Uppkomst av mesoskaliga oirkulationer genom
DIFFERENTIERAD MARKFUKTIGHET
ett examensarbete i meteorologi av
Ann—Sofi Cederborg
Handledare: Lars Bergeås
Meteorologiska institutionen Uppsala universitet
Januari 1997
SAMMANFATTNING
Mesoskaliga cirkulationer kan uppkomma genom att två markområden har olika
fuktinnehåll. Hur stor intensiteten och utbredningen blir beror på flera faktorer, bl a områdenas storlek, minst 30 km i sida, och den faktiska temperatur— och fuktighets—
differens som uppstår mellan områdena. Växtlighet har en hämmande inverkan på
uppkomsten av mesoskaliga cirkulationer eftersom skillnaden mellan Bowen förhållandet (förhållandet mellan av sensibelt— och latent värme) för en torr och en fuktig yta blir lägre än vad det skulle varit utan växter.
Ju större skillnad i markfuktighet desto intensivare cirkulation. Flera simuleringar visar att vid riktigt stor fuktighetsskillnad fås vindar av samma storleksordning som vid
sjöbriscirkulation. Man har också kommit fram till att maximala vindhastigheten är direkt proportionell mot maximala medeltemperaturskillnaden mellan två områden. Liksom för sjöbrisen märks jordrotationens effekt även på dessa strömningar. Vinden vrider mot högre gradtal under dagens gång (på norra halvklotet).
Bakgrundsströmningen är av avgörande betydelse för om skillnad i markfuktighet överhuvud taget kan skapa någon mesoskalig cirkulation. Det verkar som denna typ av cirkulationer framförallt främjas av lugnt och klart väder. Observationer av fenomenet i naturen är sällsynta vilket bl a kan förklaras med att de områden som finns ute i naturen inte är alls lika homogena som modellsimuleringarnas och att de förutsättningar som i övrigt krävs ofta störs.
Beroende på hur mycket vattenånga som finns tillgänglig i atmosfären och hur stor den turbulenta omblandningen blir kan moln bildas med nederbörd som följd. Här har jag inte funnit några direkta samband men däremot att moln lättare bildas över våtare mark.
Det sensitivitetstest som utförts på MlUUs modell visar att cirkulationer tydligast uppkommer då den geostrofiska vinden blåser parallellt med skiljelinjen mellan de två ytorna, och att det då på natten uppkommer en omvänd cirkulation likt landbris (sjöbrisens nattliga motsvarighet). Då den förhärskande vindriktningen löper tvärs områdenas skiljelinje fås inte någon uttalad cirkulation, men vindmönstret påverkas av den diskontinuitet som råder vid markytan.
INNEHÅLLSFÖRTECKNING
1 INLEDNING
2 TEORI
2.1 Rörelseekvationen
2.2 Rörelseekvationen för hydrostatiskt flöde
3 REFERAT AV GJORDA UNDERSOKNINGAR 3.1 Segal, Pielke & Mahrer (1984)
3.2 Ookouchi, Segal, Kessler & Pielke (1984) 3.3 Mahfouf, Richard & Mascart (1987)
3.4 Segal, Avissar, McCumber & Pielke (1988) 3.5 Chen & Avissar (1994)
3.6 Sammanfattning av referaten
4 PÅVERKAN PÅ LOKALVÄDRET
4.1 Dimma 4.2 Stratus 4.3 Nederbörd 4.4 Vind
5 SENSITIVITETSTEST AV ICKEISLASSISKA MESO—
SKALIGA CIRKULATIONER PA MIUUs MODELL
Fortsatta arbeten
Omnämnanden
REFERENS LIS TA
sid
10 13 14 17
18 18 18 19 19
20
”29
29
30
1 INLEDNING
Sjöbris är sedan länge ett känt fenomen och mycket forskning har ägnats åt att förstå hur, när och varför Sjöbris uppkommer. De senaste dryga tio åren har intresse väckts för liknande cirkulationer, så kallade ickeklassiska mesoskaliga cirkulationer (NCMC = nonclassical mesoscale circulations), där sjöbrisen anses som den klassiska mesoskaliga cirkulationen. Det man har tittat på är cirkulationer som uppkommer av differentierad uppvärmning pga ytor med olika fuktighet, en snötäckt yta bredvid barmark, olika grödor, molntäckt yta mm.
Uppgiften har bestått i att göra en litteraturstudie och undersöka vilka arbeten som gjorts vad gäller den differentierade fuktighetens påverkan på uppkomsten av mesoskaliga cirkulationer. Jag har arbetat med ca 15 artiklar som behandlar detta ämne. Refererat av fem av dessa presenteras i denna rapport. Vidare har jag funderat på hur dessa
cirkulationer kan tänkas påverka lokalvädret genom exempelvis upplösning av dimma och stratus. Dessa funderingar har just formen av egna funderingar eftersom det material jag arbetat med till största delen enbart behandlar modellsimuleringar, dvs mycket litet har skrivits om verkliga observationer. Slutligen har jag gjort en simulering på MlUUs modell för att se vad som sker på våra breddgrader då man har två stora fält med olika fuktighet bredvid varandra och fyra olika riktningar på geostrofiska vinden. Detta för att ha en referens till de simuleringar som presenteras i artiklarna.
2 TEORI
Hur uppkommer då denna typ av cirkulationer? Största delen av härledningen kommer från Pielke och Segal ( 1984).
2.1 Rörelseekvationen
Newtons andra lag, rörelseekvationen eller Navier—Stokes kan skrivas ( Pielke, 1984):
QK=_V.vv—v'——3—VHPO +E—(å—gE—ZQXV—ÅV-powv” (1)(9!
Po Po p po
i 11 nr rv v vr vn
där V är hastighetsvektorn, Q är jordens vinkelhastighet, p är densiteten, p är trycket och g gravitationsaccelerationen. ( )O indikerar områdesmedelvärde eller egentligen, synoptisk skala och ' (prim) visar mesoskaliga perturbationer på synoptisk skala medan dubbelprim representerar subgridskale avvikelser från medelvärden inom gridvolymen. V är (den tredimensionella) nabla operatorn och V H = V enbart applicerad på horisontalplanet. De enskilda termerna i ekvationen står för:
I ) den lokala tidsförändringen av hastigheten II ) advektion av hastighet
III) tryckgradient: drivkraft för mesoskalig hastighetsacceleration IV ) den horisontella tryckgradienten på synoptisk skala
V ) buoyancy termen VI) coriolis termen
VII ) hastighetsflöde på subgridskalan, där po WW är flöde av rörelsemängd på subgridskalan
Om man använder Stokes teorem kan cirkulationen C på en godtycklig yta 5 uttryckas som
C = jåpozsz = JJScurlnpOVdS (2)
där pOZZT är tangentens momentana komponent till integrationsvägen 1 och integranden representerar virvlingsnorrnalen till ytan S. Ytan S begränsas av vägen 1.
