спостерігався долгоживущий мезомасштабної циклон, який характеризувався великою швидкістю вітру 25 м / с і викликав аномальним пониженням температури поверхні моря більш ніж на 10 ° С. Виконано чисельне моделювання цього циклону з використанням моделі ММ5 і даних глобального оперативного аналізу Відтворено еволюція циклону і його структура, подібна до структури тропічного циклону. Чітко виражені первинна азимутальная і вторинна радіальна циркуляції, безхмарний очей з теплим ядром на середніх рівнях, стіна очі з сильним підйомом повітря і інтенсивними конвекцією і опадами. Потоки явного і прихованого тепла на поверхні моря зіграли визначальну роль у виникненні і розвитку цього циклону.

Анотація наукової статті з наук про Землю і суміжних екологічних наук, автор наукової роботи - Ярова Д.А., Єфімов В.В., Шокуров М.В., Станичний С.В., Барабанов В.С.


Область наук:
  • Науки про Землю та суміжні екологічні науки
  • Рік видавництва: 2008
    Журнал: Морський гідрофізичний журнал
    Наукова стаття на тему 'КВАЗІТРОПІЧЕСКНЙ ЦИКЛОН НАД чорним морем: СПОСТЕРЕЖЕННЯ І ЧИСЕЛЬНЕ МОДЕЛЮВАННЯ'

    Текст наукової роботи на тему «КВАЗІТРОПІЧЕСКНЙ ЦИКЛОН НАД чорним морем: СПОСТЕРЕЖЕННЯ І ЧИСЕЛЬНЕ МОДЕЛЮВАННЯ»

    ?Аналіз результатів спостережень і методи розрахунку гідрофізичних

    полів океану

    УДК 551.584

    Д.А. Ярова, В.В. Єфімов, М.В. Шокуров, C.B. Станичний, B.C. Барабанов

    Квазітропіческій циклон над Чорним морем: спостереження і чисельне моделювання

    У вересні 2005 р над Чорним морем спостерігався долгоживущий мезомасштабної циклон, який характеризувався великою швидкістю вітру 25 м / с і викликав аномальним пониженням температури поверхні моря більш ніж на 10 ° С. Виконано чисельне моделювання цього циклону з використанням моделі ММ5 і даних глобального оперативного аналізу. Відтворено еволюція циклону і його структура, подібна до структури тропічного циклону. Чітко виражені первинна азимутальная і вторинна радіальна циркуляції, безхмарний очей з теплим ядром на середніх рівнях, стіна очі з сильним підйомом повітря і інтенсивними конвекцією і опадами. Потоки явного і прихованого тепла на поверхні моря зіграли визначальну роль у виникненні і розвитку цього циклону.

    Вступ. До недавнього часу мезомасштабна структура атмосферної циркуляції в Чорноморському регіоні залишалася маловивченою. У той же час її дослідження необхідно для розвитку сучасних чисельних методів діагнозу і прогнозу мінливості морського середовища. Найбільш повні масиви даних багаторічного реаналіза NCEP / NCAR і ECMWF мають просторову роздільну здатність понад 1 ° за широтою та довготою, що недостатньо для адекватного відтворення мезомасштабних особливостей, пов'язаних з регіональними неоднородностями рельєфу, температури і шорсткості підстильної поверхні. Лише з розвитком нових підходів, таких як динамічний даунскейлінг (downscaling - регіоналізація, перерахунок з більш високою роздільною здатністю по простору) [1], і появою сучасних супутникових датчиків, таких як скаттерометр QuikScat, стало можливо отримувати дані про полях приводного вітру з високим просторовим дозволом . У даній статті ми розглянемо квазітропіческій циклон, що утворився над Чорним морем в кінці вересня 2005 г. Розвиток цього вихору і його вплив на морське середовище є унікальну можливість для тестування атмосферних і морських моделей.

    В кінці вересня 2005 року в атмосфері над південно-західною частиною Чорного моря розвинувся аномальний інтенсивний мезомасштабної циклон, що нагадував своїм виглядом тропічний ураган. Цей циклон мав так званий очей і в діаметрі не перевищував 300 км. На супутникових знімках за 25 -27 вересня чітко простежуються спіралеподібні смуги хмар (див. Далі рис. 4, а). За температурі верхньої межі хмар -33 - -50 ° С вдалося визначити, що циклон по вертикалі доходив до Тропопауза. Швидкість вітру

    © Д.А. Ярова, В.В. Єфімов, М.В. Шокуров, C.B. Станичний, B.C. Барабанов, 2008

    в зоні, охопленій циклоном, досягала 20 - 25 м / с. Хоча цей циклон ле придбав руйнівних характеристик свого тропічного родича, але тим не менше погодні умови призвели до затримки рейсів суден з Криму і Одеси до Стамбулу. Циклон стояв над Чорним морем з 25 по 29 вересня, слабо блукаючи, 29 вересня він почав переміщатися на південь і до 30 вересня повністю покинув акваторію Чорного моря.

