CC BY
17
Спутниковая гидрофизика
УДК 551.46 + 551.571 Н.А. Тимофеев
Исследование океанической облачности по спутниковым наблюдениям в спектральном канале 10,3 - 11,3 мкм
Температура воды верхнего слоя океана и эффективная облачность (облачность с одновременным учетом ее количества и оптической плотности) являются важнейшими характеристиками природной среды. Они определяют парниковые эффекты, энергетику океана и атмосферы, регулируют климат. По данным об этих характеристиках на основе спутниковой информации восстанавливаются все компоненты радиационного, теплового и водного балансов в системе океан - атмосфера, исследуется их внутри- и межгодовая изменчивость. В настоящей работе описываются методы расчета эффективной облачности по температуре поверхности океана и радиационной температуре в спектральном канале 10,3 - 11,3 мкм. Развитие этих исследований связано с прогрессом спутниковой гидрофизики: информация, получаемая из космоса, становится все более точной, регулярной и глобальной.
1. Введение. В соответствии со Всемирной программой исследования климата (ВПИК) [1] сведения по радиационному, тепловому и водному балансам в системе океан - атмосфера (СОА) используются для описания климата, при разработке методов долгосрочного прогнозирования погоды. Эти исследования особенно актуальны в современную эпоху глобального потепления климата [2]: возрастания положительных аномалий приземной температуры воздуха вследствие избыточного содержания в атмосфере парниковых газов, образующихся от сжигания ископаемого минерального топлива. С середины 80-х годов XX в. начался период кардинальной перестройки компонент глобального радиационного баланса Rcn = (1- Acn) Q0 — Fcn [3]: энергия интегрального (по спектру АЛ2 » 3 — 50 iei ) длинноволнового излучения Fcn (уходящей длинноволновой радиации - УДР) суммарно возросла на 15 Вт/м2, одновременно на 10 Вт/м2 уменьшилась отражаемая в космос коротковолновая (А1 » 0,3 — 3 мкм) солнечная радиация AcnQ0 (уходящая коротковолновая радиация - УКР), что свидетельствует об изменении прозрачности атмосферы за счет снижения концентрации аэрозолей и о наличии избыточной антропогенной (промышленной) компоненты в парниковом эффекте. Увеличение «сброса» радиации ARcn » —5 Вт/м2 в космическое пространство является естественным условием необходимой защиты планеты от повышения температуры воздуха и прямым следствием наблюдаемого глобального потепления.
За последние 50 лет проявилась тенденция нагревания вод Мирового океана в слое 0 - 1500 м. За счет теплового расширения уровень воды в океане поднялся на ~ 0,01 - 0,02 м [4].
© Н.А. Тимофеев, 2010
58
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн, 2010, № 6
В настоящее время суммарный тренд глобальной приземной температуры воздуха составил —+0,7°С за 100 лет [2]. Однако даже при этом сравнительно небольшом повышении глобальной температуры в различных регионах Земли существенно увеличилась повторяемость катастрофических катаклизмов погоды (ураганы, наводнения).
При определенных комбинациях аномалий АУДР и АУКР во второй половине XXI в. возможно повышение глобальной температуры воздуха на
I,6 - 2,0°С [2], но не более, поскольку все большее число стран присоединяются к Киотскому протоколу, а растительность Земли и Мировой океан, для которых выполняется условие АУКР + АУДР = 0 [2], стабилизируют глобальный климат. Сокращение выбросов в атмосферу продуктов сжигания ископаемого топлива может существенно улучшить климатическую ситуацию.
Наибольшая прозрачность атмосферы наблюдается на длинах волн 10,3 -
II,3 мкм электромагнитного спектра, который используется для обнаружения облачности из космоса на фоне океана при известной температуре верхнего слоя воды (температуре поверхности океана - ТПО).
Парниковые эффекты, радиационный, тепловой и водный балансы в СОА вычисляются по ТПО и эффективной облачности (ЭО) [2, 4, 5], численно равной произведению общего количества облаков 1 > n > 0 на их условную оптическую плотность 1 > f > 0. Величина ЭО = nf определяется по ТПО (t,°C) и радиационной температуре ( t', °С) в спектральном канале 10,3 - 11,3 мкм либо по ТПО и интегральному потоку УДР Fcn, являющемуся линейной функцией от t'. Комбинации трех параметров из четырех (ТПО, ЭО, Fcn и t' ) связаны между собой универсальными соотношениями, определение которых является одной из целей настоящей работы.
2. Температура воды верхнего слоя океана. Требования ВПИК предусматривают определение средних за 15 сут значений ТПО в географической сетке 2 х 2° с погрешностью < 0,3°С в экваториальной области, где t > 28°С, и до < 0,5°С во всех остальных случаях. Допустимые погрешности восстановления декадных и месячных интегральных (по спектрам 0,3 - 3 и 3 -50 мкм) потоков УКР и УДР оцениваются в 1,0 и 0,4 МДж/(м2сут) соответственно.
В работах [4, 6, 7] реализованы алгоритмы для восстановления полей ТПО, радиации и атмосферных осадков по данным, получаемым с установленных на оперативных спутниках «Метеор» (СССР), «Nimbus», NOAA (США) и ERS (Европейское космическое агентство) широкосекторных приборов и радиометров высокого разрешения - AVHRR/2 и ATRS. Кроме данных об интегральных потоках радиации, спутниковая информация представлена в виде значений радиационных температур tj (0), t2 (0), t3 (0) (где 0 - зенитный угол) в «окнах прозрачности» атмосферы 3,33 - 3,97 мкм = 3,7 мкм); 10,3 -1,3 мкм (А2 = 10,8 мкм) и 11,5 - 12,5 мкм (1 = 12 мкм). Эти данные относятся к уровню условной верхней границы атмосферы Н ~ 30 км. Под ti (0) понимаются температуры (°С) поверхности абсолютно черного тела, при визировании которых на входе измерительных комплексов формируются такие же
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6
59
сигналы в спектрах Ài, как и от наблюдаемых атмосферных объектов в размерности кВт/(м2-ср), в телесном угле 1 ср.
Радиометр AVHRR/2 сканирует в плоскости, перпендикулярной траектории полета спутника. Восстановленные значения ТПО, атмосферных осадков и потоков радиации получаются для 525 равных по площади (4 х 6 км) участков (пикселов) для каждой строки сканирования. При одном сеансе связи, например с ИСЗ NOAA, информация представляется в виде снимков, которым соответствует акватория площадью 18^106 км2. Радиометр ATSR, установленный на спутнике ERS, сканирует «по конусу».