Genom att använda definitionen av virvlingen och den anelastiska kontinuitetsekvationen ( V . (pl?) == 0) kan man genom att ta rotationen (V x) av ekv (1) få tidsförändringen av cirkulationen:
...-
... 2 ___. ___-___—
%z—VX(VOpOVV)+gVXk(£9—]—2VX(QXPOV)—VXVOPO V”V" (3)
PI
I II IH IV V
där 5 = (V x pol/") och de enskilda termerna står för:
1 ) den lokala tidsförändringen av virvlingen
ll ) flödesgradienten av virvling— och tiltingtermen genom vilken virvlingen överförs mellan de tre rumsliga komponenterna som ett resultat av hastighetsskjuvningen
lll ) Solenoidtermen i vilken virvling skapas och förflyttas pga
densitetsskillnader. För grunda atmosfäriska cirkulationer blir denna term gV x k(p09'/ 90) så att differentiell uppvärmning är en mekanism bakom förändring av virvlingen.
lV ) termen för rotationen hos en fast kropp, i vilken virvlingen skapas eller förstörs pga jordens rotation
V ) inkluderar den subgridskaleterm i vilken virvlingen skapas eller förstörs av småskaliga rörelser
Termiskt skapade cirkulationer uppkommer ur andra termen i högerledet av ekv (3) eftersom
pO Tv P __ 9 Cv P (4)
m'V_—_—_.___. ___—mm
Dessa relationer kommer från ideala gaslagen och definitionen för potentiell temperatur [ 9 = Tv(1000 / p)Rd /CP ] där cV och cp är luftens värmekapacitet vid konstant volym resp tryck, Rd är gaskonstanten för torr luft och p ger trycket i hPa. TV är den virtuella
temperaturen TV=T(1+O,61q) där q är specifik fuktighet. Skillnaden i densitet mellan luft över torr respektive fuktig mark antas försumbar.
Perturbationstermen för trycket kan försummas för grunda atmosfäriska system pga att den vertikala skalan för cirkulationen, LZ då är mycket mindre än densitetsskalans höjd av atmosfären, H& = [(p0 )(äpg1 / äz)]"l. I detta fall gäller
vilket medför att solenoidtermen i (3) blir
__ 2 __ I
gVXk 99;— nXk 39-9— (5a)
P 90
Från (2) och (Sa) fås att termiskt drivna cirkulationer skapas och utvecklas med tiden när en rumslig temperaturgradient finns vid markytan.
%% toi? #13d om
där 5 är storleken av virvlingens normal till ytan 8.
2.2 Rörelseekvationen för hydrostatiskt flöde.
Om vi antar att flödet är i hydrostatisk jämvikt kan ekvation (l) reduceras till
QK:*V'VV——LVCpOV"V"————1-—VHp'—2QXV (6)
år P0 P0
31? På '
** = "—az pl g== __._.__00 n för runda ochg
(7)
= gpo 2—— -- 531—— 1) för djupa atmosfäriska cirkulationer
90 cp pO
I (6) år tryckgradienttermen drivkraften för den horisontella accelerationen, medan det hydrostatiska antagandet gör att det inte finns någon explicit vertikal acceleration.
Genom att differentiera (7) med avseende på x och y, och byta ordning på de differentiella Operatorema samt utnyttja villkoret att l/po och 60 endast beror av 2 ger
& , ..
"åå—(VHFp')== nVH (%o]_ %QVHQ (forLZ((Ha) ()
(8)
1 , v , ..
=gp.[——vHe—c m) (W)60 CPPO
Integrering av (8) från marken upp till en höjd 21 medför
V'l ==Vl 0+gfpoVH[%%) (9)
Till vilken höjd (9) integreras beror på hur högt fluktuationema av densiteten når.
l/p' är skiljt från noll då värme tillförs, eller då adiabatiska rörelser resulterar i uppvärmning. För mesoskaliga system som drivs av termiska skillnader vid marken förväntas denna höjd vara proportionell mot höjden på gränsskiktet. Så för att illustrera den förväntade storleksordningen och vilka termer som påverkar den horisontella tryckgradienten används zlzzl, där 27 är gränsskiktshöjden.
För en grund cirkulation i atmosfären blir då ekv (9)
VHP'Z! = VHP'2201—57i 50 dzZ' v av (10)
0
Vid starttiden för utvecklingen av denna typ av termisk cirkulation antas V Hp' : 0 vid z=0, så att den horisontella tryckgradientkraften är direkt proportionell mot den vertikalt integrerade temperaturgradienten. När väl den termiska cirkulationen har skapats kan temperaturperturbationer förekomma över z; pga vertikalrörelser. Men om
temperaturfluktuationerna vid t=0 uppkommer pga markuppvärrnning, kommer variationerna av 9' att begränsas till lägre höjder än zl.
För att visa att (10) förklarar termiskt drivna system, antag att gränsskiktet är väl omblandat ( dvs konvektivt gränsskikt ), vilket reducerar (10) till
I +mgfåozvé' (11)
VHPIIZI = VHF
z=0 o
där ä' är medelvärdet av 6' mellan markytan och 21. I detta fall är den horisontella tryckgradienten och därför den horisontella accelerationen ( ekv 6 ) direkt proportionell mot
' storleken av den horisontella temperaturgradienten
' den höjd till vilken utbredningen av temperaturgradienten når.
Vad ekvation (l l) säger är att den horisontella accelerationen är proportionell mot den horisontella gradienten av värmeinnehållet.
Om man försummar lokala densitetsvariationer i kontinuitetsekvationen, vilket är vanligt för mesoskaliga flöden (enl Pielke och Segal, 1984), så kan vertikalhastigheten fås ur
åpow du äv
=——- —-——-— —-———— 12
& po£åx+åy) ( &)
eller för grunda atmosfäriska system ur
åw du äv
%*”[57553 (1213)
Alltså, den vertikala hastigheten kan fås om den horisontella temperaturgradienten ger en gradient i horisontalaccelerationen.
Ekvationema (12) och (6) beskriver samma sak som cirkulationsekvationen (5b) förutom att det hydrostatiska antagandet gjorts. Pga detta antagande fås vertikalaccelerationen endast implicit från den hydrostatiska formen av (1), dvs ur kontinuitetsekvationen (12), istället för att fås direkt som ur ekv (5b) då inget hydrostatiskt antagande gjorts.
Den främsta slutsatsen för denna analys är att för de atmosfäriska system som skapas och drivs av termiska skillnader vid markytan, gäller att intensiteten hos den uppkomna cirkulationen är direkt proportionell mot storleken av temperaturgradienten och djupet i atmosfären inom vilket temperaturperturbationema breder ut sig.