    Цей атмосферне циклон зробив помітний вплив на термічну структуру верхнього шару Чорного моря. Циклонна завихренность поля швидкості приводного вітру і екмановская дивергенція в верхньому перемішаному шарі моря викликали підйом термокліна і навіть вихід його на поверхню, зниження температури поверхні і зниження рівня моря. Екмановская дивергенція привела також до виникнення геострофічних збалансованого циклонічного вихору в самому морі, який, на відміну від атмосферного, був більш довготривалим.

    Розрахована за даними з супутника ОіПсБсМ швидкість підйому термокліна склала 2-10'4 м / с, в той час як типове середньосезонного значення вертикальної швидкості в верхньому шарі для Чорного моря дорівнює за різними оцінками (1 - 2) -10'6 м / с . Згідно супутниковими даними, 29 вересня температура поверхні моря під атмосферним циклоном знизилася на значну величину - більш ніж на 10 ° С (рис. 1), що свідчить про вихід холодних вод з глибини близько 30 м на поверхню. Це пляма холодної води простежувалося до 23 жовтня: 29 вересня перепад температури становив 14 ° С, 13 жовтня - (3 - 4) ° С і 23 жовтня - (1 - 2) ° С. Аль-тіметріческіе супутникові вимірювання показали також зниження рівня моря на 30 см в області, над якою стояв циклон. Характерна швидкість течії води в циклонічних вихорі, оцінена з умови геострофічного балансу по перепаду температури або перепаду рівня між центром і периферією циклону, при ширині течії, що дорівнює 50 км, склала близько 60 см / с (рис. 1).

    Мал. 1. Температура поверхні Чорного моря (° С) за супутниковими даними за 29 вересня 2005 р 42 ISSN 0233-7584. Мор. гідрофіз. журн., 2008, N ° 3

    Для того щоб визначити причини зародження і зростання аномального циклону над Чорним морем, необхідні окремі детальні дослідження. Однак попередньо можна відзначити отримані за даними оперативного аналізу великомасштабні характерні особливості синоптичної ситуації, які, мабуть, сприяли її виникненню.

    По-перше, спостерігався великий перегрів поверхні моря в порівнянні з навколишнім сушею, що призвело до збільшення вмісту вологи в атмосфері над морем. 18 вересня температурний контраст море - суша становив 7 ° С (24 ° С - море і 17 ° С - суша), до 24 вересня він досяг 12 ° С (23 ° С - море і 11 ° С - суша).

    По-друге, конвергенція поля швидкості вітру на нижніх рівнях в атмосфері (рис. 2) сприяла розвитку конвекції.

    По-третє, спостерігалося зменшення стійкості атмосфери, пов'язане з вторгненням холодного повітря в Чорноморський регіон.

    По-четверте, з 19 по 30 вересня над європейською територією Росії перебував блокуючий антициклон (рис. 2). Він сприяв конвергенції на нижніх рівнях і в той же час блокував над Балканами звичайний синоптичний циклон, що викликав сильні опади.

    По-п'яте, через блокуючого антициклону не було сильного фонового вітру, який міг би в результаті адвектівних перенесення розвивається циклону з моря на сушу перешкоджати його розвитку.

    10 м / с

    60е в. д.

    Мал. 2. Швидкість вітру (м / с) на рівні тиску 1000 гПа в 0 год 25 вересня 2005 р даними оперативного аналізу (напрямок і швидкість вітру показані стрілками)

    Як відомо, тропічні циклони (тайфуни) виділяють в окрему групу, так як вони відрізняються від среднеширотной циклонів причинами виникнення, характером розвитку і деякими особливостями структури. Зазвичай тропічні циклони мають порівняно невеликий розмір близько 200 - 300 км в діаметрі, в той же час тиск в центрі циклону опускається до 960 гПа, іноді до 910 гПа. Швидкість вітру в спіральних рукавах досягає 70 - 90 м / с. У центрі тропічного циклону є область шириною 20 - 30 км з ясним або майже ясним небом і слабким вітром - очей тропічного циклону. Обмежує очей кільцева область (стіна очі) характеризується потужною проникаючою кучевой конвекцією, зливовими опадами і грозами, штормовими вітрами і сильними вітровими хвилями. Відсутність хмар в оці пов'язано з осіданням повітря в центрі тропічного циклону [2].

    Майже всі тайфуни формуються в тропіках в межах 30 ° широти на північ і південь від екватора. Виявилося, однак, що циклони, схожі за своєю структурою з тропічними, утворюються час від часу і в внетропіче-ських областях, зокрема над Середземним морем. Сприятливі умови для цього створюються, як правило, при вторгненні північноатлантичних повітряних мас і наступному перенесення холодного повітря над теплим морем. Це, в свою чергу, викликає сильні потоки тепла від поверхні моря і глибоку конвекцию.

