CC BY
56
Спутниковая гидрофизика
УДК 551.46+551.571
H.A. Тимофеев, A.B. Юровский
Определение температуры, влажности воздуха, скорости ветра, потоков явного и скрытого тепла на поверхности океана по наблюдениям с ИЗС
На основании анализа многолетней радиозондовой, метеорологической, судовой и спутниковой информации получены формулы для расчета температуры, влажности воздуха, скорости ветра, потоков явног о и скрытого тепла на поверхности океана по наблюдениям ТПО и облачности с ИСЗ. Помимо прямого назначения, формулы могут использоваться с целью интерпретации результатов дистанционных зондирований океана и атмосферы радиометрами видимого спектра, ИК- и СВЧ-диапазонов. Описана трансформация потоков радиации, скрытого и явного тепла в зависимости от температуры поверхности океана при различных условиях облачности. Расчетные величины влагосодержания атмосферы согласованы с данными радиозондовых наблюдений, полученными по всему земному шару, в том числе на научно-исследовательских судах, стационарных кораблях погоды, полигонах АТЭП, в Арктике.
Введение
Вода в атмосфере присутствует в виде пара, капель, кристаллов снега и льда. В целом для земного шара капельная и кристаллическая влага, содержащаяся в облаках, составляет ~ 1% от всей массы атмосферного водяного пара [1]. Общее влагосодержание атмосферы с большой точностью отождествляется с ее паросодержанием в эквиваленте слоя осажденной воды со, который мог бы образоваться в результате конденсации водяного пара. Величина со определяется по данным радиозондирования (РЗ), оптическим [2], микроволновым [1, 3] и лазерным [4] методами. Климатические карты со для океанов [5, 6] построены в основном по материалам РЗ на островных и прибрежных станциях. Информация о температуре воздуха, атмосферном водяном паре у поверхности океана, его вертикальном распределении необходима для широкого круга задач, связанных с радиационным режимом, влагооборотом, климатом и условиями распространения радиоволн. Это обстоятельство, наряду с использованием спутниковой информации, побуждает к поиску эмпирических связей между со, температурой поверхности океана (ТПО) t и воздуха /', облачностью, скоростью ветра и, абсолютной влажностью воздуха а и упругостью водяного пара е на уровне стандартных судовых наблюдений.
© H.A. Тимофеев, A.B. Юровский, 2007
Эффективная облачность и способы ее определения
Флуктуации радиации, турбулентных потоков тепла и влаги в океанической атмосфере обусловлены влиянием нелинейных термодинамических процессов, одним из регуляторов которых, помимо ТПО, является эффективная облачность ЭО-nf. В ней учитываются пространственно-временные вариации количества облаков 0 < п < 1 и их условной оптической плотности 0</<1.
В случае ЭО = 0 (безоблачная атмосфера) уровень радиационной энергии максимальный, а турбулентные потоки тепла и влаги в приводном слое атмосферы (точка «Min» на рис. 1) при вертикальных градиентах температуры и влажности воздуха, обычно максимальных, регулируются скоростью ветра, которая в этих условиях минимальна в связи с высокой повторяемостью штилевой погоды при горизонтальных барических градиентах, близких к нулю или равных ему, наблюдаемых в экваториальной «зоне затишья» и в центре субтропических антициклонов. В этих барических образованиях ветер преимущественно слабый, по направлению неустойчивый.
При ЭО = 1 потоки радиации, тепла и влаги равны нулю. Радиация во всем диапазоне является линейной функцией ЭО [7, 8].
При больших скоростях ветра, наблюдаемых во внутритропической зоне конвергенции, а также в средних и высоких широтах океанов в условиях активного циклогенеза, максимумы турбулентных потоков тепла и влаги (точка «Мах» на рис. 1) соответствуют промежуточным значениям эффективной облачности 0 < ЭОп < 1.
