книги из ГПНТБ / Марчук, Г. И. Численное решение задач динамики атмосферы и океана
.pdfВ качестве начальных данных для сопряженной задачи возьмем
и* = 0, у* = 0, й* = 0 при любом t^>T. |
(3.14) |
С помощью основной и сопряженной задач и уже рассмотренной техники получим функционал
Р^т° = j |
( и0и*0-і- vüv l Ч- |
« |
) p d D -f |
|
|
|
q j" dt |
j a sM * dS, |
|
(3.15) |
|
|
0 |
s |
|
|
|
|
рйг° = |
j P®TdS. |
|
(3.16) |
|
|
|
Go |
|
|
|
Предположим, что мы имеем дело с малыми возмущениями и' = |
|||||
= и -f би, у' = у + |
6у, |
б$\ й1' = й + бй. Тогда мето |
|||
дами, изложенными выше, приходим к формуле |
|
||||
б ( і а д = } ( б и 0^ + 6 у0у0* + |
|
бЙ 0Й0* ) р |
+ |
||
D |
|
|
ü |
|
|
|
q JГdt |
Ja s6M* dS. |
(3.17) |
||
|
о |
s |
|
|
|
Сравнивая формулу (3.15) с (3.12), видим, что они совпадают, если выбрать в (3.12) G = Go. В этом случае, как нетрудно убе диться, будут совпадать и решения сопряженных уравнений, по скольку безразлично, задать ли мгновенный «источник» при t = Т на Go в граничных условиях или задать его на Go в момент времени t — Т как условие Коши.
До сих пор мы предполагали, что задача состоит в рейіении долго срочного прогноза погоды на момент времени t = Т по отношению к начальному t = 0. Естественно, что при рассмотрении месячных или сезонных прогнозов нет смысла так точно определять момент предсказания аномалий температуры или других элементов. Мето дически было бы более правильно находить прогноз средней анома лии температуры за некоторый интервал времени. Например, при прогнозе погоды на ближайший месяц было бы целесообразно дать
его осредненным по декадам: |
средний прогноз за первую, вторую |
и третью декады. Если нас |
интересует прогноз погоды на сезон, |
то в этом случае было бы достаточно дать осредненный по времени прогноз за первый, второй и третий месяцы сезона. Поскольку осред нение прогноза приводит к дополнительной фильтрации метеороло гических шумов, то такая процедура повысила бы информатив ную значимость прогноза. Это значит, что наш подход к получению формул теории возмущений нужно несколько изменить.
171
С этой целью в качестве граничных условий для системы сопря женных уравнений выберем следующие:
|
ДА* |
|
+ |
— |
|
|
|
= |
|
pw* = 0 при z = 0, |
|
||
|
д |
|
— |
|
|
(3.18) |
|
-^— = 0, |
рш* = 0 при z = # , |
||||
где /* (х, у, |
t) задается в форме |
|
|
|
||
/*(*, г/. |
-7É*(*» |
y)n*(t), |
если (х, y)eG 0, t £ \T —т, |
Т], |
||
0 = |
|
|
|
|
|
|
|
0 |
|
|
вне этой |
области. |
|
Относительно функций |
I* (х , у) и rj* (t) |
предположим только, |
||||
что они нормированы, т. |
е. |
|
т |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
§ l* (x ,y )d S = 1, |
J* r]*(t)dt = l. |
|
|||
|
Go |
|
|
T - т |
|
|
Вчастном случае, естественно, они могут быть постоянными.
