CC BY
33
В.В. Гурьянов, А.Н. Фахрутдинова
Казанский государственный университет, Казань Vladimir.Guryanov@ksu.ru
ВЫСОТНО-ШИРОТНАЯ СТРУКТУРА ПЛАНЕТАРНЫХ ВОЛН В СТРАТОСФЕРЕ И ТРОПОСФЕРЕ
Введение
Вплоть до недавнего времени рекомендованной к использованию оставалась справочная модель CIRA 1972 (COSPAR,1972). Эта зональная модель проверялась на основе ракетных и спутниковых данных в 1970-е годы и пользуется широким признанием у мировой научной общественности (Атмосфера, 1991). Вместе с тем были выяснены пределы ее применимости и недостатки. По существу, это была модель северного полушария. Для южного полушария предлагалось использовать модель северного полушария со сдвигом на шесть месяцев. К недостаткам модели CIRA 1972 можно отнести отсутствие данных о меридиональной компоненте ветра.
В значительной степени многие из указанных недостатков модели CIRA 1972 были сняты в первой модели, построенной по спутниковым данным CIRA 1986 (Barnett, Corney, 1985a; 1985b). Она состоит из двух частей. В первой (Barnett, Corney, 1985a) представлена зональная модель, во второй (Barnett, Corney, 1985b) модель немигрирующих планетарных волн в виде амплитуд и фаз температуры и геопотенциальной высоты с зональными волновыми числами m = 1, 2. Обе модели дают глобальное покрытие от 800 ю.ш. до 800 с.ш. в диапазоне от подстилающей поверхности до высоты 80 км. Фактически модель CIRA 1986 «сшивалась» из данных, полученных из разных источников.
Целью данной работы является построение модели планетарных волн температуры, зонального и меридионального ветра с использованием разложения Фурье по зональным волновыми числами m = 1, 2. В качестве исходных данных использовались ежедневные данные архива Met Office Stratospheric Assimilated Data для северного и южного полушарий за период 1992 - 2002 в слое 1000 -0,316 гПа (примерно 0 - 55 км).
В предлагаемой модели по сравнению с CIRA 1986 (в интервале высот 0 - 55 км) используются новые, более надежные ежедневные данные (синхронные для тропосферы и стратосферы обоих полушарий), полученные по единой методике за 11-ти летний период (Swinbak,1994) с глобальным покрытием от 87,50 ю.ш. до 87,50 с.ш. для температуры и от 88,750 ю.ш. до 88,750 с.ш. для ветра. Модель включает стационарные планетарные волны зональной и меридиональной компонент скорости ветра, а также нестационарные волны рассматриваемых термодинамических параметров, обусловленные межсуточной и межгодовой изменчивостью с зональными волновыми числами m = 1, 2.
Методика расчетов
Вычисление средних многолетних (1992 - 2002) значений амплитуд зональных гармоник рассматриваемых параметров было выполнено следующими способами:
1) по ежедневным (12 часов GMT) исходным данным рассчитываются ежедневные значения амплитуд, затем они осредняются в пределах календарного месяца отдельного
года, после чего по среднемесячным значениям находятся средние за рассматриваемый период амплитуды для данного месяца (нестационарные волны, обусловленные межсуточной изменчивостью);
2) по ежедневным данным для отдельного года рассчитываются среднемесячные поля метеорологических элементов, по ним определяются амплитуды, по которым вычисляются средние за рассматриваемый период значения (нестационарные волны, обусловленные межгодовой изменчивостью);
3) по ежедневным данным для отдельного года рассчитываются среднемесячные поля метеорологических элементов, затем они осредняются за весь период, по полученным средним полям вычисляются амплитуды зональных гармоник для каждого месяца (стационарные волны).