Спутниковые измерения, используемые для определения ТПО, фильтруются от облачности; суша отсекается «наложением географической маски» [4]. При вычислениях радиации и атмосферных осадков фильтрации облачности не требуется.
Интенсивности излучений 1Я(0) и радиационные температуры tx(0) даже при неизменных по пространству свойствах подстилающей поверхности и атмосферы оказываются виртуально зависимыми от зенитного угла 0, определяемого для заданного пиксела по углу сканирования 0 , радиусу Земли и высоте орбиты спутника H1 :
180° . Г 6370 + H1 . „*^
0 =-arcsin
p
6400
sin 0
Алгоритмы учитывают особенность спутниковой информации и позволяют на основе исследованных закономерностей угловых структур уходящих в космос излучений /¿(0) или радиационных температур tя(0) восстанавливать искомые поля ТПО, от 0 не зависящие.
Радиационные температуры измеряют с ИСЗ на двух длинах волн при произвольном угле 0 . Измерения в спектральных каналах I и 13 проводятся как днем, так и ночью. С целью исключения погрешностей, вызванных влиянием отраженного и рассеянного солнечного излучения, данные в спектре I используются только за ночной период. Равнозначные по точности алгоритмы восстановления ТПО записываются следующим образом [4, 6, 7]:
_ 1,5018(1 + А2 - 0,493(1 + А1У2 + 2,214(1 + А1 )(1 + А2) _ (1 + А1)(1 + А2) -1,5018 А1(1 + А2) + 0,493А2(1 + А1) ,
_ 3,99(1 + А3 У2 - 2,95(1 + А2 У3 -1,40(1 + А2 )(1 + А3) _ (1 + А2 )(1 + А3) - 3,99А2 (1 + А3) + 2,95А3 (1 + А2) '
1,3366(1 + А3)^ -0,3244(1 + А^3 +1,817(1 + Ах)(1 + А3) (1 + А1 )(1 + А3) -1,3366А1 (1 + А3) + 0,3244А3 (1 + А1) ,
где A = 120-10-70265, A2 = 228 • 10-702 36, A3 = 524-10-702 08 (0, град); tk = tk (0); k = 1, 2, 3 - номер спектрального интервала.
60
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн, 2010, № 6
Если длина волны - фиксированная, а измерения проводятся на углах 01 < 02, то
, - 1 +Л (02) , (0 )__1 + Л (01) , в .
Лк(02)-Лк(01) ^ ^ Лк(02)-Лк(01) ^ 2У-
В случае одновременных измерений трех радиационных температур на длинах волн \ — 3,71е1 ; Х2 —10,81е1 ; Х3 —12,0 мкм при одном угле 0 :
г - -1 [ 0,946(1 + Л2)(1 + Л3)^ +1,1657(1 + Л1)(1 + Л3) г2 -
Здесь
-1,0915(1 + A1)(1 + A2)t3 + 0,877(1 + A1)(1 + A2)(1 + A3) ].
M = (1 + A1)(1 + A2)(1 + A3) - 0,9461Aj(1 + A2)(1 + A3) --1,1657A2(1 + Aj)(1 + A3) +1,0915 A3(1 + A1)(1 + A2).
Уходящим в космос излучениям с длинами волн 1, 12, l присущи универсальные угловые структуры. Это является следствием высоких корреляций между природными процессами и физическими механизмами формирования и трансформации ИК-излучений, так что оптические свойства атмосферных поглотителей в этих участках спектра остаются постоянными, а пропускание и излучение атмосферы меняются лишь в зависимости от 0 . Константы формул для A1, A2, A3 определены на основе модельных расчетов или непосредственно из анализа осредненных экспериментальных профилей tk (0), удовлетворяющих условию горизонтально-однородной СОА.
В широкомасштабных судово-спутниковых экспериментах в Атлантическом и Тихом океанах [4, 6, 7] исследовались алгоритмы, в которых использовались аналоговые данные аппаратуры ARTS либо в цифровом режиме -HRPT. Восстановленные величины t определялись для географических квадратов 0,5 х 0,5°, именуемых площадками осреднения (ПО). Контрольные значения ТПО tc в пределах ПО фиксировались двумя методами: буксируемым комплексом БИПТ (t6) и судовым ИК-радиометром (tp). В экспериментах [7], проведенных в Атлантике в 1986 - 1991 гг., при пространственно-временной изменчивости ТПО от 6 до 30°С и соответствующих значениях влажности атмосферы среднеквадратичная ошибка (СКО) восстановления t составила 0,2 -0,3°С на углах сканирования 0 - 55°. При этом наблюдаемые аэрозольные оптические толщины атмосферы а0 66 (для длины волны X = 0,66 мкм) изменялись от значений 0,05 - 0,10, близких к нормам [8], до предельно высоких величин ~ 0,7 в «море мрака» [9], где имели место систематические выносы в атмосферу большого количества пыли из Сахары. В Тихом океане (1984 -1985 гг.) [6] СКО восстановления ТПО с использованием как спутниковых наблюдений, так и модельных данных равнялась 0,5°С. Индивидуальные разности t - tc оказались независимыми от 0, влагосодержания и условий
аэрозольной замутненности атмосферы. Аналогичные результаты получены в 1989 - 1993 гг. на Черном и Средиземном морях [10].