    Основною областю, де відбувається циклогенез, вважається Західне Середземномор'ї [3,4]; але інтенсивні циклони діаметром кілька десятків кілометрів там трапляються рідко. Однак в 1982 р над Південною Італією в заповнювати синоптичної депресії утворився невеликий циклон, що викликав вітри ураганної сили [5]. У 1993 р неглибокий циклон утворився над затокою Анталья в східній частині Середземного моря [6]. Виникнення цього циклону пояснюється в основному впливом рельєфу, але підтримували циклон потоки прихованого тепла від поверхні моря. У 1995 р квазітропіческій циклон виник над південно-східною частиною Італії [7]. Дослідники встановили наявність теплого ядра у циклону і показали, що важливу роль в вихреобразование грали потоки тепла і вологи від поверхні; при цьому вплив потоків явного та прихованого тепла було приблизно однаковим. В роботі [8] відмічені незвичні характеристики двох мезомас-штабних циклонів, що утворилися над Середземним морем в 1996 р Дослідники описали квазітропіческіе властивості цих циклонів, а також показали, що велике значення для приповерхневого вихреобразования мали раніше сформувалися висотні улоговини.

    Схожі мезомасштабної циклони, звані полярними, спостерігаються над високоширотну частинами океанів. Полярний циклон має невеликі розміри від декількох десятків до декількох сотень кілометрів, час його життя не перевищує півтори доби. Ці потужні циклони зі швидкістю вітру понад 15 м / с утворюються над Атлантичним і Тихим океанами між 50 і 70 ° широти в обох півкулях при вторгненні холодного повітря з суші. За рік в цій області виникають сотні полярних мезомасштаб-них циклонів. Характерною ознакою полярного циклона на супутникових

    знімках є закручена спіралеподібного область високих конвективних хмар в формі коми з вираженим безхмарним оком в центрі. Полярні циклони іноді мають деякі ознаки класичних середньо-широтних циклонів - початковий зростання за рахунок бароклинной нестійкості, приземні фронти. У той же час часто значну роль в їх розвитку грають потоки явного і прихованого тепла від поверхні океану і конвергенція потоку вологи на нижніх рівнях, що призводить до вимушеної конвекції і виділенню тепла при конденсації вологи на верхніх рівнях. В цьому відношенні полярні циклони схожі на тропічні.

    У даній статті буде показано, що унікальний для Чорноморського регіону мезомасштабної циклон, який розвинувся над південно-західною частиною моря 25 - 29 вересень 2005 року, за основними ознаками можна віднести до квазітропіческім циклонів.

    Опис моделі. Мезомасштабної атмосферні процеси зазвичай мають низьку забезпеченість вимірами. Це відноситься ц оскільки він розглядався циклону над Чорним морем. Крім даних з супутника УІО&саг про швидкість вітру і хмарності, інших даних вимірювань в атмосфері з високим просторовим дозволом фактично немає. Тому головним методом при вивченні цього мезомасштабної циклону є чисельне моделювання.

    Для моделювання використовувалася мезомасштабна негідростатіческая модель п'ятого покоління ММ5 версії 3.6.2, розроблена в університеті штату Пенсільванія [9,10]. Ця модель, призначена для відтворення та прогнозу мезомасштабної атмосферної циркуляції, бьща адаптована для умов Чорноморського регіону. Не зупиняючись На детальному описі моделі ММ5, вкажемо лише її основні можливості:

    - моделювання на вкладених сітках з двостороннім обміном даними між доменами сусідніх рівнів;

    - негідростатіческіе рівняння, що дозволяє використовувати модель для відтворення явищ з горизонтальним масштабом порядку декількох кілометрів;

    - чотиривимірний засвоєння даних вимірювань;

    - численні схеми параметризації фізичних процесів. Підсівши-точні процеси горизонтальної дифузії, вертикальних Потоків імпульсу, тепла і вологи, хмарність та опади параметризуються в декількох варіантах в залежності від обраного просторового дозволу.

    Модель заснована на системі повних рівнянь гідродинаміки без використання наближення гідростатики. Для інтегрування по часу використовується схема «чехарда» в поєднанні зі сглаживающим тимчасовим фільтром Робера - Асселіном. Засвоєння граничних умов (вихідних даних оперативного аналізу) організовано в моделі ММ5 за методом релаксації: при переході від кордону домену всередину змінна релаксує до внутрішнього значенням.

    У даній роботі коротко представлені результати моделювання, яке проводилося на трьох вкладених сітках з дозволами 90x90, 30x30 і

    л

    10x10 км і кількістю осередків 34x31, 64x46, 124x73 відповідно (рис. 3). Центр основного домену розташований на Кримському півострові; координати центру домена - 35 ° с.ш.5 45 ° східної довготи По вертикалі використовувалися 23 нерівномірно розташованих по висоті сигма-рівня зі збільшеним дозволом в нижній тропосфері. Для завдання початкових і граничних умов використовувалися дані оперативного глобального аналізу, надані ИСЕР, з просторовим дозволом 1 ° і тимчасової дискретністю 6 ч. Початкові умови для всіх доменів задавалися за даними оперативного аналізу, а бічні граничні умови оновлювалися кожні 6 ч.