Вкачестве начальных данных для сопряженных уравнений примем
и*т= 0, [4 = 0, $4 = 0 при t> T . |
(3.19) |
При граничных условиях (3.18) и начальных данных (3.19) обыч
ным методом получим функционал |
|
|
|||
р^ г -— ~ |
1 ( иоцо + ѵоѵ*«+ |
у * W ) РdB -f |
|
||
2 |
D |
Т |
|
|
|
|
|
j «SM * d s , |
(3 .20) |
||
|
+ |
Ч j j d T |
|||
где |
|
0 |
s |
|
|
|
T |
|
|
|
|
_ |
|
|
|
|
|
P^r-2 L = |
I ^ { ^ d t |
Jp^*(a:, y)dS. |
(3.21) |
||
|
2 |
T—T |
|
Go |
|
Сравнивая формулу (3.20) с (3.15) и (3.12), видим, что формально они совпадают друг с другом, изменяется лишь смысл сопряженного решения. На практике, конечно, удобно выбирать функции и р* гладкими и положительными. В этом случае соотношение (3.21)
будет иметь смысл осредненного с весом значения |
температуры |
в заданной области Go и в интервале времени t — т ^ |
t ^ Т. |
6.4.
М ЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЙ ИНФ ОРМ АЦИИ ПО ОТНОШ ЕНИЮ К АНОМ АЛИЯМ СРЕДНЕЙ ТЕМ П ЕРА ТУ РЫ И ДО ЛГОСРО ЧН Ы Й ПРОГНОЗ
Формулы теории возмущений, определенные в предыдущем пара графе, позволяют дать толкование решения сопряженной задачи в качестве ценности информации по отношению к аномалии темпе
172
ратуры в заданной области. Для того чтобы это пояснить, необходимо хотя бы качественно описать динамику решения сопряженной задачи
- B f - M |
V = o , |
(41) |
Вц>* = |
при t = T, |
|
где компонентами вектора В ф£, например, выбраны условия (3.11). Нетрудно представить себе, что при t — Т, согласно условиям (3.11),
имеем Uj = 0, ѵ? = 0, а |
отлична от нуля только в области G, |
||
где она является константой. |
Предполагая функции и, |
v, |
w задан |
ными, решаем систему сопряженных уравнений для t <; |
Т. |
При этом |
за счет переноса субстанций область ненулевых начальных данных переместится на запад примерно на расстояние и At, на север (или юг) на V At и по z на w At, где At = Т — t. Конечно, сразу же при этом возникнут гравитационные волны — волны Россби, которые «размажут» эту картину, расширив область возмущений и т. д. В результате турбулентной диффузии интенсивность полей компо нентов сопряженных функций постоянно будет уменьшаться, в пре деле при t -V — оо стремясь к нулю. Это значит, что при достаточно далеких прошлых моментах времени по отношению к моменту t = Т за счет диссипативных процессов информация о начальных полях уже не будет полезной, так как превращается в метеорологические шумы. В математической модели это и выражено тем, что первый интеграл в формуле (3.12) при t ->■ —°° будет стремиться к нулю, а вариации температурной аномалии определятся только потоком тепла из океана, т. е.
__ т
8 (р'б'г) = q J dt I a s6M* dS. |
(4.2) |
-с о S |
|
Это предельное соотношение позволяет сделать весьма важное за ключение о роли океана в формировании аномалий температуры в долгосрочном прогнозе погоды. Более того, структура формулы (4.2) указывает на тот факт, что сопряженная функция ■&* — решение сопряженной задачи — является функцией влияния в отношении
кпрогнозируемым вариациям.
Всвязи с тем что сопряженное решение является в конечном
итоге основным критерием значимости информации по отношению и рассматриваемому функционалу задачи, его можно назвать цен ностью информации.