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 61
Различия между спутниковыми t и контактными tc измерениями ТПО неизбежны даже при идеальной атмосферной коррекции и надежной калибровке радиометров на Земле и в космосе. Они обусловлены несоответствием масштабов пространственно-временных осреднений судовых и спутниковых данных, ошибками географической привязки спутниковых наблюдений, наличием «скин-пленки», изменяющей излучательную способность водной поверхности, а также естественной пространственно-временной изменчивостью перепада температуры в пограничном слое океана и характером изменения вертикального профиля температуры в суточном термоклине. Последнее связано с тем, что спутниковый ИК-радиометр измеряет температуру слоя воды толщиной менее 50 мкм, тогда как контактные измерения (например с помощью БИПТ) относятся к слою в несколько десятков сантиметров. Наилучшие результаты сравнения данных спутниковых и контактных измерений ТПО получаются для ночного времени, областей интенсивного ветрового и конвективного перемешивания, однородных по горизонтали водных масс. Наибольшие различия следует ожидать для фронтальных зон, апвеллингов, а также для дневного времени в штилевую погоду в условиях интенсивного солнечного прогрева, когда амплитуда суточного хода температуры воды в самом верхнем слое может достигать 2 - 3°С. Исследования [8], выполненные во многих экспедициях, показали, что интенсивный солнечный прогрев верхнего слоя океана повсеместно начинается приблизительно в 10 ч по местному времени, достигая своего максимума к 14 - 15 ч. Затем «тепловая волна» распространяется в более глубокие слои, постепенно выравнивая температуру воды по всей толще квазиоднородного слоя. После 21 - 22 ч даже при наличии слабого ветрового перемешивания температура поверхности океана с ошибкой не более 0,1 - 0,2°С соответствует температуре квазиоднородного слоя. Поскольку в большинстве океанологических задач требуется знать температуру квазиоднородного слоя, наиболее подходящим временем спутниковых измерений ТПО является период с 22 - 23 ч до восхода Солнца. Ночные измерения предпочтительнее и с точки зрения уменьшения до 0,1 - 0,2°С влияния «скин-пленки». В экспериментах [4, 6, 7, 10] средние разности tk — tp
были близки к нулю, что указывает на слабый «скин-эффект». Таким образом, из совместного анализа многолетней судовой и спутниковой информации следует, что вышеприведенные алгоритмы восстановления ТПО удовлетворяют требованиям ВПИК, если радиационные температуры t1, 12, t3 измеряются на ИСЗ с достижимой точностью 0,05 - 0,1°С.
3. Спектральные и интегральные потоки УДР. Угловые распределения интенсивностей УДР 1АЛ (0) в спектральных интервалах АЛ над подстилающей поверхностью и атмосферой с одинаковыми по горизонтали свойствами не зависят от азимута. Выражение для полусферического потока приобретает вид
p/2
FA1 = 2p J IЛЛ(0 )sin0 cos0 d0. (1)
0
62
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн, 2010, № 6
Из анализа наблюдавшихся интенсивностей УДР над Мировым океаном с ИСЗ «Метеор» в спектральных интервалах 8 - 12 и 3 - 30 мкм следует [8], что
/8_12 С®) = I8-12 О) - 111-Ю"8 [18-12(0) - 0,018] 03,
I3-30 0) = 1з-30 (О) -115 -10-8 [I3-30 (О) - 0,062] 03,
где IDl(0) = 11 - интенсивности УДР в подспутниковой точке. Величины ¡¿и(@) представляются слабонелинейными функциями от радиационных температур t8-12(0) и t3-30(0) с относительной ошибкой в доли процента:
I8 12(0) = аГ8-12(0) [0,236 +1,17 -10-318 12(0)- 6,1 -10-6182 12(0)], p
I3 30(0) = а T-300) [о,865 +1,02 -10-3t3 3О(0) - 2,9 -10-6t32 3O(0)j. p
Здесь T8-12(0) = 273,2 + ^-12 0 Тг_30(0) = 273,2 + 30(0); а = 0,5693 •Ю-10 кВт/(м2 • град4) — постоянная Стефана - Больцмана.
В расположении экспериментальных точек относительно прямой линии, удовлетворяющей формуле
t3-30 (0) » 0,74 t8-12 (0) _ 0,0220 _ 8,3 ,
не отмечается определенных закономерностей при изменении условий облачности, географической широты, сезона и времени суток. Средняя квадратичная погрешность аппроксимации t3-30(0) по t8-12(0) составляет 1,4°С [8], что не выходит за пределы ошибок измерений радиационных температур на ИСЗ «Метеор». Слагаемое 0,022 0 учитывает различия в угловых структурах УДР для спектральных интервалов 8 - 12 и 3 - 30 мкм. Эти различия, за исключением систематической составляющей «-8,3°С», невелики. При 0 , выраженном в градусах:
p/2
J 03 sin 0 cos 0d0 = 70657,
0
получим с учетом обратных преобразований [11]
I8 12(0) - 2 -10-8 03 F8-12 = 2,649 8-12 3— + 0,009, (2)
1 -111-10-80
Flla = 2,631 I3-30(0) - 7,13;10; 03 + 0,032. (3)
3-30 -8 3
Модельные расчеты [12] показали, что при переходе от интенсивностей излучения 1д1(0) к полусферическому потоку ^Ди, зависимости коэффициентов соответствующих регрессий от угла 0 - слабые. Учет этих зависимо-
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6
63
стей несущественен: погрешность восстановления FA1 по IA1 не превышает 1%. В размерности кВт/(м2-ср) [13] получим вместо (2) и (3)
F8_12 » 2,649 I8_i2 + 0,009, (4)
F3_30 » 2,63113_30 + 0,032. (5)
В обозначениях принимается для подспутниковой точки IA1(O) = IA1. При этом
F3_30 = 1,175 F^6 (кВт/м2). (6)
Интегральный (АЯ2 »3 - 50 мкм) полусферический поток УДР Fcn = = CF3_30. Среднее значение множителя С = 1,056 при стандартной ошибке 0,01 определено на основе данных, полученных с ИСЗ «Космос-45, -65» [14]. На океанографическом спутнике «Космос-1151» [13] наблюдения осуществлялись в десяти спектральных полосах с заданными центрами и шириной. Интенсивности УДР в первых пяти из них хорошо коррелируют между собой j=5
и особенно с суммой ^Ij (0); для канала 1 = 11,07 мкм коэффициент корре-
j=1
ляции h = 0,994. Данные для спектральных каналов I8_12(0), Ii0 5_J2 5 (0) и
5
^ Ij (0) представлены (рис. 1) средними значениями, полученными из 2063
j
отдельных измерений по 26 - 58 в серии в различных широтных зонах Земли между 65° с. ш. - 65° ю. ш. Формулы
I8_12(0)»1,753110,5-12,5(0) и I8_12(0)» 3,43]ГIj (0)
j=1
являются уравнениями прямых (рис. 1), проведенных через нулевую точку и по средним значениям /8_12 = 0,02400, I105_125 = 0,01370,
Iv = 0,00705 кВт/(м2-ср). Для всей совокупности данных средняя квадратичная погрешность ai = 0,00030 кВт/(м2-ср). Интенсивности УДР I'и I" в спектральных интервалах 10,3 _11,3 и 11,5 _12,5 мкм равны соответственно 0,4976 и 0,5024 квт/(м2хр). Следовательно,
I8_12(0) » 3,5I'10,3_11,э(0> » 3,5I'п,5_12,5(0), (7)
а средняя квадратичная погрешность восстановления по формуле Планка радиационных температур t'(0) и t" (0) составит ~ 2°С.