    В ході моделювання застосовувалися такі схеми параметризації.

    MRF {Medium Range Forecast) - схема параметризації планетарного прикордонного шару. Ця схема має чотири режими стійкості: стійкий (нічний) режим, загасаюча динамічна турбулентність, вимушена конвекція і вільна конвекція. Приземний прикордонний шар розраховується на базі теорії подібності Монина - Обухова. Схема кінцево-різницевої апроксимації забезпечує збереження маси і енергії, а також потенційної ентропії.

    RRTM {Rapid Radiative Transfer Model) - схема перенесення довгохвильового випромінювання для розрахунку радіаційного балансу. У схемі параметризації перенесення випромінювання враховується взаємодія короткохвильового і довгохвильового радіації з атмосферою як при відсутності, так і при наявності хмарності.

    Simple Ice {Dudhia) - схема розрахунку микрофизических процесів фазових перетворень води в атмосфері.

    Rain - Fritsch - схема параметризації кучевой конвекції для доменів з дозволом 90 і 30 км.

    Grell - схема для домену з дозволом 10 км, найбільше підходить для доменів з високою роздільною здатністю.

    Температура поверхні суші моделювалася з використанням рівняння теплопровідності для грунту, а температура поверхні моря задавалася як зовнішній параметр і не змінювалася під час моделювання.

    Більш докладний опис схем параметризації приведено в роботах [9,10].

    Спочатку призначена для розрахунку регіональної погоди з високою роздільною здатністю останнім часом модель ММ5 все частіше використовується для моделювання тропічних і квазітропіческіх середземноморських і полярних циклонів [11,12]. Результати такого моделювання з високим просторовим дозволом (до 3 км) добре узгоджуються з наявними даними вимірів, наприклад радарних вимірювань опадів і вологості. Найбільш вражаючим є відтворення тонкої просторової структури конвекції в тропічному циклоні: конвективних хмарних веж з масштабом кілька кілометрів. Ці вежі об'єднуються в скупчення, які закручуються в спіральні рукави з масштабом порядку сотень кілометрів. Причина такого успіху моделі ММ5 складається, по-видимому, в правильній детальної параметризації фізичних подсеточной процесів. Саме це дозволило використовувати ММ5 для моделювання аномального циклону над Чорним морем і таким чином підтвердити достовірність отриманих результатів.

    Результати моделювання. Оскільки розглянутий циклон є швидко зростаючим нестійким обуренням, невеликі зміни в початкових умовах можуть привести до значних розбіжностей у подальшій еволюції. Ми провели серію чисельних експериментів, які стартували в різний час від 0 год 20 вересня до 0 год 25 вересня з кроком в 12 ч (тут і далі час за Гринвічем). Як і очікувалося, результат моделювання сильно залежить від завдання початкових умов. Не вдаючись в подробиці, скажемо, що найбільш вдалий час для початку моделювання цього циклону 0 год 25 вересня 2005 р.

    Мабуть, важливою обставиною є наявність до цього терміну в даних оперативного аналізу «затравки», або «зародка» (слабкого майже круглого вихору зі швидкістю вітру близько 10 м / с (рис. 2), з якого згодом розвинувся квазітропіческій циклон). При моделюванні тропічних циклонів подібні «зародки» зазвичай штучно вводяться в великомасштабне синоптична оточення, тому що без них тропічний циклон не виникає [12]. У нашому випадку цього робити не треба було, так як «зародок» вже містився в початкових умовах, отриманих за даними оперативного аналізу, а за допомогою моделі ММ5 з «зародка» вдалося відтворити формування зрілого циклону.

    На підтвердження вищесказаного слід зазначити, що коли для завдання початкових і граничних умов використовувався масив даних реаналіза NCEPINCAR з більш грубим просторовим дозволом, відтворити квазітропіческій циклон не вдалося. Це пояснюється відсутністю «затравки» в початкових умовах.

    Далі розглядається варіант з початковими умовами для 0 год 25 вересня (початкові і граничні умови взяті з даних оперативного аналізу). Моделювання проводилося на 6 діб: з 25 до 30 вересня.

    У моделі були успішно відтворено всі стадії еволюції циклону -ріст, зріла стадія і загасання після виходу на територію Туреччини. Згідно з результатами моделювання до 10 год 27 вересня приповерхнева швидкість вітру в циклоні перевищила 20 м / с. До 22 год 28 вересня глибина циклону досягла максимального значення 992 гПа. Після цього циклон почав слабшати, переміщатися на південь і к Детально 29 вересня вийшов на сушу.