В настоящей работе по данным Met Office были рассчитаны амплитуды зональных гармоник температуры (Д., Д-2), зонального (Д^, Д^) и меридионального (Д., Д2) ветра для волновых чисел 1 и 2. Для обобщенного обозначения амплитуд метеорологического элемента f с волновыми числами 1 и 2 будем использовать обозначения Д и Д. Обозначим амплитуды, рассчитанные первым способом Д(1), Af', вторым - д'2', Af' и третьим - д'3', Af', а взятые из модели CIRA 1986 - ДСЖА86 и Дсж186. Исходя из физических соображений должно выполняться условие а'1' >а'2' >а'3'.
Высотно-широтное распределение амплитуды планетарных волн
Температура. На рисунках 1 и 2 для января и июля (за период 1992 - 2002 гг.) представлено сравнительное (для всех трех способов расчета: Ar(1>, Ar(2> и АТ<3>) высотно-широтное распределение амплитуд зональных гармоник температуры с волновыми числами 1 и 2 соответственно. Независимо от способа расчета для пространственных вариаций поля температуры характерно наличие ряда особенностей. Наиболее заметной отличительной чертой термического поля является наличие двух максимумов амплитуды Д, в нижней и верхней стратосфере внетропичес-ких широт в холодный период, особенно для северного полушария. При этом в северном полушарии с ноября по январь нижний максимум интенсивнее верхнего, в феврале они примерно одинаковы, а в весенний период (март - апрель) имеет место обратное соотношение: верхний максимум превалирует над нижним. Наибольшего значения А^.1' =16,2 0С достигает в декабре на высоте 27,3 км и широте 650 с.ш. (нижний максимум).
Как видно из рис. 1, для волны m = 1 в январе в северном полушарии нестационарность в большей мере проявляется в верхней стратосфере, чем в нижней, т.к. для верхнего максимума разность - ^ составляет около 4 0С, а для нижнего максимума всего 1 0С. Для южного полушария в холодный период (Рис. 1, июль) нестационарность характерна для всей внетропической стратосферы в целом. При
научно-технический журнал
I еоресурсы 4 рр 2006
этом максимальные значения амплитуды волны m = 1 наблюдаются в весенний период. Наибольшего значения А^1-14,8 0С достигает в октябре на высоте 17,9 км и широте 650 ю.ш. (нижний максимум).
Для второй гармоники температуры нестационарность в стратосфере (особенно в верхней) более выражена, чем для первой гармоники (Рис. 2).
Сравнение с моделью CIRA 1986 показывает хорошее количественное соответствие. Высотно-широтное распределение Ají™486 так же имеет два хорошо выраженных высотных максимума во внетропической стратосфере северного полушария в январе примерно на тех же высотах и с той же интенсивностью. Однако очаги Ají™486 расположены примерно на 50 севернее, чем л*3'.
Хорошее количественное и пространственное соответствие между 43> и Ají™486 наблюдается так же и в июле в южном полушарии, тогда как в северном полушарии южнее 400 с.ш. в верхней стратосфере интенсивность л*3' на 1 - 1,50С выше, чем ¿Ц™86. Для летней стратосферы это достаточно существенная величина.
Для второй гармоники температуры высотно-широт-ные распределения и А^""86 в качественном отношении достаточно близки. Однако по величине AJt™486 примерно в 2 раза больше, чем \ Сказанное справедливо как для северного, так и для южного полушария для января и июля.
Амплитуда Aj. в стратосфере обоих полушарий меньше амплитуды А,.. При этом отношение существенно зависит от высоты, сезона и характера волновых колебаний, и может колебаться от 4 (для а|!') и до 7 (для А^) в областях наибольшей интенсивности северного полушария. В южном полушарии для квазистационарных волн (43)) это соотношение в 2 раза больше.
Зимой северного полушария в нижней стратосфере второй гармонике температуры не свойственна стационарность. Здесь амплитуда более чем в 2 раза превышает амплитуду В верхней стратосфере нестационарность, обусловленная второй гармоникой температуры, существенно больше. Это, возможно, связано с отражением волны m = 2 в верхней стратосфере во время стратосферных потеплений (Тарасенко, 1988).