На акваториях, граничащих с большими пустынями Земли, континентальные аэрозоли
оказывают существенное влияние на режим эффективной облачности [7, 8]:
эо, = - o,7(i - г), эо2 = -^f™- - о,70 - Г). (i)
^niax с min
Величины ЭОх и Э02, полученные с учетом влияния аэрозолей в возможном над океанами интервале значений у = 1,02 - 0,78 в областях выноса с континентов пылевых облаков, равнозначны по точности. В спутниковом мониторинге параметр у рассчитывается по отфильтрованным от облачности дан-
ЭО=1
Рис. 1. Упрощенная схема трансформации радиации (/), турбулентных потоков тепла и влаги (2) в зависимости от эффективной облачности
А -Л
ным сканерных измерений уходящей в космос длинноволновой радиации (УДР) в спектральном канале 10,3 - 11,3 мкм. В климатических расчетах используются значения у, приведенные в разделе 3.1 монографии [8]. В среднем за год в зоне океанов 63°с.ш. - 63°ю.ш. у = 0,99, аэрозольная поправка составляет всего 0,007.
В формулах (1), помимо среднесуточных интегральных соответственно по спектрам 0,2 - 3,8 и 3,8 - 50 мкм полусферических альбедо системы океан - атмосфера (COA) Асп и УДР Fcn, измеряемых с ИСЗ при произвольных условиях прозрачности атмосферы и облачности, используются параметризации (Ас, Fc), (Aimx,Fmin) соответственно для условий «ясной» погоды ( ЭО =/7 = 0) и сплошной облачности (п = 1) предельно высокой оптической плотности (/ =1), когда ЭО = /?/= 1. В параметризациях используются текущие ТПО, климатические значения температуры воздуха на уровне тропопаузы и среднедневные величины sin Л (h - высота Солнца) [8]. Методика получения t по измеренным с ИСЗ радиационным температурам / в выбранных спектральных каналах, способы исключения из tp влияния облачности, оценки погрешности восстановления t(tp) описаны в монографии [8]. С
целью исключения погрешностей, вызванных влиянием отраженного и рассеянного солнечного излучения в спектральном канале 3,53 - 3,97 мкм, измерения / производятся в ночное время радиометрами высокого разрешения
на спутниках серий NOAA, ERS и других.
Расчеты текущих месячных величин ЭОх и Э02 выполнены за период ~ 10 лет для 1229 океанических квадратов 500 х 500 км. При любых значениях ТПО и облачности п коэффициенты корреляции между ЭО, и Э02 близки к единице, а среднеквадратическое отклонение, вычисленное по всему массиву данных (N = 125358), <7(Э0,,Э02) = ^О^ЭО^ = 0,03. Связи между текущими месячными аномалиями общего количества облаков Ап [9], с одной стороны, и аналогичными аномалиями альбедо COA ААсп, УДР AFCfl, радиационных балансов ARn, ARrn соответственно на поверхности океана и на верхней границе атмосферы, с другой, оказываются статистически незначимыми: коэффициенты корреляций г(ААсп,Ап) =0,14, r(AFcn,An) =-0,15, r(AR„,An) = - 0,14, r(ARcn,An) = - 0,05 [7, 8]. Следовательно, для характеристики термодинамического состояния океанической атмосферы при облачно-радиационных взаимодействиях целесообразно пользоваться данными по эффективной облачности, в частности при расчетах суммарной солнечной радиации Qn, радиационных балансов Rn, Rcn, турбулентных потоков явного H , скрытого LE тепла и испарения Е .
Кроме параметризаций (Ас, Fc ) и (Аишх, Fmin ) в компьютерном банке [8] представлены текущие и климатические среднемесячные величины ТПО, ЭО, Асп, Fcn , полученные с ИСЗ «Nimbus» и NOAA.
Влагосодержание атмосферы по данным радиозондовых и спутниковых наблюдений
В работе [10] на основе 1187 радиозондирований, выполненных в зоне океанов 40 с.ш. - 40 ю.ш., показано:
щ = (1,55 +0,46л) е1'07, (2)
при этом а = 1,06е/(1 +0,00366/')> и е выражены в мм, а - в гм~3, общее
количество облаков // - в долях единицы, температура /, t' - в °С. Если величину е выражать в мбар (гПа), то а - 0,795е/(1 + 0,00366 /').
При фиксированных градациях облачности коэффициенты корреляций между lgсох и Ige в интервале значений, характерных для свободной от льда
поверхности Мирового океана (63°с.ш. - 63°ю.ш.), изменяются в пределах 0,90 - 0,94. Ошибки расчетов ¿5, по формуле (2) распределены по нормальному закону. Вероятность попадания <£>, , определенного по одному РЗ, в интервал соj ± аш составляет 70 %. Относительная средняя квадратическая ошибка сг(0, равная 14 - 16 %, кроме реальной изменчивости влагосодержа-ния при фиксированных е и п, включает погрешность вычислений
ОС
oj- \azdz (z - высота), согласно данным РЗ. Последняя равна 5-6 % [1 I].