    Тропічний циклон зі швидкістю вітру від 17,5 до 33 м / с переходить в категорію тропічного шторму за шкалою Саффір - Симеона. Зазвичай тиск в центрі класичного тропічного циклону становить 950 -960 гПа, досить часто воно падає до 890 гПа, рекордно низький тиск в центрі тропічного циклону - 875 гПа.

    Для детального дослідження стадій зростання і загасання циклону необхідний аналіз джерел, стоків і швидкостей зростання кінетичної, потенційної і теплової енергій, імпульсу, моменту імпульсу, завихренности, потенційної завихренности. Це буде зроблено в наступних статтях, а тут розглянемо сталу зрілу стадію розвитку, коли швидкості зміни зазначених змінних малі і в рівняннях для них виконуються умови балансу. Зріла стадія наступила в 12 ч 27 вересня.

    На рис. 4 показані хмарність над Чорним морем за супутниковими даними, а також швидкість вітру на висоті 10 м і тиск на рівні моря для 12 год 27 вересня по результатам моделювання. Видно, що в моделі успішно відтворені розміри і положення циклону. Подібний збіг має місце і для інших термінів (не показано); невеликі блукання, які циклон здійснював за час свого життя в південно-західній частині Чорного моря, добре відтворюються моделлю.

    Для демонстрації вертикальної структури циклону на рис. 5, а показаний вертикальний розріз модуля горизонтальної швидкості вітру, проведений через поверхневий центр циклону. Розріз зроблений на рівнях тиску від 975 до 200 гПа; широта 42,3 °, довгота змінювалася від 28 до 32 °. На цьому розрізі добре помітний майже безвітряний вертикальний стовп повітря, тобто очей. Видно, що циклон сягав рівня тиску 350 - 400 гПа; висота його, таким чином, становила близько 8 км. Висотна вісь циклону була близька до вертикалі, і, значить, центр вихровий структури його хмарної системи збігався з приземним центром циклону.

    Зазвичай тропічний циклон, на відміну від среднеширотной, має тепле ядро. Для потужних тропічних ураганів аномалія температури в центрі циклону щодо навколишньої атмосфери досягає 16 ° С з максимальним значенням на рівні 200 - 400 гПа. Ми перевірили наявність теплого ядра у розглянутого квазітропіческого циклону. Для цього на кожному рівні тиску були обчислені середня по домену температура повітря і відхилення від середньої температури А Г. На рис. 5, б на вертикальному розрізі AT для 12 год 27 вересня видно тепле ядро ​​циклону з максимумом прогріву 3 ° С на рівні 550 гПа.

    26 * 28 ° 30 ° 32 "34 * 36 ° 38 ° 40 * вд42 *

    а

    30 м / с

    47 ° с.ш

    46 °

    45 °

    44 °

    43 °

    42 °

    28 ° 30 ° 32 ° 34 ° 36 * 38 ° 40 ° В.Д. 42 °

    б

    47 ° С.Ш 46 °

    45 °

    44 ° 43 ° 42 ° 41 °

    28 ° 30 ° 32 ° 34 ° 36 ° 38 ° 40 ° в д. 42 °

    В

    Мал. 4. Порівняння супутникових даних і результатів моделювання: а - з проясненнями за супутниковими даними, б - швидкість вітру (м / с) на висоті 10 м над поверхнею, в - тиск (гПа) на рівні моря за результатами моделювання для 12 год 27 вересня

    р, гПа

    а

    р, гПа

    Мал. 5. Вертикальна структура циклону: а - розріз модуля горизонтальної швидкості вітру (м / с), б - розріз відхилення від середньої температури (° С) для 12 год 27 вересня (широта 42,3 ° с, на рис. 6 тонкі суцільні лінії відповідають позитивним значенням, а жирні - негативним)

    Максимальний за весь час життя прогрів ядра циклону становив 4 ° С і був досягнутий в 16 ч 28 вересня на рівні тиску 750 гПа. Вертикальні швидкість і прискорення в оці циклону в зрілої стадії розвитку малі,

    тому виконується наближення гідростатики. Аномалію тиску на рівні моря можна визначити, знаючи розподіл температури з рівняння гідростатики. З рівняння гідростатики і рівняння стану легко показати, що різниця Ар між тиском на рівні моря в центрі циклону і на його периферії наступна:

    л yoНАТ

    тут ро - тиск на рівні моря; g - прискорення вільного падіння; Н-висота циклону; Я - газова постійна для сухого повітря; АТ - аномалія абсолютної температури (К) в центрі циклону, осредненная по висоті; Т - абсолютна температура повітря (К) на периферії циклону, також осредненная по висоті. Приймемо р0 рівним 1000 гПа. За результатами моделювання відомі значення наступних величин: Н = 9500 м, АТ = 3 К, Т = 265 К. Підставивши ці значення в рівняння, отримаємо Ар ~ 14 гПа. Розраховане за формулою значення Ар (14 гПа) близько до отриманого за результатами моделювання (16 гПа).