6.5. О БЩ АЯ ТЕО РИ Я ВОЗМ УЩ ЕНИЙ Д Л Я ЭВОЛЮ ЦИОННЫ Х ЗАДАЧ
В предыдущих параграфах настоящей главы была построена теория возмущений в предположении, что истинное поле вектора скорости мало отличается от климатического. На самом деле при прогнозах погоды, особенно на короткий срок, приходится иметь Дело с весьма существенными отклонениями полей метеорологи ческих элементов от климатических и в этом случае теория малых
173
возмущений уже оказывается недостаточной. Поэтому мы приходим к необходимости создания более полной теории, не связанной с пред положением о малых возмущениях. С этой целью в качестве основ ного «невозмущенного» состояния атмосферы будем рассматривать климатическое состояние. Реальное состояние атмосферы будем называть возмущением. Пусть невозмущенное состояние атмосферы описывается основной задачей (3.4)
B l n + A(P==f' |
|
|
Вф = Вф0 |
при t = 0 |
(5.1) |
и сопряженной (4.1) |
|
|
- В ^ ~ |
М*<р* = °, |
|
Вф*=Вфу |
при t = T. |
(5.2) |
В фазовом пространстве D X Т введем в рассмотрение скалярное произведение
5 |
|
т |
|
|
(g, h)DXT = 2) |
J |
dt J gihi dD. |
(5.3) |
|
‘_1 0 |
|
D |
|
Умножим далее скалярно уравнение (5.1) на ф*, а уравнение (5.2) на ф и результаты вычтем друг из друга. Тогда, используя начальные данные и условия, связывающие компоненты ф и ф* на границах
области D*, |
приходим к соотношению |
|
|
|
|
|
г |
|
|
(Вфг , |
Фт)д — (Яф0, фоЬ f { *[(ф*, ^ф)о — (ф, ^*ф*)о1 = |
|||
|
|
О |
|
|
|
|
= Jг (/, <p*)Ddt. |
|
(5.4) |
|
|
о |
|
|
Учитывая (3.9), получим |
|
|
||
|
т |
|
|
|
|
} [(ф*, Ац>)в — (ф, П*ф*)д]Л = 0 |
(5.5) |
||
|
О |
|
|
|
Тогда соотношение (5.4) несколько упростится: |
|
|||
|
(Вфт , |
Фг)н —(Вф0, фИ)л = (/, |
Ф*Ь- |
(5.6) |
Итак, операторы |
решения и входные |
данные для |
основных |
и сопряженных уравнений в невозмущенном состоянии связаны зависимостями (5.4)—(5.6).
Наряду с невозмущенным состоянием теперь рассмотрим воз
мущенное состояние атмосферы. |
Пусть оно описывается |
задачей |
в % + л у = г , |
|
|
Вц>‘ = Вфо |
при t = 0. |
(5.7) |
174
К задаче (5.7) присоединим сопряженную задачу, соответствующую невозмущенному состоянию атмосферы
~ В ^ - + А*ф* = 0, |
|
7?Ф* = By? при t = Т. |
(5.8) |
Как и прежде, скалярно умножим уравнение (5.7) на ф*, уравнение (5.8) на <р' и результаты вычтем. Тогда приходим к соотношению, аналогичному (5.4)
т |
|
(Яфт, Фг)о-(5фо, <PÜb+ j dt[(ф*, Л'ф'Ь —(ф', Л*ф*)л] = |
|
О |
|
т |
|
= } (f,<p*)Ddt + R, |
(5.9) |
о |
|
где В — некоторый функционал, связанный с тем, что граничные условия для компонентов решения ф могут оказаться неоднородными.
Вид этого функционала для |
конкретных |
случаев будет |
приведен |
в дальнейшем. |
|
|
|
Введем теперь обозначения |
|
|
|
А‘ = А + 8Л, |
ф' = ф+ 6ф, |
f —f + б/, |
(5.10) |
где А, ф и / — оператор и векторы, соответствующие невозмущен
ному состоянию. |
воспользуемся соотношением |
(5.4) |
Подставим (5.10) в (5.9) и |
||
и тем очевидным фактом, что |
т |
|
т |
|
|
J * ( ф*, А<р')п= |
j dt(cp\A*<p*)D + R. |
(5.11) |
о |
о |
|
Тогда приходим к формуле возмущений в виде |
|
|
(В5фт, фг)в — |
{ (б/, Ф *Ь *+ -бя. |
|
|
|
(5.12) |
Формула (5.12) будет основной для получения различных про гностических выражений для искомых функционалов задач.