о
На основании анализа материалов компьютерного банка [8] и данных РЗ [10, 12] найдено:
щ =1,15(1+ ЭО)ес, (3)
где с = 1,07 + [0,18(lgв — 1) — 0,22] ЭО; величины со2, е, ЭО выражены в мм, гПа, долях единицы соответственно.
В табл. 1 исходная информация и результаты соответствующих расчетов осреднены по различным градациям абсолютной влажности а и общего количества облаков п. Переходы /?<-»ЭО осуществлены по эмпирической зависимости (рис. 2) между зональными среднемесячными климатическими величинами п и ЭО [8, 9] для зимы (/), лета (2) и их значениями, осредненны-ми по семи градациям ТПО: /< 0; 0-5; 5-10; 10-15; 15-20; 20 - 25 и t > 25°С (3). В субтропиках с характерными для них круглогодичными стационарными антициклонами (Азорский, Гавайский, о-вов Святой Елены, Маврикия и Пасхи) повторяемость случаев с ЭО< 0,1 может достигать 30 - 60 % от продолжительности сезона [7, 8]. Максимумы ЭО« 0,7 - 0,75 при // = 1 в умеренных и высоких широтах являются следствием интенсивного циклогенеза. Обеспеченность всех данных на рис. 2 высокая. При расчетах ЭО используются параметризации / от ТПО для Северного и Южного полушарий Мирового океана [7].
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2007, № 2 59
Таблица 1
Исходная информация и общее влагосодержание океанической атмосферы (мм) по данным радиозондирований (со - согласно [10, 12]) и расчетов (со2 - по формуле (3), &3 - по формуле (6))
Количество РЗ Интервал осреднения Средние величины
а , гм 3 п /\°С е, гПа ЭО со со2 ¿з
179 а< 10 7,2 0,72 9,3 9,4 0,42 15,1 14,6 15,1
165 ¿7= 10- 15 13,2 0,53 21,0 17,9 0,16 27,6 27,0 27,6
344 15-20 18,7 0,46 27,0 25,9 0,12 40,2 39,6 40,5
499 а >20 22,0 0,60 29,5 30,8 0,22 50,4 49,7 50,3
256 п < 0,25 17,5 0,11 26,0 24,1 0,02 35,0 35,0 34,8
263 п = 0,25 - 0,45 18,9 0,34 27,0 26,1 0,07 39,2 39,1 39,9
152 п = 0,45 - 0,65 17,8 0,54 26,3 24,6 0,16 38,7 38,0 38,9
151 п = 0,65 - 0,85 18,2 0,76 26,5 25,0 0,48 41,1 42,4 41,7
365 п >0,85 16,5 0,98 25,0 22,0 0,70 39,1 37,9 38,9
1187 /7 = 0-1 17,6 0,57 26,1 24,3 0,20 38,6 38,1 38,6
32 а <7,5 5 0 3,5 6,4 0 8,8 8,4 8,9
80 1 0,7 10,7 10,2 10,9
36 а = 7,5- 12,5 10 0 15,5 13,5 0 18,3 18,6 18,3
72 1 0,7 22,2 22,1 22,6
42 о = 12,5- 17,5 15 0 24,0 20,5 0 28,5 29,1 28,5
60 1 0,7 34,8 35,0 35,1
44 а= 17,5-22,5 20 0 27,5 27,7 0 39,4 40,2 39,5
48 1 0,7 48,5 49,3 48,7
46 а > 22,5 25 0 31,5 35,0 0 51,2 51,6 51,3
40 1 0,7 63,6 64,9 63,3
По сравнению с выражением (2) формула (3) обеспечивает более высокий уровень точности расчетов влагосодержания за счет использования репрезентативных данных по эффективной облачности.