Om rumsliga och tidsmässiga variationer av temperaturen är kända, är (6) och (12) lösbara. Annars behövs den termodynamiska ekvationen (Pielke, 1984)
(99 —-— -— 1 W *"
Ez—VOVQW—b—JVCPOV 9 "FSB (13)
där 59 är käll— eller sänkterrn för värme och innehåller medelvärdet av det divergenta strålningsflödet och fasförändringarna hos vatten.
Initialt är vindfältet vinkelrätt mot tryckgradientema på alla nivåer, även ovanför
gränsskiktet. Därför, uttryckt i synoptisk terminologi, befinner sig denna termiskt drivna cirkulation inte i gradientbalans, dvs en ageostrofisk vind existerar.
Efter en tid påverkas vinden av corioliseffekten (fjärde termen i HL i (6)) och kommer att vrida åt höger (på norra halvklotet), vilket leder till att vinden blir mer och mer parallell med isobarerna.
Dessa grundläggande teorier som beskriver skapandet av termiska mesoskaliga cirkulationer stämmer lika bra över oregelbunden som platt terräng.
3 REFERAT AV GJORDA UNDERSÖKNINGAR
3.1 Segal, Pielke & Mahrer (1984)
Det är denna artikel som ligger till grund för mitt examensarbete. De var tillsamans med Ookouchi och Kessler (Ookouchi et al, 1984), bland de första att skriva om denna typ av termiska strömningar. Segal, Pielke och Mahrer refererar i sin artikel till flera tidigare gjorda arbeten kring hur förändringar i markens beskaffenhet påverkar flödet av sensibelt värme. Enl Zhang och Anthes (1982) gäller följande rangordning av betydelsen av fyra vanliga egenskaper:
i) markens fuktighet ii) ytans skrovlighet iii) albedo
iv) markens konduktivitet
Segal, Pielke och Mahrer påpekar att med hänsyn till korttidsprognoser är det värt att notera att :
*Vissa av drivkrafterna bakom nedanstående situationer är temporära medan andra består under en säsong eller är beständiga.
>**Modellering är komplicerat pga de stora rumsliga oregelbundenheter som finns inom det intressanta området, de obeständiga gränslinjerna så väl som behovet av en passande metodik för att kvantifiera de olika drivkrafternas egenskaper.
Därför behövs mer forskning för att öka insikten och kunna klassificera dessa situationer och förstå deras betydelse och kvantitativt kunna införliva dess effekter i korttidsprognoser.
Markfuktighet
Förändring av markfuktigheten kan t ex uppkomma efter nederbörd eller pga
konstbevattning. Skillnad i markfuktighet längs jämn mark kan skapa flöden av ungefär samma storleksordning som Sjöbris.
Snö
Horisontella skillnader i snötäckt mark kan också skapa mesoskaliga cirkulationer. Snö ökar albedot, minskar den aerodynamiska skrovligheten och vänder markvärme och fuktighets konduktivitet ned i marken. Alla dessa effekter påverkar flödet av sensibelt värme (enl ovan). Modellering av gränsskiktet över snötäckt mark visar på speciella egenskaper hos gränsskiktet såsom skapandet av ett mycket stabilt, tunt ytskikt
tillsammans med intermittent turbulens. Kontraster mellan snötäckt mark och barmark har signifikanta termiska skillnader som leder till mesoskaliga cirkulationer.
Diskussion
De senaste åren har satellitsystemen förbättrats så att de kan upplösa tidsmässiga och rumsliga förändringar på mesoskalan.
lckeklassiska mesoskaliga cirkulationer har inte fått mycket uppmärksamhet trots att man känner till sjöbrisens— och berg—/dalvindens effekt på mesoskalan.
3.2 Ookouchi, Segal, Kessler & Pielke (1984)
Denna artikel beskriver enbart mesoskaliga cirkulationer som uppkommer pga
differentierad fuktighet. Flera faktorer kan bidra till förändringen av markfuktigheten på mesoskalan:
— Sporadisk fördelning av konvektiv nederbörd kan tillfälligt skapa isolerade områden med hög fuktighet (högt vatteninnehåll).
—— Topografin kan ge säsongsskillnader i nederbörd mellan lovart— och läsidan av berg.
-— Konstbevattning kan skapa skarpa fuktighetskontraster mellan den bevattnade ytan och omgivningen.
Ookouchi, Segal, Kessler & Pielke ville i denna studie undersöka intensiteten hos de mesoskaliga cirkulationer som uppkommer pga differentierad markfuktighet.
De har för simuleringarna använt Pielkes modell från -74. En Z—D modell där det hydrostatiska antagandet gjorts och som använder kontinuitetsekvationen för
inkompressibel strömning. Modellen består av 14 nivåer med tOppen på 7000 m. Den horisontella gridintervallen är 5 km och tidsteget 90 s.
Starttiden för simuleringen är 0800 LST (lokal standard tid) och initialvärdena för en sommardag är tagna från en tidigare simulering, 1983 i Israel. En lätt nordlig synoptisk vind (0,5 m/s) antas förekomma. Startvillkoren för specifik fuktighet och temperatur består av en lätt fuktig lägre atmosfär fångad under ett tunt inversionsskikt, se fig 1.
q (gm/kg)
O 5 to 15
4000 »— ——
E 3000 »— _
;...
I.
&2 _Potemioi
Lii 2000 '— Temperature 'f
....Spccjfic Humtdny
lOOO » —
x ...
0 ...?"!
0 Fig. 1. Initialvärden för potentiell temperatur och
9 ( K) specifik fuktighet. (Ookouchi et al 1984)
Fem fall med olika stor kontrast i markfuktighet har undersökts. Fl har minst kontrast och FS har störst. F4 beskrivs i detalj i artikeln. U- och V komponenterna till den
uppkomna strömningen ses i fig Za—f, där man kan se att corioliseffekten gör sig gällande, eftersom vinden vid marken vrider åt höger under dagens gång.
Då man har en mindre kontrast mellan två ytors fuktighet fås samma typ av cirkulation som då kontrasten är stor, men intensiteten blir lägre. Jämförelse av den maximala vindhastigheten som uppnåtts i F5 med den som fåtts vid sjöbrissimuleringar visade samma storleksordning.
u couponan'r V COMPONENT
1600 LST
3000 IIYIYIIIII'I!I' IT!!! RIITTITIIYIIIIlTTTlittl'
_1600 LST (G) 4 _ (D)
2500 — ”"x . * —
I l » .
. r .
o [I * l 0/ _ å .
A 2000 » , f 'i, —
I: / i, I] . .
V ” I, "I 1
01— " "
; .... — OåN/o' , * r 0»...o 4
%:: 1000 — / ,/' — _.—-—o o o .