6.6. ТЕО РИ Я ВОЗМ УЩ ЕН Д Л Я ЗА ДА Ч ПРОГНО ЗА ПОГОДЫ
Переходим к покомпонентной записи формул теории возмущений. С этой целью рассмотрим возмущенную систему уравнений атмосфер ных движений
д ри' |
ЛѴ — Ipv’— р |
|
— pp Au' = 0, |
dt |
|
||
|
|
|
|
дрѵ' |
ЛѴ — Zpu' — р |
дф' |
pp Au' = 0, |
dt |
ay |
175
|
g p ^ - ~ P ~ - o , |
|
|
|||
|
dpи' |
ору |
. |
opw |
|
|
|
дх |
dy |
|
dz |
|
|
öpö |
. Л ' д ' + |
^ р ^ - ^ - р ѵ , - ^ — рціА <К = 0 |
(6. 1) |
|||
щ |
||||||
с граничными условиями |
|
|
|
|
|
|
— |
= ag (# '— 6''), . |
pip' = 0 |
при 2 = 0, |
|
||
|
db' |
pw' = 0 |
при |
-Н |
(6.2) |
|
|
— = 0, |
|||||
|
dz |
|
|
|
|
|
и условиями периодичности решения по (х, у). Здесь ф' = О -f бй,
Ь' = б1 б$, O' и ф — климатические температуры соответственно воздуха на уровне будки и поверхностного слоя трения океана,
а 6# и бі} — отклонения от климатических значений. В качестве начальных данных примем
u' = uq, ѵ' = ѵ'о, ■&'=$'() при t —0. |
(6.3) |
Далее, рассмотрим сопряженную систему, соответствующую не возмущенному состоянию атмосферы
|
-----Au* + l9 v * ~ P ~ - W Ли* = 0, |
|
|||
|
Лѵ* — Іри* — р |
---- рр Аѵ* = 0, |
|
||
|
— |
р |
= О, |
|
|
|
дри* . âpv* . <9pu>* |
|
|
||
|
dx ' ây |
' |
dz |
|
|
öp#* |
— Лб'* — Уд- |
|
д$* |
рр, Дй* = 0 |
(6.4) |
dt |
Т |
|
dz |
|
|
при граничных условиях
â§* |
ОдФ*, |
pw* = 0 при z — О, |
|
dz |
|
||
о, |
|
|
|
д&* |
рір* = 0 при z= H , |
(6.5) |
|
dz |
а также в предположении периодичности решения по (х , у) и началь ных данных
и* = и*т, ѵ* — ѵ*т, •ö'*='ö'p при t = Т, |
(6.6) |
176
где u£, Vj и 'öy — функции, которые будут определены в даль нейшем.
Прежде чем переходить к конструкции формул теории возмуще ний, введем в рассмотрение следующие обозначения:
Л = А -j- 6А , ctg = ctg -]- öctg.
В соответствии с рассмотренной формальной процедурой основное
уравнение |
|
системы (6.1) |
последовательно |
умножим на и*, |
ѵ*, |
w*, |
|
— |
gT |
Ф*, затем |
полученные выражения сложим и |
вычтем |
|||
RTq>* и ■ |
|
||||||
аналогичное выражение, |
полученное умножением уравнений сопря- |
||||||
женной системы (6.4) соответственно на и |
ѵ', w', R T cp' и |
gT |
^ Ф' |
||||
_ |
с последующим сложением. Результат проинтегрируем по всему фазовому объему D X Т . Тогда с помощью простых преобразований приходим к выражению
j* |
~Т V'j'Vj’ —I-------- Ф р dD — j" ^HqHq—j—иqVQ■ |
||||
gT |
P dD-\- j |
Л j |
(и*8Аи' -f"v*8Av’ |
gT |
AHSAO' ] dD |
Уа~У |
0 |
D |
|
У a |
Y |
|
|
|
|
||
|
|
T |
|
|
(6.7) |
|
- q I dt j |
(otgfP — 6авФ') 0* dS —0. |
оs
В(6.7) предположим, что возмущения операторов и решений отсутствуют. Тогда получим формулу