Общее влагосодержание атмосферы при фиксированной е возрастает с увеличением облачности и ее оптической плотности (рис. 3), что связано с интенсификацией вертикальных движений в атмосфере и с повышенным переносом водяного пара вверх от подстилающей поверхности. Получается своеобразный вентильный эффект [13]: потоки воздуха, богатые водяным паром, поднимаются вверх,
0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 Общее количество облаков п
Р и с. 2. График переходов п <-> ЭО
оставляют в облаках часть своей влаги и, обедненные влагой, опускаются к подстилающей поверхности, где вновь ею насыщаются. Далее процесс многократно повторяется. Наличие положительной корреляции между облачностью и влажностью воздуха, суммированной по вертикали, подтверждено спутниковыми наблюдениями [14]. При фиксированной облачности увеличение со с ростом е в интервале «Min- Мах» (рис. 1) происходит быстрее ( с >1), чем по линейному закону. Физическая природа этого эффекта обусловлена интенсификацией вертикальных движений воздуха в атмосфере за счет флук-туаций его плотности при высокой влажности [15]. В интервале ЭОп - 1 (рис. 1)увеличение со2 сростом е происходит медленнее, поскольку с < 1.
Отмеченные закономерности
обнаруживаются в вертикальном распределении абсолютной влажности воздуха az. В работе [12] весь массив данных РЗ разбит на ряд подмассивов по различным градациям а и п. Для каждого подмассива построены вертикальные профили а:, которые
аппроксимируются точностью:
высокой
я, = -
a(l + 0,012nz)
| q(0,214z+0,0024 j ) (1,14-0,008л)
(4)
Убывание ül
Р и с. 3. Влагосодержание океанической атмосферы (данные РЗ [10]). Прямые линии - расчеты со2 по формуле (У) при ЭО, равной 0 (/), 0,3 (2) и 1 (3)
с высотой z, согласно (4), происходит тем
выражению медленнее, чем больше облачность и а . При известных закономерностях изменений а2 по г количество осажденной воды можно найти как интеграл:
со,
- [a^dz - а f-
(l + 0,012wz)
J | q(0,21 4r+0,00242 ) (1,14-0,008л)
■dz.
(5)
Величины сог получены численным интегрированием (5) с шагом Аг = 0,1 км. Эти данные представляются в виде
¿>3 (о -оо) = (1,72 + 0,4«) а
1,01+0,0018а
СО = СО Ю-КО,243-0,034п-0,00«7Л)2+0,0038^]
(6) (7)
Количество водяного пара, заключенного в столбе атмосферы между уровнями ^ и г2 (2Х > 1г ), найдем по (7) как й = - со .
Соотношения (3) и (6) тождественны (табл. 1) в случаях п = О, при сплошной облачности и ее средних значениях. Относительная средняя квад-ратическая ошибка сг^, вычисленная по одному РЗ, равна 10 % и уменьшается обратно пропорционально (Ы— число РЗ) [12].
Табл ица2
Абсолютная влажность воздуха аг (г-м~3) на изобарических поверхностях
Ко- Давление, Январь Апрель Июль Октябрь
рабль
пого- гПа 1 2 1 2 1 2 1 2
ды
J 1000 6,5 6,5 7,1 7,1 9,2 9,2 7,9 7,9
850 3,4 3,6 3,7 3,9 5,1 5,2 4,3 4,4
700 1,3 1,6 1,4 1,8 2,2 2,4 1,7 2,1
500 0,3 0,5 0,3 0,6 0,6 0,6 0,4 0,5
400 0,1 0,2 0,1 0,2 0,2 0,3 0,2 0,3
300 - - - 0,1 0,1 0,1 0,1
С 1000 5,0 5,0 6,0 6.0 8,5 8,5 6,6 6,6
850 2,8 2,8 3,3 з.з 5,1 4,8 3,8 3,6
700 1,3 1,3 1,6 1,6 2,6 2,2 1,9 1,7
500 0,3 0,4 0,4 0,4 0,8 0,6 0,5 0,5
400 0,1 0,2 0,2 0,2 0,3 0,2 0,2 0,2
300 - - - 0,1 0,1 0,1 0,1
К 1000 7,7 7,7 7,8 7.8 10,9 10,9 9,8 9,8
850 3,9 4,2 3,9 4,2 5,5 5,9 4,8 5,3
700 1,4 2,0 1,4 2,0 2,4 2,8 1,9 2,5
500 0,3 0,5 0,4 0,5 1,2 0,8 0,7 0,7
400 0,1 0,2 0,1 0,2 0,3 0,3 0,2 0,3
300 — - - - 0,1 0,1 0,0 0,1
D 1000 6,4 6,4 7,9 7,9 13,0 13,0 9,9 9,9
850 3,8 3,5 4,2 4,3 7,0 7,1 5,6 5,4
700 1,9 1,6 2,0 2,0 3,5 3,4 2,9 2,6
500 0,5 0,4 0,5 0,5 1,1 0,9 0,9 0,7
400 0,2 0,2 0,2 0,2 0,4 0,4 0,3 0,3
300 - - - 0,1 0,1 0,1 0,1
Е 1000 10,1 10,1 10,6 10,6 15,7 15,7 14,7 14,7
850 5,5 5,4 5,5 5,7 8,0 8,5 7,8 8,0
700 2,6 2,5 2,8 2,7 3,6 4,0 3,7 3,8
500 0,7 0,7 0,8 0,7 U 1,1 1,1 1,0
400 0,3 0,3 0,3 0,3 0,4 0,4 0,4 0,4
300 0,2 0,1 0,1 0,1 0,1 0,2 0,1 0,1
Примечание. 1 - по данным радиозондирований [16]; 2 - величины, рассчитанные по формуле (4).