Независимо от условий облачности, географической широты, сезона и угла 0 суточный ход УДР над морями и океанами не обнаруживается. Этот вывод по материалам наблюдений с ИСЗ «Метеор-1, -2» [8] подтвержден данными с ИСЗ «Nimbus-7» [15], который находился на солнечно-синхронной орбите и пересекал экватор в 12 и 24 ч по местному времени. В области Ми-64 ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн, 2010, № 6
рового океана 60° с. ш. - 60° ю. ш. в течение 5 лет отношение (к )...- /(К V ..
г V пп> ааш V пп/ и^и
= 1,012 с разбросом ±0,0077.
Р и с. 1. Соотношения средних широтных интенсивностей УДР: 18_12 0) с I
10,5-12,5
(0)(1)
3 = 5
и 18-12(0) с ^^ Ij (0) (II) [10-5кВт/(м2-ср)] для Северного (1) и Южного (2) полушарий
3 =1
Земли (наблюдения с ИСЗ «Космос-45» (сентябрь 1964 г.) и «Космос-65» (апрель 1965 г.) [14])
4. Эффективная облачность. Параметры модели. Интегральные (по спектрам 0,3 - 3 и 3 - 50 мкм) средние суточные полусферические альбедо Аз и УДР К определяют для СОА основные свойства эффективной облачности
ЭО
АСп _ Ас = К _ Ксп А _ А К _ К ■
^ах с с Ш1П
(8)
отражать в космическое пространство солнечную радиацию и экранировать длинноволновое излучение с поверхности океана.
ЮТ 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6
65
Не имеющие межгодовых колебаний альбедо Ac, Amax определяются средними дневными величинами sin h (h - высота Солнца) соответственно при YI = nf = 0 и сплошной (n = 1) облачности с максимальной относительной оптической плотностью (f = 1) [4]. Второе условие (YI = nf = 1), при котором потоки коротковолновой (АД » 0,3 — 3 мкм) радиации на поверхности океана равны нулю, реализуется при полностью закрывающих небосвод слоисто-дождевых ( Ns) и кучево-дождевых (Cb) облаках, если из них выпадают ливневые осадки большой интенсивности. Верхние границы Cb достигают уровня тропопаузы, а вершины кучево-дождевых «лысых» облаков Cb (calv) пробивают тропопаузу и проникают в стратосферу. Мощности кучево-дождевых облаков над океанами возрастают по направлению к экватору.
Длинноволновая радиация (М2 ~ 3 - 50 мкм), излучаемая в космос такими облаками, подобна излучению абсолютно черного тела, имеющего температуру этих облаков на их верхней границе. Максимальные Fc и минимальные Fmin потоки УДР, соответствующие условиям ЭО = 0 и ЭО = 1, параметризованы по ТПО [4] с учетом ее высокой коррелируемости с температурой воздуха на уровне тропопаузы [16].
Для свободной ото льда поверхности Мирового океана
* F — F
Acn = Ac + (Amax — Ac )
F = F - (F -F . )
cn c v c min-'
F - F
c min (9)
A — A
С учетом параметризаций Amax(h), Ac (h), Fmn(t) и Fc(t) [4, 16] исследованы точности переходов в (9) (Fcn ® A*n и Acn ® F*n) при всех возможных колебаниях ТПО (t = 0 ... 30°С) и количества облаков (n = 0 ... 1). По данным, полученным широкосекторными приборами ИСЗ NOAA и «Nimbus» за 1974 -
1983 гг. в виде средних месячных фактических Acn, Fcn и восстановленных A*n, F* величин для 1229 квадратов 500 х 500 км2 в широтной зоне 63° с.ш. - 63° ю.ш. Мирового океана, средние квадратичные ошибки 0,2 < < 0,6 МДж/(м2-сут), а 0,008 <oA < 0,025. Осредненные по всему массиву (N = 1229) «сдвиги»
А - Асп(КпЖ и [Кп - рсп(Аапблизки к нулю. Распределение этих разностей по заданным интервалам наблюдений N описывается нормальным законом [4].
Величины Fcn вычисляются также по интенсивностям излучений в подспутниковой точке I'(О) = I' спектрального канала 10,3 - 11,3 мкм при произвольных условиях облачности и ТПО I Метод основан на существовании
66
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн, 2010, № 6
тесных природных связей (коэффициенты корреляций 0,96 - 0,98) между ин-тенсивностями УДР I', 18-12,13-30 и полусферическим потоком ¥сп (см. раздел 3). Для перехода ^(0) ® 1 '(О) используем из раздела 2 четвертое по порядку уравнение
228 -10-7 02,361 +1 '(0)
Г = 1 '(О) =-
1 + 228-10-' 0
7^2,36
(10)
согласно которому при любых 0 и ТПО 1 разности У (0) _ 1'(О)| < 2°С, что
подтверждается данными спутниковых наблюдений ([8, 14], рис. 1). На основании функции Планка
I' = I '(О) = -
0,817
ехр
1334 273 + г '(О)
(11)
_ 1
в диапазоне заданных значений 30° > /(О) >_ 50°С по формулам (11), (7), (4) и (6) осуществим переходы:
,'(О) ® I'(О) ® I8_12 ® К8_12 ® К3-30 ® = 1,056 К3-30. В результате с ошибкой о№ = 0,1 _ 0,2 МДж/(м2-сут) получим
Ксп = 20,5 + 0,1851'. (12)
С учетом параметризаций Кс (1) и КШ1П(1) [4, 16] найдем из (8), (12) универсальные соотношения:
ЭО = В(1) _ 0(1 )КОТ, (13)
VI = В(1) _ 0(1) (20,5 + 0,1851'), (14)
{ =
У! _ В($) _ 0(1)
_ 20,5
/0,185,
(15)
где В(1) = -
К (1)
и 0(1) = -
1
К (0 _КшШ(1) К (0 _ Кшп(0
Величины I' и ¥сп в размерностях °С, кВт/(м2^ср) и МДж/(м2хут) соответственно представлены в левой части табл. 1; параметры модели В(1) и 0(1) для ЭО, соответствующие климатическим значениям ТПО 1, приведены в ее центральной части; справа даны значения 1 и Ксп для ЭО = 0 и ЭО = 1. В «текущих» расчетах 1 > ЭО > 0 (рис. 2 и 3) информацию по ТПО 1, соответствующую времени и координатам измерений радиационных температур 1 , находим из данных климатического банка [4].