    Тропічний циклон в першому наближенні осесиметричних. Перші моделі тропічних циклонів, як аналітичні, так і чисельні, були осесиметричними. Відхилення від осьової симетрії останнім часом інтенсивно досліджуються і описані в літературі. Вони пов'язані з поступальним переміщенням циклону, а також з утворенням спіральних рукавів і так званих вихрових хвиль Россби, що біжать в азимутному напрямку навколо центру циклону [13]. Ці відхилення будуть розглянуті окремо в інших статтях, а тут досліджуємо більш важливу осесиметричних структуру циклону.

    Для цього використовуємо циліндричну систему координат (г, ср9 р) 9 започаткована ще збігаються з приземним центром циклону і переміщається разом з ним. Всі змінні осредняются по азимутальної кутку <р, отримані азимутальні середні залежать тільки від відстані від центру циклону г і тиску р. Вектор швидкості в циліндричних координатах має три компоненти: азимутально радіальну уг і вертикальну ж Для опису структури циклону також вводиться поняття радіуса максимальної швидкості вітру гтах - відстані від центру циклону, на якому осредненная по азимуту (азимутальная) швидкість вітру досягає максимального значення.

    Ще одна важлива величина, яка була обчислена і необхідна для опису динаміки циклону - абсолютний момент імпульсу на одиницю маси: М = 2 - сума відносного моменту імпульсу у ^ г і моменту

    імпульсу, пов'язаного з планетарним обертанням, ^ г2 / 2. При відсутності тертя абсолютний момент імпульсу є лагранжевскім інваріантом, тобто зберігається для рухається частинки повітря.

    На рис. 6 показана осесиметрична структура циклону: азимутальная у ^, радіальна Vг і вертикальна компоненти швидкості вітру, осредненние по азимутальної кутку, для 12 год 27 вересня.

    90 105 120 135 150

    I, км

    Мал. 6. Вертикальні розрізи усереднених по азимуту полів для 12 год 27 вересня: а - азимутальная швидкість вітру (м / с), б - радіальна швидкість вітру (м / с), в - вертикальна швидкість вітру (м / с), г - абсолютний момент імпульсу (105 м2 / с) (суцільні лінії) і еквівалентна потенційна температура (° с) (штрихові) (на рис. б, в тонкі суцільні лінії відповідають позитивним значенням, а жирні - негативним)

    Основна особливість зрілого урагану - кільцева область екстремально сильного азимутального вітру. Цю циклонічну азимутально циркуляцію зазвичай називають первинної. Первинна циркуляція максимальна на поверхні і убуває з висотою. Азимутна швидкість в тропічних циклони може досягати максимального значення 70 м / с при гтах = 20 - 40 км.

    Показане на рис. 6 розподіл азимутальной швидкості у ^ р.н) для чорноморського циклону дуже схоже на розподіл для стандартного тропічного циклону. При фіксованому тиску приблизно лінійно зростає зі збільшенням г від 0 до гтах = 60 км, що відповідає твердотельному обертанню або постійної завихренности, а потім зі збільшенням г зменшується. Максимального значення 27 м / с досягає на рівні тиску 925 гПа, вище цього рівня з висотою зменшується.

    Інша важлива особливість тропічного циклону - конвергенція поля швидкості в нижніх шарах атмосфери, підйом повітря в стіні очі, збігатися (що дає по положенню з областю максимального азимутального вітру, і

    дивергенція на верхніх рівнях. Ця тороїдальна циркуляція називається вторинною. Для сильного тропічного циклону радіальна швидкість vr може досягати величини 25 м / с внизу в області припливу повітря і 12 м / с нагорі в області відтоку. Вертикальна швидкість підйому повітря в стіні очі досягає величини 2 м / с.

    На рис. 6, б, в наведено розподілу радіального vr (r, р) і вертикальної w (r, р) швидкостей для чорноморського циклону. Вони схожі на відповідні розподілу для тропічного циклону. Сильний приплив повітря до центру циклону (конвергенція) відбувається в прикордонному шарі на рівнях тиску нижче 800 гПа, а сильний відтік (дивергенція) - на верхніх рівнях вище 500 гПа (рис. 6, б). Найбільше значення швидкості припливу 5 м / с досягається на висоті 300 м, а найбільше значення швидкості відтоку 3 м / с - на висоті 7400 м. На рис. 6, в видно сильний вертикальний підйом повітря в стіні очі на відстані 60 км від центру циклону у всій товщі тропосфери з максимальною швидкістю 0,3 м / с на рівні 700 гПа і слабке осідання в оці циклону з максимальною швидкістю 0,06 м / с.