В летний период северного и южного полушарий волновая активность второй гармоники в стратосфере ослаблена и проявляется лишь в тропосфере.
Зональный ветер. На рисунках 3 и 4 также в среднемесячном осреднении (за период 1992 - 2002 гг.) представлено высотно-широтное распределение амплитуд зональных гармоник зонального ветра с волновыми числами 1 и 2. Амплитуда обеих гармоник зонального ветра достигает более высоких значений в северном полушарии, чем в южном. Это относится как к стратосфере, так и к тропосфере. В верхней стратосфере амплитуда достигает максимальных значений 40 - 45 м/с в северном полушарии в декабре, а амплитуда Л^3' максимальна в январе, достигая значений 35 м/с. В южном полушарии нестационарная мода 4« достигает максимума 35 м/с в сентябре, а квазистационарная л<3) со значение 25 м/с в сентябре - октябре.
Высотно-широтное распределение волновой активности зонального ветра существенно отличается от распределения температуры наличием двух широтных максимумов амплитуды зонального ветра с примерно одинаковой интенсивностью в средней и верхней стратосфере обоих полушарий в холодный период. При этом эти очаги макси-
Январь
80 Ю.Ш.60 40 20 0 20 40 60 80 с.ш. 80Ю.Ш.60 40 20 0 20 40 60 80 с.ш.
Рис. 1. Высотно-широтное распределение амплитуд темпера-4«
туры (°С); а) А», б) AT¡(2), в) AT](3).
Январь
Июль
80 Ю.Ш.60 40 20 О 20 40 60 80 с.ш. 80 Ю.Ш.60 40 20 0 20 40
Рис. 2. Высотно-широтное распределение амплитуд температуры (°С); а) 41', б) АТ в) А*3'.
12 Т 2 2
мальных значений амплитуды разделены областями локального минимума, которые располагаются на широтах 65 -700 с.ш. и 60 - 650 ю.ш. соответственно для волны т = 1 и на несколько градусов ближе к экватору для волны т = 2. Один из указанных максимумов расположен в полярной области,
Январь . Июль
80 ю.ш.60 40 20 0 20 40 60 80 с.ш. 80 ю.ш.60 40 20 0 20 40 60 80 с.ш.
Рис. 3. Высотно-широтное распределение амплитуд зонального ветра (м/с); а) Л^1 , б) Аи(2), в) Л^3' .
4 (21) 2006
^ научно-техническим журнал
Георесурсы
Январь
Июль
О ю.ш.60 40 20 0 20 40
0с.ш. 80Ю.Ш.60 40 20 0 20 40 60 80 с.ш.
Рис. 4. Высотно-широтное распределение амплитуд .зонального ветра (м/с); а) Аи (1), б) в) А®.
Январь . Июль
Ш.....
С.Ш. 80 ю.ш.60 40 20 0 20 40 60 80С.Ш.
Рис. 5. Высотно-широтное распределение амплитуд меридионального ветра (м/с); а) Ау (1), б) Ау (2), в)
а другой в умеренных широтах. Такая структура наблюдается с октября по март в стратосфере северного полушария и с августа по ноябрь в стратосфере южного полушария.
В большей мере присутствие двух широтных очагов характерно для волны т = 1. Однако оно проявляется и для амплитуды с волновым числом т = 2. Такое распределение связано со структурой зонального ветра в стратосфере. Среднеширотный максимум совпадает с областью максимума западных ветров стратосферного струйного течения на краю полярной ночи в холодный период. Высокоширот-
Январь . Июль
80 ю.ш.60 40 20 0 20 40 80 80с.ш. 80 ю.ш.60 40 20 0 20 40 80 80с.ш.