_, ___-U A
_ 4
200 !l
m _0 lllllllllll ].K Nlä %|
3000 IttItll T vrtrllxtblt-IrIlqt'iiliil'Il'YV IIXIIlIlK-TIIIIItiilITWUIIIIIVYIIITYYIII
O . .
* 2000 LST J] (C) . 20040 T (d)
I
JlllllllllllllllIlLllllllllllllll Llilllllllll lllllllllllllllllllll
__|—..—
2500 — " )
X X xN
1500 " & /
X X I
___—___.” ___—___—
HEIGHT(M) / [X X X &
3000
500
> ' q " lt
/ l
0 _ _ ,MLu11Q'ZJAQ-C-Emr111hllxxiiiiieUAJ
3000 III'II'II trtvrrr IIIYTYTIIIIII IIIIIIYTIUYY ”""""""""'""'!!! 11737!H"17"Y"
. ROOM /O (e),N.. 2400 LST (f)
2500 >- . ,f” -
%500
HEIGHT(M)
1000
500
Fig. 2. Väst—östligt vertikalsnitt för det simulerade området som visar U (väst—ost) och V (syd—nord) komponenterna (cm/s) för fall F4 för några utvalda tidpunkter. Sträckade linjer visar negativ vindkomponent — ostlig resp nordlig. Den tjocka linjen vid marken indikerar det våtare området.
(Ookouchi et al 1984)
Fig 3 och 4 visar vilka maximala horisontal— och vertikalvindar som kan fås i det simulerade området som funktion av tiden. Första tOppvärdet uppkommer under tidiga eftermiddagen, det andra på kvällen, vilket hör ihop med intensifieringen av den horisontella gradienten av U—komponenten när nocturnal jet bildas.
Skillnaden i marktemperatur, AT ger indirekt en fingervisning om den förväntade cirkulationens intensitet. Under natten blir denna differens liten då avdunstningen från marken är reducerad, se fig 5 .
ATPC)
Umox(rn/S)
() . 1 1 1 x 1 1 ' . 1 n 1 1 1 1 1 i 1 r 1 1
8 IO l2 14 |G IG 20 22 24 |! 10 !2 N' |G IB ao 22 24 8 IO [2 [4 [6 [8 20 22 24
noun (LST) HOUR (LST) noun (LST)
Fig. 3. Maximal vindhastighet Fig. 4. Maximala vertikalvindar Fig. 5. Skillnader i medel- (m/s) på 5 m höjd längs gräns— (cm/s) i gränsområdet mellan yttemperatur mellan torra och linjen mellan områdena, för olika områdena, för olika mark- våta området, för olika mark—
markfuktighetsskillnader som fuktighetsskillnader som fuktighetsskillnader som
funktion av tiden. funktion av tiden. funktion av tiden.
(Ookouchi et al 1984)
AT ökar markant då Am ökar från 0,05 (F 1) till 0,45 (F4) längs skiljelinjen.( m är ett uttryck för den tillgänliga fuktigheten enligt relationen m= E/Ep, där E är
avdunstningshastigheten från en yta och Ep år den potentiella avdunstningshastigheten för samma yta. Am är skillnaden mellan två markområden. ) Den hastighet med vilken AT tillväxer, avtar då Am närmar sig 0,95. Denna minskade tillväxthastighet när Am är stort återfinns också hos de horisontella och vertikala vindhastighetema.
7 ' l ' ' ”| I ' ' i ' ' ” 14 Fig. 6. Log—lin beroende av Umax och ATmax som funktion
6 ” av skillnad i tillgänglig mark—
" fuktighet, Am. De öppna
,.— 5 — cirklarna representerar värden på
3: vindhastigheten enl ekv 18.
E 4 _. (Ookouchi et al 1984)
25
5 3 —
2 » __ o _
&nfå—logau +13.1 ( c)
| —- UmxulA-logm + 4.6 Urns—1) _ 2
1 l 1 1 1 1! I | 1 | 1 1 1 1
0.05 0! 0.2 0.5 LO
' A m
Fig 6 visar ATW, och Umax som funktion av skillnaden i markfuktighet för de olika fallen. ATM, är här det maximala värdet av AT för varje fall (inträffar mellan 12 och 14 LST), och Umax år det maximala värdet för markens U—-komponent (inträffar 16 18 LST).
Ekvationerna 1 fig 6 ger en mycket god representation av de simulerade värdena för ATM, och Umax när Am går från 0,15—0,95:
Aina, = 6,9-log(Am)+l3,l (OC) (14)
Umax = l,4—log(Am)+4,6 ( rn/s ) (15)
Detta ger följande relation mellan Afmax och Umax :
Umax = 0,20- Aina, +1,9 ( m/s ) (16)
Det kan vara värt att jämföra med relationer som gäller för sjöbrisens uppkomst vid frånlandsvind Vg, där Vg är den geostrofiska vinden (Lyons 1972). Sjöbris uppkommer om
v;- 4 [113715 (17)
där B är en empirisk konstant, B=l,5 (enl Walsh 1974), och AT LS är maximala temperaturdifferensen mellan land och hav som observerats under en dag.
I frånvaro av synoptisk strömning blir sjöbrisens, VSB, intensitet,
Våg = BAT—LS (18)
Ookouchi, Segal, Kessler & Pielke använde denna ekvation på flödena Fl—FS. I fig 6 representeras dessa värden av öppna cirklar. De överensstämmer ganska väl med de simulerade värdena, varför ekv (18) ger en god uppskattning av intensiteten hos flöden skapade av differentiell fuktighet.
I den avslutande diskussionen påpekar Ookouchi et al att även en liten skillnad i fuktighet mellan två markområden skapar eller förändrar strömningar på mesoskalan, och att termiskt inducerade cirkulationer är av tillräcklig signifikans för att beaktas i
meteorologiska bedömningar på denna skala. Vid stor kontrast i markfuktighet på slät mark kan en cirkulation av samma storleksordning som sjöbrisen erhållas. De säger vidare att en enkel metod för specificering av den tillgängliga fuktigheten i marken är av avgörande betydelse för utvärdering av modeller och för fortsattta modellstudier.
3.3 Mahfouf, Richard & Mascart (1987)
En Z—D modell som innehåller detaljerad representation av gränsskiktet, marken och vegetationen har utvecklats. Sjöbris har simulerats för att klargöra giltigheten av modellen. Man har vidare undersökt vilken påverkan vegetations— och
jordinhomogeniteter har på atmosfären då man inte har någon synoptisk strömning över platt mark. Studien visar att jordens struktur starkt påverkar mängden tillgänglig fukt på
ytan.
Den modell som använts är en Z—D verision av den primitiva hydrostatiska ekvationsmodell som utvecklats av Nickerson et al (1986).