    Головний механізм формування первинної циркуляції - збереження абсолютного моменту імпульсу при конвергенції в нижніх шарах. Кільце обертається повітря при конвергенції стискається, і тому азимутальная швидкість збільшується. Якщо на периферії циклону на відстані г0 від центру vv = 0, то закон збереження абсолютного моменту імпульсу дає

    M-v ^ r + fr2il = frl / 2 = const. У центрі циклону при г = 0 азимутальная швидкість vv повинна звернутися в нескінченність. Насправді, починаючи з радіуса rmax, конвергенція і радіальна швидкість різко зменшуються, а азимутальная швидкість при г = rmax досягає максимуму. Відповідно до рівняння нерозривності кільце повітря спочатку піднімається вгору і потім на верхніх рівнях за рахунок дивергенції розтягується, при цьому зменшується швидкість обертання ту На нижніх рівнях абсолютний момент імпульсу не зберігається через тертя, тому М зменшується при зменшенні г, як це видно на рис. 6, м На верхніх же рівнях абсолютний момент імпульсу зберігається, і там ізолінії М збігаються з лініями струму вторинної циркуляції (рис. 6, г).

    Існує два основні механізми розвитку і підтримки вторинної циркуляції. Перший пов'язаний з виділенням прихованого тепла при конденсації вологи в стіні очі в умовах глибокої конвекції, з прогріванням повітря і збільшенням його плавучості. Підвищена в порівнянні з периферією циклону плавучість підсилює підйом повітря в стіні очі і, отже, конвергенцію на нижніх рівнях. Цей механізм працює на ранній стадії розвитку вихору і досить добре відтворюється майже всіма існуючими схемами параметризації конвекції. Другий механізм пов'язаний з поверхневим тертям. Циклонна завихренность первинної циркуляції призводить до екмановской конвергенції за рахунок тертя в прикордонному шарі і позитивної вертикальної швидкості на його верхній межі. У зрілому циклоні переважає другий механізм.

    В даний час існує дві загальновизнані теорії тропічного циклогенезу - теорія конвективного нестійкості другого роду

    т

    (CISK) і теорія викликаного вітром поверхневого потоку тепла (WISHE). Теорії CISK і WISHE детально обговорюються в роботі [14]. Більш правдоподібним зараз вважається механізм WISHE, в якому вирішальну роль відіграє позитивний зворотний зв'язок між швидкістю вітру (первинної азимутальной циркуляцією) і потоками явного і прихованого тепла від поверхні океану. Збільшення швидкості вітру призводить до збільшення поверхневих потоків тепла. Це тепло за рахунок конвекції поширюється в стіні очі вгору, збільшує плавучість повітря, підсилює конвергенцію на нижніх рівнях і за рахунок збереження моменту імпульсу підсилює первинну циркуляцію.

    Мабуть, механізм WISHE мав місце в даному випадку. Щоб точно відповісти на це питання, потрібен детальний аналіз результатів моделювання. Поки попередньо можна сказати, що поверхневі потоки явного і прихованого тепла в області стіни очі, де вітер максимальний, досягали дуже великих величин: 300 і 700 Вт / м2 відповідно.

    Конвекція була добре виражена на всіх стадіях розвитку циклону. По-перше, це конвективная хмарність та конвективні опади, зосереджені в спіральних рукавах, закручених навколо ока. Характерні просторові масштаби конвективного хмарності вийшли такі ж, як і на супутникових знімках. Радіус стіни очі з максимальною конвекцією дорівнює 60 км, а радіус всієї хмарної системи - 150 км. Величина опадів становить 10 см / добу. По-друге, ознакою глибокої конвекції є великі значення еквівалентної потенційної температури де. На рис. 6, г показано розподіл осредненной по азимуту еквівалентної потенційної температури. У стіні очі, де зосереджена конвекція, нд досягає величини 53 ° С. Для сильного тропічного циклону еквівалентна потенційна температура в стіні очі досягає 90 ° С.

    Висновок. У статті представлені результати дослідження аномального квазітропіческого циклону, який зародився над Чорним морем в кінці вересня 2005 г. Для дослідження циклону використовувалася негідростатіческая чисельна модель ММ5 з початковими і граничними умовами, взятими з даних оперативного глобального аналізу.

    На моделі розраховані основні характеристики циклону, узгоджуються з наявними супутниковими даними про швидкість вітру (скаттерометр QuikScat) і хмарності.

    По-перше, відтворена еволюція циклону за 25 - 29 вересня - зростання, зріла стадія і загасання. По-друге, змодельована траєкторія центру циклону: протягом 5 діб вихор здійснював незначні блукання в південно-західній частині Чорного моря. По-третє, отримана близька до осесіммет-річної форма вихору зі спіральними рукавами. По-четверте, розраховані розмір циклону, радіус максимальної швидкості вітру 60 км і радіус хмарної системи 150 км, а також максимальна швидкість вітру на поверхні, що перевищує 20 м / с.