J (и тііт-f- ѵтѵт+ |
“ |
T^r'^r'ö'r) PdD — j [ u 0u l -f п0Уо + |
|
||
+ -E l— ®0® l) p d D - g |
\dt f a sM *dS = 0. |
(6.8) |
|||
Уа У |
/ |
|
оJ |
sJ |
|
Учитывая обозначения |
|
|
|
|
|
и' — и -j~ 6м, |
vr = v-\ -6v, |
Ф' = Ф-: 8Ф |
|
||
и вычитая из (6.7) соотношение (6.8), приходим к формуле |
|
||||
j ^ 6ит• и*т-А ÖHy • ѵ*т ^ |
|
|
pdD — ^ ^öu0uj -f- 6k0• |
-r |
|
|
|
|
|
D |
|
+ y^—y |
) P ^ '' j ^ J ( и*ЬАи' + v*8Av’ |
|
|||
|
|
0 |
D |
|
|
7~ ГЙ*6ЛЙ') pdD — q j dt J [otgöfl-j |
8as (tf' — &')]&* dS = 0. |
(6.9) |
|||
|
0 |
s |
|
|
|
12 Заказ 674 |
177 |
Формулу теории возмущений перепишем в окончательной форме:
I |
^6ит• uj -'г 8ѵт• V*’-j- уд—у |
‘ |
Р dD = I ^6mq• и* -f- 8v0-н£-f- |
D |
“ |
|
D |
|
|
|
T |
|
p dD — I dt I ^и*8Аи' -f- v*8Av’ + |
||
|
__ |
0 |
D |
|
т |
|
-j— й*бЛГ) рсШ + д f dt f [asöä + öasflF' —#')]#* dS. (6.10)
Ya-Y |
1 |
J J |
Если теперь в качестве начальных условий для сопряженных уравнений возьмем условие (3.11), то приходим к формуле для ано малий средней температуры
8 (рф£) = j |
(8и0-11,1 + 8 0 0 ^ 1 + YagI ?-S V ft* ) РdD — |
|
||
Т |
D |
— |
|
|
— Jdt ^ (и*8Аиг+ ѵ*8Аѵ‘-|--- ^ — б^бАй'^ pdD ^ |
|
|||
0 |
D |
|
т |
|
|
|
|
|
|
|
+ |
q j |
dt j [as66 -f 8as (O' — O')] 0* dS. |
(6.11) |
оs
Проведем некоторые упрощения формулы (6.11) в том случае, когда срок прогноза достаточно велик (например, месяц). В этом случае, как было отмечено раньше, влияние начальных данных будет мало, поскольку интенсивность величин и*, ѵ* и О* со временем за счет диссипации будет уменьшаться. Тогда формула (6.11) при
нимает вид |
т |
_ |
|
__ |
|
||
б (рО?) = - |
f d t\ (и*8Аи' f v*8Av’+ —Ц— 0*6Л0') dD + |
||
|
-со D |
|
|
|
T |
|
|
|
~-q\ A |
J ]a560 + 6as (0' — O')]0*^5. |
(6-12) |
|
—co |
S |
|
Если предположить, что сопряженная задача решается при
фактических значениях и, |
ниш, то 6Л = 0 и мы приходим к формуле |
||
__ |
т |
|
|
8 (рб£) = q \ d t [ [as66 + 6as (б' - б')] б* dS. |
(6.13) |
||
|
- с о |
S |
|
Смысл этой формулы весьма прозрачен, а именно первый член в пра вой части (6.13) описывает вклад в аномалию температуры за счет взаимодействия атмосферы и океана, при этом член
г
q j dt j as6M* dS
-c o |
£> |
178
учитывает отклонение температуры поверхностного слоя трения океана от климатической, а другой член
qJгdt J6as (ft' — $') $* dS
-с о S
описывает эффекты, связанные с отклонением теплопередачи атмо сфера — океан за счет штормов, нестандартной динамики ледового покрова и т. д.
Из формулы (6.14) следует, что долгосрочные аномалии темпера туры больших регионов континентов формируются в деятельном слое океана при его взаимодействии с атмосферой.