Рис. 6. Высотно-широтное распределение амплитуд меридионального ветра (м/с); а) Л^1', б) А^1, в)
ный максимум амплитуды обусловлен характером зимней стратосферной циркуляции. Климатическое расположение циклонического циркумполярного вихря в средней и верхней стратосфере в холодный период северного полушария характеризуется тем, что его центр смещен на атлантико-европейский сектор. Это приводит к появлению восточных ветров к северу от центра циклона. В течение зимы, в силу нестационарности стратосферных процессов, центр циркумполярного вихря довольно часто меняет свое положение. Как следствие происходит частая смена знака зонального ветра в полярной области. Все это приводит к усилению планетарных волн (т = 1 и т = 2) зонального ветра в высоких широтах, что в свою очередь приводит к появлению высокоширотного максимума на рис. 3 и 4. Аналогичные процессы имеют место в южном полушарии.
Высотно-широтное распределение амплитуды второй гармоники зонального ветра имеет более сложную структуру. В зимний период северного полушария для А^ характерно наличие трех центров высоких значений в стратосфере. Так в январе локальные максимумы расположены на следующих высотах и широтах: 55 км и 300 с.ш. (6 м/с), 20 км и 500 с.ш. (6 м/с), 25 км и 75 - 800 с.ш. (8 м/с). Для второй гармоники зонального ветра в течение всего года наблюдаются высокие значения в области тропопаузы.
Меридиональный ветер. На рисунках 5 и 6 дано сравнительное высотно-широтное распределение амплитуд зональных гармоник меридионального ветра с волновыми числами 1 и 2 для нестационарных и квазистационарных мод. Как для зонального ветра и температуры, амплитуда первой гармоники меридионального ветра достигает более высоких значений в северном полушарии, чем в южном независимо от способа расчета. Это относится как к стратосфере, так и к тропосфере. Однако высотно-широтное распределение амплитуд меридионального ветра существенно отличается от зонального. Для него характерно наличие лишь одного широтного максимума в верхней стратосфере в высоких широтах. Амплитуда А® достигает наибольших значений около 40 м/с с декабря по февраль в северном полушарии и 35 м/с в сентябре в южном полушарии. Квазистационарная мода ¿4® в северном полушарии максимальна в январе (35 м/с), а в южном - в сентябре-октябре (25 м/с).
Сравнение амплитуд первой гармоники зонального и меридионального ветра показывает, что они достигают примерно одинаковых максимальных значений в верхней стратосфере (за исключением отдельных месяцев для нестационарных волн). Таким образом, пространственная возмущенность полей зонального и меридионального ветра, обусловленная волной т = 1, имеет один порядок величины.
В противоположность первой гармонике амплитуда второй гармоники меридионального ветра в стратосфере достигает более высоких значений, чем у зонального ветра. Хотя это превышение и небольшое, всего несколько м/с, но оно наблюдается практически для всего года как в северном, так и в южном полушарии для нестационарных и квазистационарных мод. При этом в стратосфере волновая активность квазистационарных мод в северном полушарии в 2 - 3 раза больше, чем в южном, где в течение всего года амплитуды и не превы-
научно-технический журнал
I еоресурсы 4 (21) 2006
шают 3 - 4 м/с. Исключение составляет область верхней стратосферы в широтной зоне 20 - 400 ю.ш., где в период с августа по октябрь амплитуда второй гармоники зонального ветра достигает S - б м/с. Однако для нестационарных волн с волновым числом 2 соотношение между полушариями совершенно иное. Для зонального ветра при сравнимых межполушарных значениях максимум наблюдается в северном полушарии, то для меридионального ветра максимум амплитуды д« = 22 м/с наблюдается в южном полушарии в сентябре. Это на 2 м/с больше январского максимума д« северного полушария. Таким образом, пространственная возмущенность полей зонального и меридионального ветра, обусловленная волной m = 2 существенно отличается для стационарных и нестационарных волн.