0233-7584. Мор. гидрофиз. журн, 2010, № 6
67
Т а б л и ц а 1
Параметры модели для эффективной облачности
Г,°С I' Реп г,°С В(г) В(1) ЭО = 0 ЭО = 1
г\°С Реп Л°С Реп
— — — -22,5 1,984 0,1380 -33,1 14,4 -72,3 7,1
30 0,01015 26,4 -10 1,894 0,1060 -14,2 17,9 -65,2 8,4
20 0,00873 24,3 -5 1,858 0,0948 -4,9 19,6 -61,9 9,1
10 0,00743 22,3 0 1,809 0,0847 4,6 21,4 -59,2 9,6
0 0,00626 20,3 5 1,747 0,0758 13,8 23,0 -57,5 10,2
-10 0,00520 18,4 10 1,672 0,0681 21,9 24,6 -57,5 9,9
-20 0,00425 16,6 15 1,584 0,0616 28,2 25,7 -59,6 9,5
-30 0,00341 14,8 20 1,483 0,0563 31,5 26,3 -64,4 8,6
-40 0,00270 13,1 25 1,369 0,0522 31,0 26,2 -72,6 7,1
-50 0,00210 11,4 30 1,242 0,0493 25,4 25,2 -84,3 4,9
0,0 0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
-20 -10 0 10 20 30
Р и с. 2. Номограмма для расчета эффективной облачности по ТПО / и УДР Рсп (см. пояснения в тексте на с. 13, 14)
68
ШБИ 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6
40 г t\°C
-60
-80
-20
-40
20
0
0,0
jTnO t,°c
-20 -10 0 10 20 30
Р и с. 3. Номограмма для расчета эффективной облачности по ТПО t и радиационной температуре t' в подспутниковой точке (спектральный канал 10,3 - 11,3 мкм) (см. пояснения в тексте на с. 13, 14)
5. Эффективная облачность. Климат и изменчивость. Формулы (13) и (14) иллюстрируют равноточные » 0,02) способы расчета ЭО: по ТПО t и Fcn ; по ТПО t и t'. Общие решения этих задач представлены на рис. 2 и 3 в виде номограмм.
Зависимости Fcn и радиационных температур t' от ТПО при фиксированных ЭО являются сложными. На левой части графиков (рис. 2 и 3) видно, что Fcn и t' увеличиваются с ростом ТПО; следующие сравнительно небольшие участки с максимальными значениями t' и Fcn характерны в основном для «сухих» районов Мирового океана, где t'(max)» fx(t)» const и Fcn(max)» f2(t)» const. Далее радиационные температуры t' и интегральные потоки УДР Fcn при всех ЭО уменьшаются с ростом ТПО в связи с тем, что в области, где t» 15 - 30°С, радиационный режим атмосферы над океанами формируется за счет излучения холодной тропосферы с высоким содержанием в ней водяного пара при возрастании в направлении к экватору мощности кучево-дождевых облаков [4].
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 69
Формула (15) учитывает (рис. 3) суммарное воздействие ТПО и эффективной облачности ЭО на формирование поля радиационной температуры в подспутниковой точке спектра 10,3 - 11,3 мкм.
Квадратами и кружочками на рис. 2 и 3 показаны годовые значения У1 1_3 = 0 и У1 1_3, соответствующие безоблачной атмосфере и климатическим условиям облачности в трех регионах [2, 4]: 1)Мировой океан (63° с. ш. - 63° ю. ш.); 2) суша + полярные области океанов; 3) Земля как планета.
Расчетные значения У1 ^ 3 = 0 соответственно при ^ = 24,5°С; 12 = 11,5°С;
13 = 20,5°С и климатические величины У1 1 = 0,30; У1 2 = 0,36; У1 3 = 0,32 в точности соответствуют данным многолетних наблюдений ТПО = 19°С; Т2 = 6°С и Т3 = 15°С [2].
В экваториальной области Тихого океана с повышенными количествами облаков У1 » 0,60 и влагосодержания атмосферы величины Лсп , по данным актинометрического радиозондирования на кораблях погоды [17], на уровне выше тропопаузы достигают значений 13 - 15 МДж/(м2-сут), которые соответствуют стандартной модели радиационной атмосферы [18] и расчетам по формуле (12) при типичных для этой области значениях 1 = _30..._40°С .
Результирующее влияние эффективной облачности на климат является охлаждающим [2], увеличивающимся с ростом ЭО. При переходе от ЭО = 0 к ЭО = 1 радиационные температуры 1 понижаются на 64 и 104°С соответственно при 1 = 0 и 1 = 25°С (рис. 3), что согласуется с наблюдениями с самолетов и спутников. В тех же условиях разности Лс _ Лшп = 11,8 и 19,1 МДж/(м2-сут) (см. обозначения на кривых на рис. 2 при ЭО = 0 и ЭО = 1) с градиентом 0,185 МДж/(м2-сут) на 1°С перепада 1'.
6. Эффективная облачность и парниковые эффекты. При парниковом эффекте (ПЭ) [2]
1у = ^АЖ _ Л. (16)
(1 _ Асп ) & Лсп
отношение среднесуточного результирующего длинноволнового излучения с поверхности океана (суши) Лп = Л _ Л к среднесуточной уходящей в космическое пространство длинноволновой радиации Лсп существенно меньше отношения для соответствующих количеств поглощенной солнечной радиации (1 _ Л)& /(1 _ Асп) & • Произведения А^п = Ах (1 _У!) & и А^ & определяют солнечную радиацию, отражаемую в атмосферу от поверхности океана (суши) и в космос от всей системы Земля (океан) - атмосфера; &п - соответственно суммарная солнечная радиация в безоблачной «нормальной» атмосфере [8] при минимальной концентрации аэрозолей и при фактических условиях облачности; &0 - внеатмосферная радиация, соответствующая солнечной постоянной £0 = 1367 Вт/м2, полученной за 65 мес непрерывных
70
ТББН 0233-7584, Мор• гидрофиз• журн, 2010, № 6
спутниковых измерений. Величины Q0, Qí, Qn, ¥п и ¥пп даны в работе [4] в зависимости от времени года и широты в размерности МДж/(м2-сут).