г
Осредненные на полигонах АТЭП [12] измеренные и расчетные вертикальные профили абсолютной влажности воздуха а2 практически полностью совпадали. Как видно из табл. 2, то же наблюдалось в районах расположения кораблей погоды (Северная Атлантика, широтная зона 35 - 53 с.ш. [16]). При использовании данных по общему количеству облаков - формулы (4) и (6) -расчетные величины а, и со. занижены в циклонических образованиях и завышены - в антициклонах. С учетом репрезентативных данных ЭО указанные погрешности меньше ошибок восстановления а2 и со2 в фиксированных точках на основе численных экспериментов [17], выполненных по измерениям с ИСЗ, и ошибок экстраполяции данных РЗ в узлы регулярной географической сетки, возникающих вследствие неадекватности пространственной плотности сети аэрологических станций на океанах современным требованиям изучения общей циркуляции атмосферы [18].
Осажденная вода в атмосфере Земли
Для свободной от льда поверхности океанов (63°с.ш. - 63°ю.ш.), где среднегодовые величины е =19,5 гПа и ЭО = 0,326 [8], по формуле (3) со =31,1 мм. Влагосодержание атмосферы в арктических океанических районах (СП-4, -5, -6) в среднем за год не превышает 5 мм [19, 20]. С учетом этих результатов в целом для Мирового океана со = (31,1-330+5-31)/361 = 28,9 мм. Для суши площадью 149-10 км со = 16 мм. В целом для земного шара со = (16-149+28,9-361 )/510 = 25,1 мм, что согласуется с данными [13, 21]. Если последнюю величину сопоставить с количеством атмосферных осадков, которые, по современным оценкам [8, 21], составляют слой 1130 мм в год, то выходит, что влага в атмосфере Земли полностью обновляется за год 1130/25,1 = 45 раз. Аналогичные соотношения для Мирового океана и суши следующие [8]: 1270/28,9 = 44 и 800/16 = 50. Большая величина вентильного эффекта на суше объясняется влиянием рельефа местности на интенсификацию вертикальных движений в атмосфере, повышающих в теплую половину года уровень переноса водяного пара в атмосфере вверх от подстилающей поверхности [13].
Эмпирические связи температуры, влажности воздуха, скорости ветра с ТПО и эффективной облачностью
Важными свойствами метеорологических условий на поверхности океанов, используемыми в расчетах радиации, турбулентных потоков явного Н , скрытого ЬЕ тепла и влаги Е, являются высокие природные корреляции между скоростью ветра и, температурой воздуха упругостью водяного пара е, с одной стороны, эффективной облачностью ЭО и ТПО, с другой. При средних условиях, в частности без учета годового хода коэффициентов уравнений регрессий:
ё = - (1 - ЭО)[ 1,6 + 0,083/ + 0,0ЮЗ/2 - 0,000059/3 ], (8)
д/ = / - V = (1,6 - 0,030(1 - ЭО), (9)
формула (8) соответствует рис. 4, формула (9) - рис. 5;
й = Ф2(/,ЭО) = 9,93-0,0408/ + 0,01331/2 -4,9364• Ю"3/3 + 2,9553• Ю"4/4 --5,0514-Ю"6/5 -О,42Э0-99,58ЭО2 -438Д5Э03 -656,87ЭО4 +
(10)
+ 329,57Э<9 + 0,1344(ЭО*/) + 0,10675(30• /)2 -0,017113(ЭО-/)3 + + 8,486 • 10"4 {ЭО • /)4 -1,2755 • Ю"5 (ЭО • /)5.