Mahfouf, Richard och Mascart har först tittat på hur olika jordars struktur påverkar cirkulationer på mesoskalan. De har jämfört sand (50 um(q>(2 mm) och lera (QKZ um).
Skillnaden mellan sensibelt— och latent värmeflöde för de båda områdena är stor, se fig 7.
Denna skillnad beror på hur vatten uppför sig i jordarna. Det krävs mer energi för att frigöra vatten som är bundet i lera än i sandjord.
Här är n:o,öns, där 1) är volymens fuktighetsinnehåll, och 115 är mättnadsvärdet för samma volym.
10
_100 .
—100
oooooooooooooo
—300 * —
ZE. :
3 :
_500 _ :L///,,f#w—*1
"0._...|_:E :
—700
SAND CLAY
—100 —;0 0 50 190
VV4E knn
Fig. 7. Horisontell profil av sensibelt (heldragen linje) och latent (prickad linje) värme flöde kl 14.00 LST. (Mahfouf et al 1987)
I fig 8 kan man se flödet__rnellan de två jordarterna vid några tider. Dess intensitet är ganska nära sjöbrisens. Aven vertikalvindens utseende påminner om sjöbrisens.
Temperaturskillnaden mellan ytorna är tillräcklig för att ge en uppvind på >15 crn/s kl 18.00 LST (lokal standardtid). Detta experiment visar att tillgänglig fuktighet inte enbart beror av markens relativa fuktighetsinnehåll. Två”jordar med olika struktur men med samma relativa fuktighetsinnehåll använder strålningsenergin vid ytan på olika sätt under dagen. Det verkar därför nödvändigt att ta med strukturens betydelse i beräkningar för mesoskaliga fenomen, menar författarna.
U(HUS)
SAND CLAY
! ! I ]
—1oo —50 o se 100
W-E km
Fig 8a. Horisontella vindhastigheter (m/s) på
SAND
!
—100
Fig. 8b. Vertikala vindhastigheter (cm/s)
*50
VV43
150 m höjd kl 08.00, 10.00, 12.00, 14.00, 16.00 kl 18.00 LST.
och 18.00 LST.
11
(Mahfouf et al 1987)
krn
Vidare har Mahfouf, Richard och Mascart undersökt vegetationens betydelse för
uppkomsten av mesoskaliga cirkulationer. I detta experiment är marken en lerig jord. Zon A består av bar mark och zon B har ett tjockt grästäcke (Of : 0,82). (of står för shielding factor = avskärmande faktor ). Nu blev skillnaden mellan sensibelt— och latent värmeflöde mindre än i föregående fall: H=400 W/mZ, LE=80 W/m2 resp H==l70 W/m2 och LE== 250 W/mz. Detta resulterar också i en svagare cirkulation än vad det förgående fallet gjorde.
U—komponenten av vinden når en maximal styrka av 2,53 m/s,och vertikalvinden når värden mellan +5 och —3 cm/s, se fig 9 och 10.
U (rn/s) Z km
W/m1 .
1 1 ' | | | 4 I .l I I [
”” ' . . X ( ] (D
LE 3 _ 9 o _
—1oo :""""""" r).
2 __ . X så”—xx _
- 300 . .. (NN-2 a,...
u =. i
åäö ) '!
soo » — 1 " t. / "
& &&- zl
&_ 1,1
N I
-—700 0
ama SOlL GRASS ams sou. GRASS sans sou. stuss
LOLAM [ | Loe” 1 1 LOIA" ! 1
400 "50 0 50 100 400 ——so o se 100_ -too -—so o so 100
W-E km W—E km
W—E km
Fig. 9. Flöden av sensibelt och latent värme kl 14.00 LST.
Fig. lOa. Horisontella vind—
hastigheter på 150 m höjd vid samma tider som i Fig 8a.
Fig. lOb. Vertikala vindhastig- heter (cm/s) kl 18.00 LST.
(Mahfouf et al 1987)
Slutligen tittade artikelförfattama på olika kombinationer av jordarter och vegetation. Jord A är här mycket porös, vilket oftast gör den ganska fuktig (n/nS = 0,8). Jord B är en lerig, sandig jord med hög hydralisk ledningsförmåga, vilket gör den till en dränerande jord som snabbt släpper igenom vatten ned till grundvattennivå (nmS = 0,3). Tre försök
utfördes med en skogsvegetation som var tät, gles resp obefintlig (of == 1, O'f = 0,5 och OT:-"O). Kunskap om markfuktigheten verkar viktig även om marken är tätbevuxen. I fallet med tät vegetation avskärmas markfuktigheten från omgivningen så att den inte exponeras för vattendeficiten. Vid gles vegetation blir den termiska skillnaden mellan de två zonerna mer betydelsefull. I detta fall uppgår den horisontella vindkomponenten till 2,8 rn/s kl
18.00 LST, vilket i och för sig är en svag cirkulation, men den är icke desto mindre signifikant. I försöket med obevuxen mark fås en cirkulation av samma storleksordning som sjöbrisen, U == 6 m/s kl 18.00 LST. Skillnaden i sensibelt värmeflöde mellan de två zonerna är här 300 W/m2 kl 14.00 LST. Författarna påpekar här att detta resultat väl
överensstämmer med arbetet gjort av Ookouchi et al (1984).
Som ett resultat av dessa tre försök kan man se att vegetationen tenderar att få Bowen förhållandet ( förhållandet mellan sensibelt— och latent värme ) mot ett enhetligt värde där det annars skulle vara litet (över fuktig mark) eller stort (över torr mark).
I slutdiskussionen poängteras att den våglängd som i den här studien står för ändring av jordmån och vegetation måste vara stor, storleksordning etthundra kilometer. Mindre
landområden ger inte lika märkbara effekter på mesoskalan.
12
3.4 Segal, Avissar, McCumber & Pielke (1988)
Inledningsvis skriver Segal, Avissar, McCumber & Pielke att vanliga dagtid
förekommande mesoskaliga cirkulationer som Sjöbris och andra termiskt skapade vindar och deras intensitet är direkt relaterade till storleksordningen och den horisontella
fördelningen av det sensibla värmetlödet. Detta medför att egenskaperna hos dessa termiska cirkulationer påverkas av olika vegetation.
N (J!
Hercmtm)
on"558 o8"8”8'88
Nu ”%8 -——'*_E 'i ___);
23_..- ___- ..-—:._
HElGHT (m) &
”& : ltt '
tv är | *
|()()(> & I N.: 1» 4
. _ & | | I, 4
500— V' '— .
o ... "III"" ...