В модели климата [2] соотношения
IY г = 0,27 + 0,012*., (17)
= 0,564 - 0,073 yTi - 0,491 YT2 , (18)
IY2 = 0,408 - 0,057 Yb - 0,351Yr2, (19)
IY3 = 0,516 - 0,060 Yb - 0,351УП (20)
детализируют роль эффективной облачности в расчетах парниковых эффектов в трех вышеупомянутых регионах. Для ЭО1-3 = 0; YI 1 = 0,30; YI 2 = 0,36 и
YI 3 = 0,32 по формулам (17) - (20) получим значения ТПО, в точности соответствующие наблюдавшимся величинам [2, 4]. Эффективная облачность и парниковые эффекты оказывают громадное влияние на температурный режим Земли. Лучше всего IY 1 выражен в атмосфере над океанами. Это обусловлено меньшим количеством аэрозолей и более высоким содержанием водяного пара - главного фактора, регулирующего парниковый эффект в океанической атмосфере.
В ситуациях с IY г = 0 при YI г = 1 температура t в трех регионах понижается до -22,5°С [2] - аналоги эпох оледенений, неоднократно происходивших в истории Земли, которым предшествовали усиления вулканической активности [19]. Величине t = -22,5°C в формулах (12) и (15) соответствуют значения Fcn = 7,1 МДж/(м2-сут) и t' = -72,4°C (на рис. 2 и 3 они помечены крестиками).
Антропогенный парниковый эффект, обусловленный влиянием газов, образующихся от сжигания ископаемого топлива, рассчитывается следующим образом [2]:
At (а) = 0,162(AÖÄB+ AÖEB) + 0,0016 [(AÖEB)2 - (AOÄE)2]. (21)
При этом имеет место асимметрия аномалий потоков коротко- и длинноволновой радиации:
ARnn + AÖEB + AÖÄB= 0 . (22)
Как уже отмечалось, по данным за последние 20 лет непрерывных спутниковых измерений [3] глобальные величины ÖÄB суммарно увеличились на 15 Вт/м2; соответственно на 10 Вт/м2 уменьшились значения УКР . К 2002 г. глобальные радиационные аномалии составили [3]: AÖÄB= +8 Äo/i2,
AÖEB = -3 Äo/i2, ARcn = -5 Äo/i2, что свидетельствует об изменении прозрачности атмосферы под влиянием антропогенной компоненты в парниковом эффекте. Эти два обстоятельства связываются с изменением глобального
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 71
климата в сторону его потепления. Подстановкой значений указанных аномалий
Л 0,655 + 0,746
в формулу (21) получим А!(а) =---= +0,7 С, что соответствует современным оценкам потепления глобального климата.
Если наблюдаемые в течение последних 20 лет (к 2002 г.) тренды АОАВ и АОЁВ сохранятся (см. рис. 3 из работы [2]) или даже усилятся, то во второй половине XXI в. глобальные температуры воздуха повысятся, но не более чем на 1,6 - 2,0°С (табл. 4 из работы [2]). Дело в том, что антропогенная поправка А!(а) является квадратичной функцией от АОАВ. При относительно
больших значениях этой величины производная [А! (а)/ АОАВ| становится равной нулю или даже отрицательной за счет роста промышленной и вулканической аэрозольных составляющих парникового эффекта.
Формула, определяющая изменение глобальной приземной температуры воздуха под влиянием продуктов вулканических извержений, записывается в виде [2]:
А!(а) = -[0,162(А0АВа + АОЁВа) + 0,00116 (АОЁВ2 - АОАВ?)]. (23)
После извержения вулкана Пинатубо на Филиппинах в августе - сентябре 1991 г. [2, 3] аномалия АОАВа составила -4,0 Вт/м2, а величина АУКРв, наоборот, увеличилась до 7,6 Вт/м2. Региональное понижение температуры (формула (23)) составило -0,63°С относительно среднего уровня, равного +0,56°С перед извержением Пинатубо. Суммарное понижение температуры под влиянием двух факторов
Д!(1) = А!(а) + А!(а) = -0,63 + 0,56 = -0,07°С .
К марту 1993 г. атмосфера в районе Филиппин вернулась к своему первоначальному (до извержения вулкана) состоянию.
Сильные одновременные извержения нескольких вулканов могут не только полностью компенсировать глобальный парниковый эффект, обусловленный влиянием промышленных выбросов в атмосферу, но и привести к полному оледенению Земли при чрезмерной интенсификации вулканической активности.
Дальнейшие спутниковые исследования должны ответить на вопрос: служат ли выявленные изменения АОАВ и АОЁВ [2, 3] трендами в климатической системе, обусловленными антропогенными факторами, или они являются следствием проявления естественных флуктуаций климата [20].
Увеличение парникового эффекта с 0,4500 до 0,4584 эквивалентно повышению глобальной температуры на 0,7°С за 100 лет (формула (17).
7. Эффективная облачность и атмосферные осадки. Черное море. Подобные друг другу пространственные распределения средних годовых климатических величин эффективной облачности У1 и атмосферных осадков А1 в одноградусных (по широте и долготе) квадратах на Черном море (рис. 4) связаны с особенностями атмосферной циркуляции и орографии побережий в
72
1ББМ 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн, 2010, № 6
регионе. Главной причиной высоких значений У! и А! является циклоническая активность в атмосфере. В зимне-весенний период преобладающее количество атлантических и средиземноморских циклонов проходит с запада на восток над южными районами моря. В указанный период восточные, в особенности юго-восточные, районы отличаются наибольшим количеством осадков и эффективной облачности. Причина тому - наличие на пути движения влагонесущих потоков воздуха гор Кавказа, способствующих задержанию и накоплению влаги в атмосфере. Самым «влажным» на Черном море
является район г. Батуми. Здесь выпадает осадков ~ 250 см/год при У! ~ 0,65, что немногим меньше аналогичных величин во влажных тропиках Мирового
океана [4]. Меньше всего осадков (А! ~16 см/год при У! ~0,20) выпадает в области с координатами 44,5° с. ш.; 31° з. д., где стационируют синоптические антициклоны, чередой идущие преимущественно летом с Атлантического океана на акваторию Черного моря под влиянием Азорского барического максимума. В прибрежном районе, на крайнем северо-западе, наблюдается небольшое увеличение осадков за счет термической конвекции.