Здесь максимальная упругость водяного пара (гПа) при температуре и солености океанической воды.
Р и с. 4. Зависимость упругости водяного пара в приводном слое атмосферы от ТПО при ЭО, равной 1 (/) и 0 (2); 5, 4 - данные наблюдений, осредненные по градациям Л/ = 1°С и АЭО = 0,05 соответственно в диапазонах 0 < / < 30°С и 0,02 < ЭО < 0,75
Функции Ф, (/, ЭО) = (ет - е)/(1 - ЭО) и Ф2 (/, ЭО) найдены методом наименьших квадратов с использованием всего массива (125 358 точек) судовой и спутниковой информации [8, 9]. Данные по Л/ и ЭО на рис. 5 осредне-ны по четырем интервалам ТПО: / > 20, / = 10 - 20, / = 0 - 10, / <0 при / = /ф = 19,55°С.
Из формул (8), (9) следует, что для средних за год условий соотношение Боуена для океанов зависит только от ТПО:
Н 112-0,4/А/ 0,65
Во =-=--= —-—— . (11)
ЬЕ 172-0,8/ Аё Ю°'04/
В широтной зоне океанов 63 с.ш. -63°ю.ш. по среднегодовому значению tcp = 19,55°С имеем Во = 0,108, что
точно соответствует современным климатическим значениям потоков скрытого (LE = 118 Втм ) и явного (Я = 12,7 Вт м ") тепла ([8], приложение 3). Среднеквадратические климатические ошибки: сгДе« 0,5 гПа и
сгд,* 0,25 °С. Формулы (8) и (9) могут быть использованы при апвеллинге.
Точность многочлена (10) исследуем по объединенному массиву судовой (и) и спутниковой (ТПО, ЭО) информации (N = 125 358). Этот массив был разделен на подмассивы по градациям А/ = 1°С и А ЭО = 0,05, для каждой из которых найдены в комплексе средние значения (/, ЭО, и, и) и (ЭО, t, и , и), при этом величины и по заданным /, ЭО определены из табл. 3. Из рис. 6 видно, что в интервалах -2 < t < 30°С и 0 < ЭО < 0,8 среднеквадратическая погрешность формулы (10) составляет ои = 0,32 м-сВ целом за год на свободной от льда поверхности Мирового океана при tcp = 19,55°С и ЭО = 0,326 имеем и — и — 7,52 м-сЛ
Р и с. 5. Зависимость (кружочки) разности А/ = (/-Г;) от эффективной облачности при различных ТПО. Крестиком обозначены средние по всему массиву данные за 10 лет
Р Ii с. 6. Сравнение наблюдаемых и и расчетных и скоростей приводного ветра, ос-редненных по градациям ТПО (А/ = ГС) и эффективной облачности (ДЭО = 0,05) в интервалах - 2 < t < 30°С и 0 < ЭО < 0,80 соответственно
ТаблицаЗ
Скорость ветра над океаном (м-с1), рассчитанная по формуле (10)
ТПО, °с Эффективная облачность
0,0 0,1 0,2 0,3 0,4 | | 0,5 1 °'6 1 0,7 | 0,8 0,9 1,0
-2 9,9 9,3 8,4 8,1 8,4 8,8 9,0 8,9 9,3 12,2 21,2
0 9,9 9,3 8,4 8,2 8,4 8,8 9,0 8,8 9,2 12,0 20,8
2 10,0 9,4 8,6 8,4 8,7 9,2 9,4 9,3 9,7 12,6 21,5
4 10,1 9,5 8,7 8,6 9,0 9,5 9,8 9,8 10,3 13,3 22,3
6 9,9 9,4 8,7 8,6 9,2 9,8 10,2 10,2 10,8 13,8 22,8
