Химическая физика, 2019, T. 38, № 7, стр. 37-43

Модель общей циркуляции МСВА

Численная модель средней и верхней атмосферы Российского государственного гидрометеорологического университета [13, 14] использована в настоящем исследовании для экспериментов по изучению чувствительности общей циркуляции и переноса озона к воздействию ОГВ при различных фазах КДК. Эта модель является одной из модификаций модели COMMA_LIM (Cologne Model of the Middle Atmosphere – Leipzig Institute for Meteorology [15]). Решаемая в модели стандартная система примитивных уравнений в сферической системе координат описана Гавриловым с соавт. [16]. Радиационный блок МСВА учитывает изменяющееся в течение дней и сезонов нагревание атмосферы в ультрафиолетовой и видимой областях спектра от 125 до 700 нм, а также выхолаживание в полосах инфракрасного излучения с длинами волн 8, 9.6, 14 и 15 мкм. В нижней термосфере учитываются дополнительные динамические источники тепла, а также ионное торможение, молекулярная и турбулентная вязкость и теплопроводность. Горизонтальная сетка модели имеет шаги в 5° и 5.625° по широте и долготе соответственно. Вертикальная сетка имеет 48 уровней вдоль лог-изобарической вертикальной координаты в диапазоне высот от 0 до 135 км. Дополнительную информацию о МСВА можно найти в публикациях авторов [8, 14, 16].

Использованная версия МСВА включает трехмерное распределение озона, которое учитывает многолетние климатические долготные неоднородности [12]. Модель объединяет информацию из трех баз данных: проекта ERA_40 Европейского центра среднесрочного прогноза погоды (ECMWF [17]) для уровней давления между 1000 и 30 гПа, данные GOME (Global Ozone Monitoring Experiment [18]) между 10 и 0.3 гПа, а также модели “Berlin Ozone Model” [19] между 0.3 и 0.003 гПа. Между 30 и 10 гПа отношение смеси озона интерполируется между данными ECMWF и GOME. На уровне 0.3 гПа отношение смеси озона рассчитывается как среднее между значениями, полученными по моделям GOME и Berlin Ozone Model. Суворова и Погорельцев [12] провели проверку распределения озона, используемого в численной модели МСВА, путем сравнения его с эмпирической моделью Randel и Wu [20]. Используемое распределение озона также соответствует базам данных Hassler et al. [21] и Cionni et al. [22].

Начальные условия задаются безветренными, со среднемноголетними высотными распределениями температуры и геопотенциала для января месяца (см ниже). Для устранения влияния переходных процессов выполняется несколько этапов приспособления (подробнее см. в [10, 14]). В первые 120 модельных дней используются среднедневные значения притоков тепла, затем подключаются значения их внутрисуточных изменений. Начиная с 300-го дня, учитываются сезонные изменения притоков тепла, и интервал дней 300–390 соответствует декабрю–февралю. Эксперименты проводятся с учетом и без учета параметризации ОГВ для метеорологических данных, осредненных отдельно за годы с западной и восточной фазами КДК. Все условия расчетов одинаковы для обоих экспериментов. Этапы инициализации МСВА подробно описаны в работах [10, 14].

Климатологические данные

Важной характеристикой изменчивости стратосферы в тропиках являются квазидвухлетние колебания (см., например, [5]). Для ассимиляции эмпирических данных для лет с разными фазами КДК Погорельцев с соавт. [23] ввели дополнительные члены в уравнения МСВА для зонального ветра и температуры, которые пропорциональны отклонениям моделируемых значений скорости ветра и температуры от их зонально осредненных климатических значений на широтах между 17.5° ю.ш. и 17.5° с.ш. В качестве климатических значений авторы работы [23] использовали данные ассимиляции и реанализа метеорологической информации Метеорологической службы Великобритании (UK Met Office [24, 25]), осредненные для января месяца за период с 1993 по 2012 годы, и проанализировали знаки отклонений среднемесячных значений для каждого года от 20-летних средних значений зональных скоростей вблизи экватора. Положительные и отрицательные отклонения соответствуют западной и восточной фазам КДК соответственно. Погорельцев с соавт. [23] исследовали максимальные отклонения зональной скорости на высотах 30–35 км и выделили годы с западной и восточной фазами КДК. Они получили средние распределения зонального ветра и температуры для ансамблей с восточными и западными фазами КДК, которые мы использовали в МСВА в рамках данного исследования. Примеры средних распределений зонального ветра и их отклонения от климатологических данных можно видеть на рис. 1 и 2 из [23].

Параметризация ОГВ

Мезомасштабные возмущения при обтекании гор средним течением часто трактуются как стационарные ОГВ (см., например, работу [6]). Распространение ОГВ в диссипативной вертикально неоднородной атмосфере приводит к обмену энергией между фоновым потоком и волнами, а также к нагреву атмосферы за счет диссипации энергии волн. Для изучения влияния стационарных ОГВ на общую циркуляцию атмосферы в МСВА включена параметризация динамических и тепловых эффектов ОГВ, разработанная Гавриловым и Ковалем [7]. Для расчета вертикальных профилей волновых ускорений среднего потока и притоков тепла, создаваемых стационарными ОГВ с нулевыми частотами, в указанной параметризации используются поляризационные волновые соотношения, полученные с учетом вращения атмосферы. Для корректного описания энергетического баланса рассматриваемых динамических процессов использованы аналитические соотношения между скоростью диссипации энергии волн и волновыми ускорениями для ненулевых вертикальных градиентов среднего ветра [7].