28° 30° 32° 34° 36° 38° 40° в.д
Р и с. 4. Климатические карты средних годовых величин эффективной облачности У1 и атмосферных осадков А! (Черное море)
ШБИ 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн, 2010, № 6
73
Ниже приводится регрессионное соотношение [21]: АО »-57У1 + 680У1 , полученное для периодов 1923 - 1940 гг., 1945 - 2002 гг. в интервале значений 16,4 > 7 > 13,4 °С, определенных с ИСЗ [22]. В целом для всей акватории Черного моря площадью 5 климатическая величина А1 ж = 56 см/год при У 5 = 0,332. Для одноградусных квадратов средняя квадратичная погрешность сгд{ = 1,01ш/а1а.
8. Эффективная облачность. Тропические циклоны и ураганы. Климатические скорости приводного ветра и ~ 25 - 110 км/ч (табл. 2) являются типичными на океанах при эффективной облачности У1 > 0,6.
Т а б л и ц а 2
Климатические скорости приводного ветра (км/ч) на океанах [5]
ТПО, °С Эффективная облачность
0,6 1 0,7 1 0,8 | 0,9 | 1,0
0 32 32 33 43 74
4 35 35 37 48 80
8 37 37 39 50 82
12 35 39 36 46 77
16 32 31 31 41 74
20 29 28 28 48 78
24 28 28 33 58 94
28 25 29 40 61 110
Радиационные температуры t'(O) = -42...-84°C при YI = 0,8 - 1 (рис. 3) наблюдаются со спутников и высотных самолетов-лабораторий в муссонных образованиях, тайфунах и, особенно, в тропических циклонах при скоростях ветра U ~120 - 200 км/ч. Характеристики самых мощных из наблюдавшихся тропических циклонов (ураганов) следующие: t'(O) »-84°C и YI »1 при t» 30°C (рис. 3). Им соответствуют Umax > 200 км/ч и минимальные значения интегрального (по спектру »3-50 мкм) потока УДР (рис. 2):
Fnn = 20,5 - 84 • 0,185 = 4,9 МДж/(м2-сут).
Облачность типа Cb (calv) поднимается до 15000 м, ниже она чередуется с облаками Ci, Cs, As, Ac, но более плотными в отличие от облаков теплого фронта; затем располагается слой циклонических Ns. Для этой облачной системы в целом характерны затяжные интенсивные атмосферные осадки, частые грозы и шквалы [23].
74 ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6
Тропические ураганы формируются несколько раз в году, преимущественно летом и осенью, на всех океанах (кроме Южной Атлантики) на широтах выше 5° [23]. При экстремальных атмосферных процессах, связанных с мощными восходящими потоками влажного воздуха, на перифериях тропических ураганов формируются сильные горизонтальные вихри [23, 24], которые движутся со скоростями >200 км/ч и приводят на суше к огромным разрушениям, наводнениям, массовой гибели людей и животных в масштабах отдельных стран и целых регионов. Их опустошительные действия проявляются в западных частях океанов и на восточных берегах материков. Побережья, обращенные к востоку, испытывают особенно опасное воздействие морских волн, поднимаемых и увлекаемых ветром. Сначала образуется циклоническая зыбь высотой до 10 - 15 м, перемещающаяся по инерции на расстоянии до 1500 км впереди циклона. К ней присоединяется ураганная волна, вызванная накоплением воды в центре тропического циклона вследствие конвергенции ветров [23]. Так, мощный тропический ураган Наргис, обрушившийся в мае 2008 г. на Мьянму, унес более 200 тыс. человеческих жизней. Огромные потери в сентябре 2008 г. принес тропический ураган Айк, пронесшейся по островам Карибского бассейна и юго-востоку США. Суммарные потери от стихийных бедствий в 2008 г. составили около 200 млрд. долларов. Большие потери от природных катаклизмов были лишь дважды - в 1995 и 2005 гг.
Скорости ветра в ураганах над прибрежными районами Испании и юго-запада Франции в 2009 г. составили ~ 200 км/ч.
9. Основные результаты. Эффективная облачность рассчитывается на основе спутниковой информации равноточными методами: по ТПО ^ и Есп
или по ТПО ^ и радиационной температуре / в спектральном канале 10,3 -11,3 мкм (формулы (13), (14); рис. 2 и 3).
Величины ТПО и ЭО являются важнейшими характеристиками природной среды. Они определяют парниковые эффекты, энергетику океана и атмосферы, регулируют атмосферные процессы, формируют климат [2]. По данным об этих характеристиках на основе спутниковой информации осуществляется климатический мониторинг атмосферных осадков над морями и океанами [4, 5, 21]; восстанавливаются все компоненты радиационного, теплового и водного балансов в СОА, исследуется их внутри- и межгодовая изменчивость. Точность этих расчетов удовлетворяет требованиям ВПИК [1] и «Глобальной системы наблюдений за океаном», созданных по инициативе МОК [24].
Установлены связи между эффективной облачностью и парниковыми эффектами в различных регионах Земли.
Под влиянием изменчивости парниковых эффектов, обусловленных выносами в атмосферу парниковых газов промышленного и вулканического происхождения, имели место кардинальные перестройки глобальных полей УКР и УДР за последние 20 лет спутниковых наблюдений.
Получены климатические данные по эффективной облачности и ее изменчивости, в частности в тропических циклонах и ураганах.
0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6
75
В современных условиях суммарный тренд глобальной приземной температуры воздуха составляет —+0,7°С за 100 лет. Во второй половине XXI в. за счет парниковых газов, образующихся от сжигания ископаемого топлива, прогнозируется [2] повышение глобальной температуры на 1,6 - 2,0°С.
«Сброс» в космическое пространство радиационной энергии АЯсп » -(5 ...10) Вт/м2 является естественным условием необходимой защиты Земли от повышения температуры и прямым следствием реально наблюдаемого и прогнозируемого потепления климата. Сокращение в соответствии с Киотским протоколом промышленных выбросов в глобальную атмосферу может улучшить ситуацию с климатом.