3000 ... _...-_.--....__.. ...
w
2500 8 ”X ""*—"**.—
31 *
2000 M
'=5()() , *—_a——————_J'Nx 4
lOOO * y *
,o- ) —
HEIGHT (m) Sååå
hm.—___...— '
|
”
mun—ma...: _L-..—_-n—m—
nu”)11:111111111111111111 nnnnnnnnn n 1111111
(0) W
(Watt/ma)
Fig. ll. Vertikalt snitt av det simulerade området för fall C6, C7 & C8 kl 14.00 LST för (i) u : väst—
ostlig komponent av vinden i m/s där västvind är positiv och representerad av heldragen linje, (ii) w : vertikala vindkomponenten i cm/s, positiv och heldragen uppåt, (iii) 9 : potentiella temperaturen i K, (iv) q : specifika fuktigheten i g/kg, (v) sensibelt (heldragen) och latent (sträckad) värmeilöde vid markytan. (Segal et al 1988)
13
Simuleringarna böjade 0800 LST, vilket motsvarar den tid då sensibla värmeflödet blir effektivt i utvecklingen av det konvektiva gränsskiktet under soliga dagar. Resultaten från simuleringarna skiljer sig inte nämvärt från de ovan presenterade studierna. De starkaste cirkulationerna uppkommer där temperatur— och fuktighetsdifferenserna är stora.
Sjöbrisen är den intensivaste cirkulationen, men de största kontrasterna i temperatur och fuktighet över land skapar vindar av samma storleksordning. Något som påpekas i denna studie och som är mycket väsentligt är att det krävs områden på minst 30 km för att differenserna i temperatur och fuktighet ska resultera i vindar.
De skriver också att skillnaderna mellan cirkulationer som uppkommer då temperatur—- kontrasten vid markenytan är skarp och de som uppkommer då temperaturövergången sker gradvis är mycket liten under förutsättning att den gradvisa övergången sker inom 30 km..
Något som Segal et al har undersökt, som ingen av de andra tittat på, är vilka effekter en oas ger. Här simulerades en oas med en vidd av 30 km där ytorna enbart bestod av jord med ett vatteninnehåll per volymsenhet på 25% resp 5%. De två på förhand anade cirkulationscellerna och den ökade fuktigheten i ett tunt skikt ovanför oasen är uttalade.
Se fig 11 ovan.
I området mellan 500 och 1500 m är luften över oasen betydligt torrare än omgivande luft. Det beror på att de två termiska cirkulationerna skapar subsidens över oasens kallare yta (C6). Vidare gjordes en simulering (C7) under samma förutsättningar men med 050,25 (dvs något bevuxen yta), där ses en tydlig försening av uppkomsten av cirkulationer. I det sista försöket (C8) antogs en ostlig synoptisk vind på 3 m/s, vilket resulterade i klart förvrängda cirkulationsmönster genom att konvergensen förstärks på lovartsidan av oasen. Detta visar att cirkulationer skapade kring en fuktig ö kan var svåridentifierad när man har ett tydligt synoptiskt bakgrundsflöde.
3.5 Chen & Avissar (1994)
Dessa två herrar har i sin studie undersökt hur olikheter i markfuktighet påverkar molnbildning och nederbörd i storskale—modeller.
De har använt "Colorado State University (CSU) Regional Atmospheric Modeling System (RAMS)". En 2—D modell med full uppsättning av ickehydrostatiska
kompressibla dynamiska ekvationer, en termodynamisk ekvation och några mikrofysiska ekvationer för vätske— och fasta faserna för moln och nederbörd. Pielke et al (1992) beskriver modellen i detalj. Eftersom studien enbart berör gränsskiktet betraktas endast nederbörd från varma moln. Chen och Avissar följer här den uppdelning som gjordes av Kessler (1969) dvs man delar upp allt vatten i vätskeform i två kategorier: molnvatten och regnvatten. Molnvatten tillväxer med hjälp av kondensationskärnor, medan
regnvattendroppar växer genom kollision och koalescens mellan både moln— och regnvattendroppar.
Försöken gjordes med tre olika atmosfäriska initialvärden. ATMl har hämtat sina
initialvärden från en sondering 890728 och det första "International Satellite Land Surface Climatology Project's Field Experiment". I detta fall var vindhastigheten på alla nivåer i troposfären låg och det fanns ingen vertikal vindskjuvning. Relativa fuktigheten under 2 km antogs vara 75% och enhetligt fördelad. För att se hur fuktighet i atmosfären påverkar molnbildning och nederbörd användes två andra sonderingar i vilka den relativa
fuktigheten under 2 km var 65% (ATM2) resp 85% (ATM3). Eftersom meningen var att undersöka fuktighetens påverkan på atmosfären har samma temperaturprofil använts hela tiden. Marken bestod av en sandig lera. En 250 km vidsträckt yta delades i ett 75 km vidsträckt område som antogs vara konstbevattnat, medan resterande 175 km antogs vara ett torrt område.
14
AGV:x
.se—.am
.a
.sm|.&&_q
___18.o_!...a.
la._..>.Ewoo;..a
la.
18.
75:x
©s_.©m
.a
.&ma.ss_u
75:x.am.a..&g—
mvmmp QNv—
1.5:x.&G_.sm.&.smu.s©_u
»__&.
08—AIS.
5.==__:=...&.
IQ.
IS.
13.
AGV:x
.&a_.s_m
.a.
.&ms.aa_u så;._._..__ww..M—WWa—(1.—......-G.
ta19._.
'_w.?
Ex
"%?e
.råz.....»..a....___...n...,—h..»
.
&&"GGGQ
menme- LOVMN— mvmmf— mamma——
_Ev:xHEV:x
.&ap.©m.s.Gm:.sswx.©&_.&m.&.GmSGF;
'»__r»&...m_.IsaZlm.
N:s.m&MW.x.!nu...num:am&..mmuw..:s...WmmmmW195.m.m.......om25:..hm...Siam_a_em_...åTDrum.,Mwnm
"au—ww___.d&e
.ZTun.n
mmudmwOe.w.kd....Sdm...mm(1.m...Mwa&...mmmma.&mG
:..-V.!(.....mmmwxa.mHmmmla....&.m.m...m..la...WMmm
m:a.m.u&m_Hmm..75:x75:x[mmm55.3..amiga...59.3.a59.3...mm.m
»__..._tom...—a..Hk._Wua;..zWWW.åmurllllladill!!!Smäraåmmm..)iår&m&mnämm&
.&.m2.1"...&m.J%%a...m
markerad med tjock linje. (Chen & Avissar 1994)
15
Temperaturen stiger fortast över det torra området eftersom den inkommande strålningen över det våta området används till avdunstning.
Förutom uppdelning av simuleringarna i ATM 1—3 antas olika stora skillnader i markfuktighet mellan områdena. Fig 12 visar resultaten från den första simuleringen.