8 9,6 9,1 8,5 8,6 9,2 9,9 10,3 10,4 10,9 13,8 22,7
10 9,2 8,7 8,2 8,3 9,0 9,8 10,2 10,2 10,6 13,4 22,2
12 8,6 8,2 7,8 8,0 8,7 9,5 9,8 9,7 10,0 12,7 21,4
14 8,1 7,8 7,5 7,7 8,4 9,1 9,3 9,1 9,3 11,9 20,6
16 7,6 7,4 7,2 7,5 8,2 8,8 8,8 8,5 8,6 п,з 20,2
18 7,4 7,2 7,0 7,4 8,0 8,5 8,4 8,0 8,1 11,1 20,5
20 7,2 7,1 7,1 7,4 7,9 8,2 8,1 7,7 8,1 11,5 21,6
22 7,2 7,2 7,2 7,5 7,9 8,1 7,9 7,7 8,5 12,5 23,6
24 7,2 7,2 7,3 7,5 7,8 7,9 7,8 7,8 9,2 14,2 26,2
26 6,9 7,0 7,1 7,3 7,5 7,5 7,5 8,1 10,3 16,2 28,9
28 6,0 6,2 6,4 6,4 6,5 6,5 6,8 8,0 11,2 18,0 30,8
30 4,1 4,4 4,5 4,5 4,4 4,5 5,3 7,3 11,4 18,7 30,4
Функции Ф, и Ф2 нелинейные. Большие скорости приводного ветра в тропических циклонах (тайфунах) при высоких значениях ТПО тесно связаны с мощными восходящими потоками влажного воздуха в атмосфере, что приводит к интенсивному росту эффективной облачности до значений, близких к 1. Состояние атмосферы при ЭО = 1 не может существовать длительное время, поскольку турбулентные потоки тепла и влаги при А/ 0 и Ае 0, несмотря на большие скорости ветра, уменьшаются до нуля. При этом подкачка энергии от океана в атмосферу прекращается, циклонические барические образования постепенно деградируют. При свежем ветре передача тепла от океана в атмосферу устойчива при промежуточных значениях 0 < ЭОп < 1, как это показано на графике цикличного процесса (рис. 1).
Процедура расчетов по ТПО и ЭО скорости ветра й, разности А/, температуры воздуха Р и характеристик влажности в СО А следующая: сначала по формулам (3), (8) - (10) находим и, <?, А/, Р, со2, затем по выражениям (4) - (7) вычисляем а2, со2 и соъ. При достаточно больших N величины в)2 и соъ тождественны друг другу и данным РЗ (табл. 1).
Рис. 1 и табл. 4 демонстрируют трансформацию потоков тепла ЬЕ , Н и влаги Е в зависимости от ТПО при различных условиях эффективной облачности. Разности е и дГ максимальны в условиях безоблачной атмосферы (ЭО = 0) и равны нулю при ЭО = 1. Во втором случае годовой внешний тепловой баланс Мирового океана (с учетом полярных районов)
В = Я„ - ЬЕ - Н = 0 [8]. В подобной ситуации парниковый эффект в атмосфере отсутствует: возможно формирование оледенения со снижением глобальной температуры на заключительной фазе этого процесса до - 22 С [22]. Однако в настоящее время климат Земли находится в фазе потепления ~ 0,7 С. К середине XXI в. ожидается прирост глобальной температуры на 1,6 - 2 С [22]. При этом с 1978 г. со спутников наблюдается уменьшение площади арктических льдов со скоростью ~ 8 % за 10 лет. Если эта тенденция продолжится, то уже к 2060 г. льда в Арктике может не остаться вовсе.