Для параметризации мезомасштабной топографии использована модификация метода “подсеточной орографии” [26–28], которая включает в себя изменения высот земной поверхности с горизонтальными масштабами, меньшими, чем шаг горизонтальной сетки МСВА [7]. Амплитуды ОГВ и эффективные горизонтальные волновые числа на нижней границе определяются в предположении эллиптической формы эффективных горных барьеров [29]. Эти величины используются в качестве нижних граничных условий для расчета вертикальных профилей волновых ускорений и притоков тепла по уравнениям, полученным Гавриловым и Ковалем [7].

Меридиональная циркуляция

На рис. 1a представлено смоделированное с помощью МСВА широтно-высотное распределение среднезональной меридиональной скорости, осредненное за январь для восточной фазы КДК без включения параметризации ОГВ. Выше 50–60 км существует глобальная меридиональная ячейка циркуляции с восходящим потоком в высоких и средних широтах летнего (южного) полушария и нисходящим движением воздушных масс в зимнем (северном) полушарии. На меньших высотах на рис. 1а можно видеть конвективную ячейку Брюэра–Добсона, представляющую собой восходящие потоки в низких широтах и нисходящие потоки в средних широтах – она особенно заметна в северном полушарии [3]. Полярный вихрь, существующий в высоких широтах зимнего полушария, может способствовать дополнительному подъему воздушных масс на широтах 70°–90° с.ш. и их опусканию на широтах 50°–70° с.ш., формируя локальную ячейку циркуляции в стратосфере северного полушария (см. рис. 1а).

Для сравнения на рис. 1б приведено аналогичное распределение меридионального ветра по данным реанализа метеорологической информации JRA-55 (Japanese 55-year Reanalysis [30]), осредненное за годы с восточной фазой КДК из интервала 1994–2012. При сравнении рис. 1а и 1б обнаруживается сходство модельных и наблюдаемых распределений меридиональных ветров на высотах до 50–60 км. Аналогичное сходство с результатами моделирования было обнаружено для распределений меридиональной скорости, полученных при использовании других баз метеорологических данных (UK Met. Office [24, 25], MERRA-2 [31]).

На рис. 1в представлены смоделированные приращения меридиональной скорости (ПМС) за счет включения в МСВА параметризации ОГВ при восточной фазе КДК. Положительные и отрицательные ПМС соответствуют увеличению и уменьшению компоненты скорости в северном направлении. На рис. 1в видны как положительные, так и отрицательные ПМС, доходящие до ±30–40% от максимальных значений меридиональных скоростей, представленных на рис. 1а.

Для проверки гипотезы об отличии средних ПМС на рис. 1в от нуля можно использовать статистический t-тест Стьюдента [32]. Среднемесячные значения ПМС на каждой широте и высоте в МСВА получены осреднением по 187 × 64 = 11 968 разностям пар модельных расчетов в узлах долготно-временной сетки, полученным с включением и без включения параметризации ОГВ в МСВА. Парный t-тест показал большую чем 95%-ную вероятность ненулевых значений приращений среднемесячных ПМС в областях на рис. 1в, где их абсолютные величины превышают 0.1 м/с (показаны штриховыми линиями).

Согласно уравнению движения МСВА, из-за действия силы Кориолиса отрицательные ПМС на рис. 1в в средних широтах северного полушария соответствуют отрицательным (направленным на запад) зональным ускорениям, создаваемым ОГВ, которые тормозят средний поток, направленный на восток в соответствующих областях (см. рис. 1b, 1c из работы [9]). Предыдущие эксперименты с использованием МСВА [9, 11] показали, что амплитуды ОГВ и “первичное” торможение зонального потока существенны только на широтах 30°–60° с.ш. до высот 80–90 км. Компоненты фурье-разложений волновых ускорений по долготе в этой области атмосферы могут влиять на амплитуды ПВ, которые затем распространяются к другим широтам и высотам [9, 10]. Поэтому экстремумы ПМС на рис. 1в в высоких широтах и на больших высотах, по-видимому, связаны с взаимодействием циркуляции с измененными ПВ, распространяюмися из областей непосредственного воздействия ОГВ.

Рисунок 1г демонстрирует разности меридиональной скорости между годами с западной и восточной фазами КДК без включения параметризации ОГВ. Видны существенные положительные и отрицательные разности в средних широтах северного полушария на высотах 30–60 км, которые соответствует значительным (до 60%) изменениям средней меридиональной скорости. Главные изменения зональной скорости при КДК происходят в низкоширотной тропо-стратосфере. В этой обдасти КДК могут модифицировать ПВ, которые затем распространяются в средние и высокие широты, где могут взаимодействовать с атмосферной циркуляцией. Как указано выше, ОГВ воздействуют на ПВ в средних широтах. Далее, условия распространения ПВ, модифицированных как КДК, так и ОГВ, в средних и высоких широтах примерно одинаковы [9]. На рис. 1в и 1г видно сходное расположение экстремумов ПМС севернее 60° с.ш., вызванных влиянием ОГВ и изменением фаз КДК соответственно. Такое сходство может свидетельствовать о том, что в областях, где прямое динамическое и тепловое воздействие ОГВ и КДК мало, существенное влияние на циркуляцию оказывают распространяющиеся в эти широты модифицированные ПВ.