Tunna moln bildas först på ca 500 m över den våta marken (kl 12.00) pga att
avdunstningen från den våta ytan tillför fukt till de lägre skikten av atmosfären. Dessa moln tillväxer inte till högre höjder. På eftermiddagen uppträder relativt tjocka moln vid cirkulationens front som ett resultat av stor vertikal turbulent omblandning. Det största blandningsförhållandet för moln— och regnvatten är 2,1 g/kg i dessa cumulus. Regn når ofta mark ca 15.00, efter det att blandningsförhållandet nått max—värdet. Vid 18.00 avtar intensiteten hos den mesoskaliga cirkulationen och molnen upplöses, och efter 18.00 når praktiskt taget inget regn marken.
Baserat på spridningen av moln delar Chen och Avissar in simuleringarna i tre kategorier.
Den första kategorin består av två markområden med stor fuktighetskontrast, vilket skapar en stark mesoskalig cirkulation med molnbildning enligt ovan beskrivna mönster.
Kategori två representeras av två områden mellan vilka differensen i fuktighet är liten och där båda ytorna är relativt våta. Här är det latenta värmeflödet ganska stort över hela simuleringsytan vilket medför att en stor mängd vattenånga överförs till atmosfären.
Under tidiga eftermiddagen skapar detta tunna moln i det grunda övergångsskiktet.
Molnen är i stort sett enhetligt fördelade över hela domänen.
Den tredje kategorin består också av enhetlig fuktighetsfördelning men i detta fallet är hela området torrt. Moln bildas slumpmässigt över hela området. De är mycket tunna och producerar ingen signifikant nederbörd.
Markfuktighetens påverkan på nederbörden kompliceras av åtminstone två faktorer:
i) intensiteten hos den skapade cirkulationen och ii) mängden tillgänglig vattenånga i atmosfären.
Den vertikalrörelse som skapas av en mesoskalig cirkulation är starkare än vertikalrörelser som uppkommer pga turbulens, varför man kan förvänta sig en ökad molnbildning och nederbörd över områden som skapar cirkulationer. Vad gäller atmosfärens fuktighet, skriver artikelförfattarna att under samma atmosfäriska förutsättningar avger en våtare yta mer vattenånga till atmosfären än en torr yta, vilket ger mer vatten till molnbildning.
Både mesoskaliga cirkulationer och tillgänglig vattenånga beror således på fördelningen av och tillgången till markfuktighet, och båda påverkar märkbart skapandet av
konvektion. Fördelning av moln och nederbörd beror enligt denna studie på dominansen av antingen turbulenta rörelser eller organiserade mesoskaliga cirkulationer. På områden (30 km dominerar de turbulenta effekterna medan de mesoskaliga effekterna dominerar på områden >30 km.
16
3.6 Sammanfattning av referaten
Differentierad fuktighet kan uppkomma på flera sätt:
* olika områden kan bestå av jordar med olika fuktighetsinnehåll,
* myrar,
* konstbevattning,
* orografiskt betingade ojämnheter i nederbördsutlösning,
* ojämn fördelning av konvektiv nederbörd.
Där det sista är det som kan ge största överraskningsmomentet för korttidsprognoser, eftersom det är en avvikelse från normalläget. Viktigt för en prognosmeteorolog att ha i åtanke efter en dag med kraftig nederbörd.
Förutsättningen för skapandet av en cirkulation är direkt relaterad till skillnaden i markfuktighet mellan två områden. Ju större differens desto tydligare cirkulation.
Intensiteten på den uppkomna cirkulationen är direkt proportionell mot temperaturgradientens storlek enl ekv 16 :
Umax = 0,20- Arma, + 1,9
Under natten minskar AT pga minskad avdunstning från den fuktiga sidan, vilket alltså minskar intensiteten. Ookouchi et al (1984) efterlyser en enkel metod för specificering av fuktigheten i marken. Det är av avgörande betydelse för fortsatta modellstudier.
Som flera av artikelförfattarna visat ger också skillnader i vegetation och jordstruktur upphov till mesoskaliga cirkulationer. Vegetation över olika fuktiga jordar har däremot en avskännande effekt och minskar intensiteten på cirkulationen.
Områdena måste ha en storlek av minst 30 km för att effekterna av skillnad i fuktighet och temperatur ska ge påtagliga cirkulationer. En av undersökningarna pekar på att det behövs områden på minst 100 km för att effekterna på mesoskalan ska bli tillräckligt märkbara.
Det verkar rimligt att effekterna blir tydligare ju större områden som används i
modellerna, men samtidigt har ju områden om 30 km visat sig ge tydliga cirkulationer och det borde tyda på att den storleken räcker. I verkligheten är det inte vanligt med så stora, enhetliga områden som de som använts i modellsimuleringarna. Detta ger lägre intensitet på verklighetens ickeklassiska mesoskaliga cirkulationer än på modellernas.
Det har också visats att det inte finns några stora skillnader mellan de termiskt drivna cirkulationer som skapats av en skarp temperaturkontrast vid marken och de som skapats av en gradvis temperaturförändring, under förutsättning att övergången sker inom 30 km.
17
4 PÅVERKAN PÅ LOKALVÄDRET
4.1 Dimma
Längs begränsningslinjen av en dimma blir temperaturdifferensen stor mellan själva dimområdet och omkringliggande ytor pga differentiell uppvärmning, vilket skapar en cirkulation i dimområdets ytterkant som leder till omblandning och därigenom upplösning av dimman, se fig 13. Detta gäller strålningsdimma som bildats under natten och som upplöses när solinstrålningen blivit tillräckligt stor. Under de varma månaderna på året bildas ofta konvektiva band längs morgonens dimgräns som sedan rör sig utåt när den sjunkande luften från dimområdets inre sprids utåt, likt en sjöbrisfront. Allt enl Gurka
1978. /
' / / /; / Fig. 13. Skiss över Cirkulation
3 som uppkommer vid kanten av
4
/./"": www/j moln/dimma pga differentiellt
MW uppvärmd mark. (Gurka 1978)
Det man skulle kunna tänka sig om dimområdet är tillräckligt stort (jfr ovan >3O km) är att en cirkulation som uppkommer pga differentierad uppvärmning av den bara marken resp dimman inte förmår upplösa dimman, utan istället sätter den i rörelse så att det tidigare klara området får dimma. Det skulle vara möjligt då man beaktar att denna typ av cirkulationer enligt modellberäkningar kan nå samma intensitet som Sjöbris då fuktighetsdifferensen mellan två områden är tillräckligt stor. Sjöbrisen kan som man redan vet dra in dimma över områden där det tidigare varit klart.
4.2 Stratus
Vid upplösning av ett dimområde bildas ibland stratus. Här skulle ett liknande resonemang som det ovan förda om dimma kunna tillämpas. Om en liten cirkulation bildas i ett ytterområde av ett stratustäcke skulle subsidensen över molnen tillsammans med den långsamma rörelsen ut över torrare område kunna bidra till att molnen upplöses.