В целом, для полей зонального и меридионального ветра нестационарность первой гармоники более выражена в верхней стратосфере, чем в нижней. В большей мере она проявляется в южном полушарии, чем в северном. Однако максимальные значения амплитуды д'1' превышают д'3' не более, чем в 1,5 раза. Для второй гармоники нестационарность проявляется гораздо сильнее: превышает в 4 - 10 и даже более раз.
Выводы
1. Высотно-широтные распределения амплитуд двух старших мод температуры, зонального и меридионального ветра существенно отличаются по структуре, что обусловлено индивидуальными особенностями рассматриваемых физических полей.
2. В северном полушарии наблюдаются более высокие значения амплитуд пространственных планетарных волн температуры, зонального и меридионального ветра как для первой, так и для второй гармоники. Исключение составляет меридиональный ветер для нестационарной моды m = 2, максимум амплитуды которой наблюдается в южном полушарии в сентябре. В верхней стратосфере максимум амплитуды первой гармоники наблюдается зимой северного полушария и весной южного.
3. Нестационарность термодинамических полей больше проявляется в верхней стратосфере по сравнению с нижней, в южном полушарии по сравнению с северным и для второй моды по сравнению с первой.
4. Пространственная возмущенность полей зонального и меридионального ветра, обусловленная волной m = 1 имеет один порядок величины, тогда как амплитуда второй гармоники меридионального ветра в стратосфере достигает более высоких значений, чем зонального.
Работа вытолнена при поддержке гранта РФФИ M 0405-65069. Мыг благодарны! Центру атмосферныш данныгх Великобритании (BADC) за доступ к данныгм Met Office UARS Pressure Level Data.
Литература
Атмосфера. Спpaвoчник. Л.: ^äpoMeTeo^äaT. 1991.
TapaceíKo Д.А. Структура и циркуляция стратосферы и мезосферы северного полушария. Л.: ^äpoMeTeo^äaT. 1988.
Barnett J.J., Corney M. Middle atmosphere reference model derived from satellite data. Handbook for MAP. v. 16. 1985a. 47-85.
Barnett J.J., Corney M. Planetary waves. Handbook for MAP. v. 16. 1985b. 86-143.
COSPAR. International Reference Atmosphere - CIRA 1972 -Berlin. Acad. Verlag. 1972.
Swinbank R., A. O'Neill. A stratosphere-troposphere data assimilation system. Monthly Weather Review. 122. 1994. 686-702.
Яльчик - 2007
XIV Всероссийская конференция
СТРУКТУРА И ^ ДИНАМИКА
МОЛЕКУЛЯРНЫХ СИСТЕМ
V Всероссийская школа молодых ученых
ХИМИЯ, СТРУКТУРА И ДИНАМИКА МОЛЕКУЛЯРНЫХ СИСТЕМ
Пансионат Яльчик, 25 - 29 июня, 2007 г.
Традиционная ежегодная конференция посвящена вопросам исследования характеристик молекулярного движения в гетерогенных средах. Научная программа включает обзорные лекции, пленарные и устные доклады, стендовые сообщения по темам: структура и динамика полимерных систем, синтез, структура и динамика дендри-меров, водорастворимые полимеры, полимерные сетки, биополимеры и биосистемы, наноструктуры и слоистые материалы и д.р.
II Инновационный Всероссийский семинар
НАУКА - ФУНДАМЕНТ РЕШЕНИЯ ПРОБЛЕМ ТЕХНОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ РОССИИ
.Иансионат Яльчик, BG июН#, 2007г. Инновационный бизнес, новые технологии, промышленность^производство;1 добыча и переработка нефти и газа, нефтехимия, медици и медицинская техника,
Пред. оргкомитета: Скирда В.Д Vladimir.Skirda@ksu.ru
научное приборостроение научное приборостроение
Отв. исполнитель: Васильев Г.И. Gennady.Vasilev@ksu.ru, тел. (843)2315189