Если все же во второй половине XXI в. произойдет рост глобальной температуры больше, чем на 2°С, то процесс изменения климата может стать необратимым. «Исправление» ситуации будет возможным лишь за счет вулканической деятельности, интенсификация которой, однако, может привести к противоположному результату - полному оледенению Земли [19].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Кондратьев К.Я. Всемирная исследовательская климатическая программа: состояние, перспективы и роль космических средств наблюдений // Итоги науки и техники. Метеорология и климатология. - М.: ВИНИТИ, 1982. - 8. - 276 с.
2. Тимофеев Н.А. Парниковый эффект атмосферы и его влияние на климат Земли (спутниковая информация) // Морской гидрофизический журнал. - 2006. - № 6. - С. 13 - 28.
3. Головко В.А. Глобальное перераспределение составляющих радиационного баланса Земли // Исследование Земли из космоса. - 2003. - № 6. - С. 51 - 62.
4. Тимофеев Н.А., Юровский А.В. Радиационные, тепло- и водобалансовые режимы океанов. Климат и изменчивость. - Севастополь: НПЦ «ЭКОСИ-Гидрофизика», 2004. -256 с.
5. Тимофеев Н.А., Юровский А.В. О климатическом спутниковом мониторинге внешнего теплового баланса океанов и Черного моря // Морской гидрофизический журнал. -2007. - № 6. - С. 59 - 75.
6. Тимофеев Н.А. Анализ алгоритмов восстановления температуры поверхности океана на основе наблюдений с оперативных спутников NOAA/ERS-1 // Исследование Земли из космоса. - 1992. - № 3. - С. 35 - 41.
7. Тимофеев Н.А. Методы и результаты спутникового мониторинга Атлантического океана // Гидрофизика Тропической Атлантики. - Киев: Наук. думка, 1993. - С. 51 - 74.
8. Тимофеев Н.А. Радиационный режим океанов. - Киев: Наук. думка, 1983. - 247 с.
9. Фетт В. Атмосферная пыль. - М.: Иностр. лит., 1961. - 336 с.
10. Гришин Г.А., Тимофеев Н.А., Калинин Е.И. и др. Спутниковый мониторинг средиземных морей в оптическом диапазоне спектра // Исследование Земли из космоса. - 1992. -№ 6. - С.45 - 54.
11. Тимофеев Н.А., Каба М.Л. Атмосферные процессы. Взаимодействие океана и атмосферы // Тропическая Атлантика. Регион Гвинеи. - Киев: Наук. думка, 1988. - С. 13 - 68.
12. Mororette I.I., Deschamps P.Y., Fouquart Y. Outgoing long wave flux from sounders radiances // Ann. Meteorol. - 1982. - № 18. - P. 39 - 41.
13. Тимофеев Н.А. Соотношения между интенсивностями уходящей в космос радиации в различных участках ИК-спектра // Морской гидрофизический журнал. - 1988. - № 1. -С. 41 - 46.
76 ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6
14. Инфракрасное излучение Земли в космос / Ю.Г. Андрианов, И.И. Караваев, Ю.П. Сафонов и др. - М.: Сов. радио, 1973. - 112 с.
15. Kyle H.L., Ardanuy P.E., Hurley E.I. The Nimbus-7 Earht Radiation Budget data set. - Washington: NASA, 1985. - 248 p.
16. Маховер З.М. Климатология тропопаузы. - Л.: Гидрометеоиздат, 1983. - 255 с.
17. Зайцева Н.А., Костяной Г.Н. Меридиональные изменения длинноволновой радиации в атмосфере над Тихим океаном (по данным кораблей погоды) // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. - 1966. - 2, № 12. - С. 1235 - 1252.
18. Зайцева Н.А., Костяной Г.Н., Шляхов В.И. Модель стандартной радиационной атмосферы (длинноволновая радиация) // Метеорология и гидрология. -1973. - № 12. -C. 24 - 34.
19. Джон Б., Дербишер Э., Янг Г. и др. Зимы нашей планеты. - М.: Мир, 1982. - 333 с.
20. Bottomley M., Folland C.K., Hsivng J. et al. Global ocean surface temperature Atlas // A joint project of the Meteorological Office and Massachusetts Institute of Technology, 1990.
21. Тимофеев Н.А., Юровский А.В. Климатический мониторинг атмосферных осадков и радиации на Черном море по спутниковым данным // Морской гидрофизический журнал. - 2009. - № 1. - С. 68 - 84.
22. Бабий М.В., Букатов А.Е., Станичный С.В. Температура поверхности Черного моря по спутниковым данным 1986 - 2002 гг. - Севастополь: МГИ НАН Украины, 2005. - 264 с.
23. ПеделабордП. Муссоны. - М.: Иностр. лит., 1965. - 195 с.
24. Коротаев Г.К., Еремеев В.Н. Введение в оперативную океанографию Черного моря. -Севастополь: НПЦ «ЭКОСИ-Гидрофизика», 2006. - 381 с.
Морской гидрофизический институт НАН Украины, Материал поступил
Севастополь в редакцию 29.04.09
После доработки 15.06.09
АНОТАЦ1Я Температура води верхнього шару океану та ефективна хмаршсть (хмаршсть з одночасним урахуванням И кшькост та оптично! густини) е найважлившими характеристиками природного середовища. Вони визначають парниюда ефекти, енергетику океану та атмо-сфери, регулюють к^мат. За даними про щ характеристики на основi супутниково! шформацп вщновлюються вс компоненти радiацiйного, теплового i водного баланав в системi океан -атмосфера, дослщжуеться !х внутршньо- i мiжрiчна мшливють. У цш робой описуються ме-тоди розрахунку ефективно! хмарност за температурою поверхш океану i радiацiйною температурою в спектральному каналi 10,3 - 11,3 мкм. Розвиток цих дослщжень пов'язаний з про-гресом супутниково! гiдрофiзики: шформащя, одержувана з космосу, стае все бшьш точною, регулярною i глобальною.
ABSTRACT Sea surface temperature and effective cloudiness (including simultaneous consideration of its quantity and optical density) are the most important characteristics of natural environment. They determine greenhouse effects, ocean and atmosphere energetics, regulate climate. Satellite derived data on these characteristics permit to reconstruct all the components of radiative, heat and water balances in the ocean - atmosphere system and to study their intra- and inter-annual variability. The methods of calculation of effective cloudiness using sea surface temperature and radiation temperature in the spectral interval 10.3 - 11.3 ^m are described in the paper. Development of these investigations is connected with progress of satellite hydrophysics: satellite derived information is becoming increasingly accurate, regular and global.
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6
77