Om stratustäcket däremot är stort och homogent skulle detta kunna leda till uppkomsten av en cirkulation pga differentierad uppvärmning av två markområden (Pielke och Segal
1984), och då eventuellt leda till att stratusområdet driver in över det klara området. Men observationer saknas på området.
En annan utveckling kunde vara att skillnad i molnighet genererar en cirkulationen som tack vare den fuktighet som redan finns i molnen skapar konvektiva moln vid
cirkulationens front som växer till och ger skurnederbörd under eftermiddagen.
18
4.3 Nederbörd
Den här typen av rörelser på mesoskalan påverkar knappast ett väderläge då man redan har nederbörd. Alla simuleringar som gjorts har ingen eller mycket liten molnighet som startvärde. Det som kan hända är att de moln som skapas då cirkulationen uppkommit ger nederbörd. Om detta inträffar beror av flera faktorer, bl a hur mycket vattenånga som finns tillgängligt i atmosfären och hur mycket som frigörs från marken. Dessutom är storleken av den vertikala omblandningen ytterst väsentlig. (Chen & Avissar 1994).
Observationer som vittnar om detta har jag inte funnit. Däremot en artikel som beskriver utvecklingen under en dag där ett område med barmark var omringat av ett stort
snöområde (Johnson et al 1984). Här ger de stora skillnaderna i temperatur upphov till en vind från snöområdena in mot området med barmark, vilket i sin tur leder till konvergens,
hävning och molnbildning över barmarksområdet medan klart väder råder över snötäckt land. Under eftermiddagen faller snö i from av snöbyar ur de bildade konvektiva molnen.
En liknande utveckling vore trolig då en yta med torr mark omges av fuktigare
landområden. Det skulle kunna jämföras med utvecklingen över Gotland en dag då landet värms, luften hävs och cumulusbildning sker, med tanke på de jämförelser som i övrigt gjorts mellan ickeklassiska mesoskaliga cirkulationer och Sjöbris vad gäller uppkomst och intensitet. Viktigt att tänka på att områdenas storlek och temperaturskillnadema är
tillräckligt stora (& 3.2).
4.4 Vind
Man får inte glömma den inverkan vinden i sig har på det lokala vädret. Fenomenet med cirkulationer som uppkommer pga skillnad i markfuktighet verkar vara betydligt mer sällsynt än sjöbrisen med tanke på det magra observationsmaterial som finns. Dessutom är känsligheten för hastigheten hos den förhärskande vinden stor, så några stora,
dramatiska förändringar av vindriktning och/eller hastighet är knappast troliga. De flesta simuleringarna visar på att det är vid lugnt väder som cirkulationerna blir tydliga. Det verkar troligt att de förändringar av vinden som sker pga uppkomna cirkulationer är från relativt låga vindhastigheter till något högre och eventuellt av annan riktning.
De högsta vindhastighetema i simuleringarna ligger omkring 6 m/s vid marken.
Tillräckligt stark vind för att t ex påverka val av start— och landningsbana på en flygplats.
En ändrad vindriktning kan leda till banbyte, vilket verkligen kan ställa till med problem på en flygplats.
Att ha vindutvecklingen under kontroll är viktigt ur flera avseenden, t ex vid
rökutveckling och spridning av olika luftföroreningar. En ändrad vindriktning kan ju medföra en ändring av sikten genom att fuktigare luft eller fabriksrök blåser in över alternativt bort från prognosområdet.
Dessutom bidrar uppkomsten av den här typen av mesoskaliga cirkulationer till en ökad avvdunstning från konstbevattnade ytor än vad som vore fallet om det inte uppkom någon cirkulation. Undrar om någon räknat på hur mycket extra vatten (kostnader) det leder till.
19
5 SENSITIVITETSTEST AV ICKEKLASSISKA
MESOSKALIGA CIRKULATIONER PÅ MIUUS MODELL.
För att få lite mer "konkret" förståelse för cirkulationerna har ett sensitivitetstest utförts på MIUUs (Meteorologiska institutionen vid Uppsala universitet) modell (se t ex Tjernström et al, 1988) för att se hur denna typ av mesoskaliga strömningar påverkas av olika svaga geostrofiska vindar.
Marken bestod här av två fält, fält V i väster som sträcker sig från - oo till 0 och fält Ö i öster från 0 till + oo. Temperaturen 1 m ned i marken (det djup till vilket dygnsvariationen når) är 160C.
Tabell 1. Initialdata för markegenskaper.
egenskaper V O
fukt(volym%) 50 2
max fukt 50 50
20 0,3 0,3
(5 0,5 0,5
mark albedo 0,14 0,3
växtl. albedo 0,1 0, 1
emissiviteten 0,9 0,9
Körningen gjordes för två dygn med starttid 19.00 för fyra olika riktningar på
geostrofiska vinden: E, 8, W och N. I samtliga fall var vindhastigheten 3,0 m/s. Dagen för simuleringarna är dag 145, dvs den 25 maj, och breddgraden är 600. Himlen är molnfri. För övriga initiala data till modellsimuleringarna se tabell 1 och 2.
Tabell 2. Atmosfärens initiala egenskaper i modellen.
2 (m) 9 (K) q (g/kg)
0 289 3 ,5
1000 289 3,4
2000 292 3
4000 298 0,2
8000 310 0,16
9000 3 13 0, 16
Det faktum att den här simuleringen har (rr—=O,5 dvs att marken är till hälften bevuxen, ger en lägre intensitet på cirkulationen än vad skillnader mellan obevuxen mark ger (se &
3.3). Cirkulationer uppkommer mest påtagligt vid nordlig och sydlig geostrofisk vind, vilket är väntat då dessa vindar blåser parallellt med fuktighetsgränsen. Att dessa två vindriktningar inte ger samma resultat beror på friktionen och på fuktigheten. Om man enbart tittar på friktionen vrider den vinden mot lägre gradtal vid marken. Då man lägger till fuktighetens påverkan tillkommer att vattenånga gör att luften blir lättare, vilket ger ett lägre tryck över den fuktigare ytan och ett högre över den torrare ytan. Detta gäller initialt då temperaturen är densamma över båda ytorna. Resultatet blir att den sydliga
geostrofiska vinden (i detta fall) får två krafter som båda ger förstärkt ostliga komponent.
För den nordliga geostrofiska vinden är det svårt att säga hur den kommer att vrida eftersom friktionskraften ger den en västlig komponent medan tryckgradient—kraften, som uppkommer pga fuktighetsskillnader, bidrar med en ostlig komponent. Vridningen beror således på vilken av dessa krafter som är störst. Dessutom tillkommer sedan de olika temperaturvariationema över den fuktiga— resp torra ytan.
20