Наконец, если пренебречь штормами и считать динамику льдов известной, то формула для прогноза аномалии температуры при
нимает простейший вид |
г |
|
__ |
|
|
8 (рФу) = q J dt j as6M* dS. |
(6.14) |
|
|
-со S |
|
В заключение следует отметить, что в настоящем параграфе мы рассмотрели только случай, когда источники в сопряженных уравне ниях задаются начальными данными (3.11). Все рассуждения остаются в силе для случая задания источников в граничных усло виях в форме (3.13). В этом случае следует лишь G заменить на Go и в качестве сопряженных функций взять решение задачи (3.7), (ЗЛЗ), (3.14).
6.7. ПЕРЕНОС ТЕП В БА РО КЛИ Н Н О М О КЕА Н Е
Поскольку океан играет решающую роль в формировании ано малий температуры при долгосрочном прогнозе погоды, а данных по термическому состоянию океана крайне мало, представляется
целесообразным поставить задачу о формировании теплового режима |
|
в океане под действием процессов, протекающих в атмосфере. С этой |
|
целью будем предполагать, что нам известны в любые моменты вре |
|
мени, предшествующие данному, температура |
(или поток тепла) |
на поверхности океана и напряжение ветра. |
Выбирая в качестве |
начальных данных при t = 0 климатическое состояние океана, шаг за шагом будем адаптировать океан к реальным возмущениям, по ступающим с его поверхности. В результате океан адаптируется к атмосферным воздействиям и информация о его термическом ре жиме может быть использована для целей долгосрочного прогноза погоды. Такова основная идея дальнейшего анализа.
Итак, рассмотрим систему уравнений динамики океана в линей ном приближении:
Р |
—(vsu* .)*'-^ Au = 0, |
|
|
- J - + І и 1 - у |
- (V s tv )z ' - VS]A V = ° . |
12* |
179 |
1 |
dp |
go # s = 0, |
|
|
|
||
p |
dz' |
|
|
|
|||
P |
|
|
|
|
|
||
du |
. |
du . |
dw _л |
|
|
|
|
dx |
' |
dy ' |
dz' |
’ |
|
|
|
+ V W ~ |
(V iS®Sz’)z'— |
HiS |
= |
0, |
(7.1) |
||
где z’ = —z, üs — относительная |
температура |
воды, |
связанная |
||||
со стандартной температурой атмосферы соотношением |
|
Т — уже ранее введенный параметр атмосферы. Такое определение удобно по той причине, что оно дает возможность сохранить непре рывность относительных температур атмосферы и океана на поверх ности океана: а — заданная константа, связывающая температуру воды и ее плотность по формуле р = cr&s- Влиянием солености мы пренебрегаем, хотя ее учет был бы тривиален.
Для удобства в системе (7.1) мы использовали те же обозначения для коэффициентов турбулентного обмена, что и для атмосферы, снабдив их только индексами S. Граничные условия для системы (7.1) выберем в виде
VSUz' = — |
vszv = - ^ ß - t |
w = 0, |
|
||||
|
Р |
|
|
Р |
|
|
|
^ p r = ßs (^s — Ä) |
при |
z' = 0, |
|
|
|||
u = 0, y = 0, |
w — 0, |
' |
dzf = 0 при |
z* = # s, |
(7.2) |
||
где й — заданная температура |
поверхностного |
слоя океана, совпа |
|||||
дающая с температурой воздуха, |
Hs — глубина |
океана, |
ßs —ко |
||||
эффициент теплопередачи океана. |
|
|
|
|
|
||
На береговой цилиндрической поверхности будем иметь |
|
||||||
и = 0, |
у--0, |
- ^ = 0 |
на |
|
|
(7.3) |
|
В качестве начальных данных возьмем климатические харак |
|||||||
теристики |
v = vQ, |
®s = ®so |
|
t = 0. |
|
||
и = и0, |
при |
(7.4) |
Далее, введем в рассмотрение систему сопряженных уравнений:
ди* |
lv* - |
1 |
dp* |
(vsuZ')z' —Ps Лм* = 0, |
|
dt |
p |
dx |
|||
|
|
||||
|
|
|
|
||
du* |
|
1 |
dp* |
(vsy*')2' — Hs Ау* = 0, |
|
dt |
|
!> |
dy |
||
|
|
180