Диагностика вертикального потока озона

Выполненные расчеты вертикальных скоростей общей циркуляции атмосферы позволяют сделать диагностику соответствующих средних вертикальных потоков озона, используя включенные в МСВА полуэмпирические трехмерные профили озона, описанные выше. При диагностике на сравнительно небольших интервалах времени “долгоживущий” озон в тропо-стратосфере можно рассматривать как пассивную примесь и для расчета вертикального среднего потока озона использовать формулу

где w_i – усредненная по долготе среднемесячная вертикальная скорость, ρ₀ – приземная плотность атмосферы при нормальных условиях, ${{X}_{{{{{\text{O}}}_{3}},i}}}$ – среднезональное отношение смеси озона в млн^–1, N_A – число Авогадро.

На рис. 2а представлен рассчитанный по формуле (1) высотно-широтный профиль зонально осредненного вертикального потока озона, создаваемого средней меридиональной циркуляцией в январе при восточной фазе КДК без включения параметризации ОГВ в МСВА. На высотах более 50–60 км можно видеть глобальную ячейку циркуляции озона с восходящим потоком в южном полушарии и нисходящим – в северном. Ниже 50 км на рис. 2а доминируют подъем озона в низких широтах и его опускание в средних и высоких широтах обоих полушарий. Это соответствует распределению вертикальных скоростей и меридиональной циркуляции, представленной на рис. 1а, и общей теории глобального переноса озона в атмосфере [2]. Зимний циркумполярный вихрь создает дополнительные восходящие течения в высоких широтах северного полушария ниже 50 км (см. рис. 1а и 1б). Эти потоки способствуют образованию дополнительной ячейки средней циркуляции озона в высокоширотной зимней стратосфере, показанной на рис. 2а. Аналогичная ячейка меридиональной циркуляции озона была обнаружена нами при анализе потоков озона по базам данных метеорологического реанализа.

На рис. 2б представлены зонально осредненные приращения вертикальных потоков озона (ППО) за счет включения параметризации ОГВ. Видны области положительных и отрицательных ППО. На рис. 2в представлены разности потоков озона между годами с западной и восточной фазами КДК. Видны значительные разности на высотах 10–40 км в северном полушарии, а также вблизи экватора, аналогичные показанным на рис. 2б.

На рис. 3а представлена полярная стереографическия проекция вертикального потока озона на высоте в 25 км. Наиболее мощные нисходящие потоки озона наблюдаются над Сибирью, в то время как восходящие потоки озона – над Северной Америкой и Гренландией. На рис. 3б и 3в для этой же высоты представлены горизонтальные распределения ППО за счет влияния ОГВ и за счет изменения фазы КДК соответственно. Пиковые значения ППО как за счет влияния ОГВ, так и за счет изменения фазы КДК в этих областях могут достигать 40–60% от соответствующих значений потока озона.

Интересной особенностью полученных результатов является схожесть изменений потоков озона при изменениях ОГВ и фазы КДК в высоких широтах, показанных на рис. 2б, 3б и 2в, 3в соответственно. Причиной этого является обсуждавшееся сходство изменений меридиональной циркуляции на рис. 1в и 1г. В соответствии с расположением главных горных систем и распределением тропосферных ветров максимальное торможение среднего потока ОГВ происходит на широтах 30°–40° с.ш. и высотах 0–50 км, как показано на рис. 2 из работы [9]. Воздействие КДК в МСВА происходит в широтном поясе между 17.5° ю.ш. и 17.5° с.ш. на высотах до 50 км. Воздействие ОГВ и КДК оказывает влияние на ПВ [9, 10], которые распространяются вверх и в высокие широты, где могут взаимодействовать со средним потоком. Одинаковые условия распространения модифицированных ПВ в высоких широтах, где непосредственное влияние ОГВ и КДК малó, могут способствовать возникновению сходных распределений ППО, что отражено на рис. 2б, 3б и 2в, 3в вблизи северного полюса. Различия в широтных распределениях воздействия ОГВ и КДК приводят к различиям между рис. 2б, 3б и 2в, 3в на низких широтах.

Результаты численных экспериментов показывают, что глобальные потоки озона в модели МСВА чувствительны к воздействию ОГВ и различаются в годы с разными фазами КДК. Использование в модели заданного распределения озона допустимо для диагностики потоков озона только в течение относительно коротких интервалов времени в нижней стратосфере и тропосфере, где фотохимические источники озона достаточно слабы [33]. Моделирование величин концентрации озона и его потоков на длительных временны́х отрезках и на больших высотах требуют применения интерактивных динамических моделей, включающих фотохимические блоки.