    Крім того, за допомогою моделі відтворені інші параметри циклону, що не були виміряні: зокрема, первинна циркуляція з при-

    поверхневим максимумом азимутальной швидкості і поступовою загасанням до рівня 300 гПа, а також вторинна циркуляція з конвергенцією на нижніх рівнях, підйомом в стіні очі і дивергенцией на верхніх рівнях. Циклон має безхмарним оком, де осідає повітря, і теплим ядром з максимумом прогріву 3 ° С. Хмарність та опади зосереджені в стіні очі, що складається з декількох спіральних рукавів. Сумарний потік явного і прихованого тепла досягає розміри 1000 Вт / м2. Максимальні значення еквівалентної потенційної температури становлять близько 77 ° С.

    Таким чином, за всіма цими характеристиками аномальний чорноморський циклон має основні властивості тропічних циклонів.

    СПИСОК ЛІТЕРАТУРИ

    1. Wigley Т. W. L. Input needs for downscaling of climate data // Discuss. Paper. - 2004. - 36 p.

    2. Emanuel К.Л. Tropical Cyclones // Annu. Rev. Earth Planet. Sci. - 2003. - 31. - P. 75 - 104.

    3. Homar V., Romero R., Stensrud D.J. et al. Numerical diagnosis of a small, quasi-tropical cyclone over the western Mediterranean: Dynamical vs. boundary factors // Quart. J. Roy. Meteor. Soc. -2003. 129, № 590. - P. 1469 - 1490.

    4. Meneguzzo F., Pasqui M., Messeri G. et al High-resolution Simulation of a Deep Mediterranean Cyclone Using RAMS Model // Unpubl. manusc. - 2000. - 21 p.

    5. Ernst J.A., Matson M. A Mediterranean tropical storm? // Weather. - 1983. - 38. - P. 332 - 337.

    6. Alpert P., Tzidulko M., Izigsohn D. A shallow short-lived meso-beta cyclone over the Gulf of Antalya, Eastern Mediterranean // Tellus. - 1999. - 5] _A, № 2. - P. 249 - 262.

    7. Pytharoulis L, Craig G.C., Ballard S.P. The hurricane-like Mediterranean cyclone of January 1995 // Meteorol. Applications. - 2000. - 7, № 3. - P. 261 - 279.

    8. Reale O., Atlas R. Tropical cyclone-like vortices in the extratropics: Observational evidence and synoptic analysis // Wea. Forecas. ~ 2001. - 16, № 1. - P. 7 - 34.

    9. Grell G.A., Dudhia J., Stauffer D R. A description of the fifth-generation Penn State / NCAR Mesoscale Model (MM5) // NCAR Tech. Note. - 1995. - 131 p.

    10. Dudhia J., GUI D "Guo Y.-R. et al PSU / NCAR Mesoscale Modeling System. Tutorial Class Notes and User's Guide: MM5 Modeling System Version 3 // NCAR Tutor. Notes. - 2005. - 225 p.

    11. Reed R.J., Kuo Y.-H., Albrigh M.D. et al Analysis and modeling of a tropical-like cyclone in the Mediterranean Sea // Meteorol. Atmos. Physics. - 2001. - 76, X® 3 - 4. - P. 183 - 202.

    12. Liu Y., Zhang D.-L., Yau M .. A multiscale numerical study of hurricane Andrew (1992). Part I: Explicit simulation and verification // Mon. Wea. Rev. - 1997.-125, № 12. - P. 3073 - 3093.

    13. Enagonio JMontgomery M.T. Tropical cyciogenesis via convectively forced vortex Rossby waves in a shallow water primitive equation model // J. Atmos. Sci. - 2001. - 58, № 7. - P. 685 - 705.

    14. Craig G.C., Gray S.L. CISK or WISHE as the mechanism for tropical cyclone intensification // Ibid. - 1996. -53, № 23. - P. 3528-3540.

    Морський гідрофізичний інститут HAH України, Матеріал надійшов

    Севастополь до редакції 26.07.06

    Після доопрацювання 16.11.06

    ABSTRACT Long-lived meso-scale cyclone observed above the Black Sea in September, 2005 was characterized by strong winds (25 m / s) and induced unusual sea surface temperature drop (more than 10 ° C). The cyclone is simulated using the model MM5 and the global operational analysis data. The model simulates the cyclone evolution and the structure similar to a tropical cyclone. The primary azimuthal and secondary radial circulations, the clear sky eye with the warm core on the midlevels, the eyewall with strong updrafts and intensive convection and precipitation are well pronounced. Latent and sensible heat fluxes on the sea surface play a dominant role in genesis and development of the cyclone.

    ISSN 0233-7584. Mop. гідрофіз. журн., 2008, № 3

    55


    Ключові слова: CYCLONE / TROPICAL CYCLONE / WIND VELOCITY / AZIMUTHAL VELOCITY / WARM CORE

    Завантажити оригінал статті:

    Завантажити