Таблица4
Разности лё -ет -ё (гПа) и At -t-t' (°С), рассчитанные по формулам (8) и (9)
эо Т1 10 = 0 ТПО = 15 ТПО = 30
дё AÍ д<? д/ Д е ы
0 1,6 1,6 5,0 1,2 11,8 0,7
0,3 1,1 1,1 3,5 0,8 8,3 0,5
1,0 0 0 0 0 0 0
Зонднрование СОА из космоса радиометрами видимого спектра, ИК- и СВЧ-диапазонов
В последние годы в России и Украине возобновились зондирования океана и атмосферы с ИСЗ, что позволит создать систему глобального мониторинга гидрофизических полей в квазиоперативном режиме [23]. Система наблюдений атмосферного аэрозоля, потоков коротко- и длинноволновой радиации, эффективной облачности, ТПО и атмосферных осадков в настоящее время надежно функционирует [8]. Турбулентные потоки скрытого, явного тепла в [8] заданы климатическими величинами судовых наблюдений. Наибольшие трудности до последнего времени представляло задание текущих величин ЬЕ, Н. Теперь при наличии оперативной спутниковой информации о полях ТПО и эффективной облачности эти потоки приближенно могут быть получены с использованием формул (8) - (10) или на основе прокалиброванных данных температурно-влажностного зондирования океана и атмосферы с помощью российского, украинского или американского радиометров МТВЗА, МТВЗА (ОК) и 5ХМ/, установленных на ИСЗ «Метеор-ЗМ» №1, «Сич-1М» и Г-0,8 (АМ5Р) [3, 24]. Украинский прибор является модификацией российского радиометра. Процедура калибровки радиометров включает в себя не только собственно метрификацию датчиков, но и согласование результатов спутниковых зондирований с эмпирическими зависимостями (3) - (10), которые получены на основе независимых многолетних данных РЗ [10, 12], судовых [9] и спутниковых [8] наблюдений.
К настоящему времени накоплен некоторый опыт исследований синоптической и сезонной динамики турбулентных потоков тепла и влаги в Северной Атлантике с помощью упомянутых выше американского и российского радиометров [24].Технические характеристики этих приборов сходны между собой. Уравнения регрессии для Н л-ЕЕ получены в виде линейных комбинаций: 1) от расчетных яркостных температур (ЯТ) в спектральных (см) каналах 1,35в, 0,81 в, 0,81 г радиометра МТВЗА; 2) от измеренных ЯТ в каналах 1,35в, 0,82в, 0,82г радиометра Литеры «в» и «г» обозначают верти-
кальную и горизонтальную поляризацию [24]. Коэффициенты корреляций между фактическими (балк-формулы, судовые наблюдения) и спутниковыми оценками Н + ЬЕ равны 0,83 - 0,84. Средняя квадратическая невязка высокая, она составляет 14 - 16 % от максимальных амплитуд пространственно-временных вариаций потоков скрытого, явного тепла и испарения. Формулы (8) - (10) обеспечивают меньшую погрешность.
Радиометры используются для определения из космоса не только Я + но и со и и. Способы восстановления и средствами дистанционного зондирования СВЧ-радиометром представляли единственную возможность получения в глобальном масштабе доступной из разных источников [23] информации о поле ветра над морской поверхностью в режиме времени, близком к реальному. Средняя квадратическая ошибка скаттерометрических измерений аи « 1,7 м-с"1. Она достигнута в алгоритмах типа [3, 25], где в качестве единственного предиктора используется зависимость рассеяния отраженных радиоволн шероховатостью морской поверхности, которая, в свою очередь, зависит от скорости ветра. Следующим шагом к уменьшению ошибки до ~ 1,4 м-с 1 явилось создание трехпараметрических апгоритмов ([26] и др.). включающих, наряду с уровнем шероховатости поверхности моря для горизонтальной и вертикальной поляризаций, учет влияния ТПО на структуру верхнего слоя воды. Формула (10) по точности не уступает скаттерометриче-ским измерениям скорости ветра.
Заключение
Результаты настоящей работы, вытекающие из анализа данных многолетних спутниковых, судовых и радиозондовых наблюдений, могут быть использованы для расчетов (по определенным с ИСЗ ТПО и эффективной облачности) скорости ветра и, температуры воздуха V у поверхности воды, характеристик влажности атмосферы е, а2, со2, со, осадков, аэрозолей, радиации, потоков явного и скрытого тепла, испарения, а такж£ для интерпретации результатов дистанционного зондирования СОА радиометрами видимого спектра, ИК- и СВЧ-диапазонов [3, 24].
Необходимость длительных (до 100 лет) наблюдений из космоса глобальных распределений атмосферных аэрозолей, радиации, ТПО, эффективной облачности, атмосферных осадков, испарения, теплоты конденсации, турбулентного теплообмена обусловлена тем, что они, являясь следствием взаимодействия атмосферы и океанов, определяют вариации погоды и климата.
68
/55// 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2007, №2
ЭО выступает как регулятор термодинамического состояния СОА при облачно-радиационных взаимодействиях, а АО - как источник доступной потенциальной энергии за счет скрытой теплоты конденсации. Развитие этих исследований связано с прогрессом спутниковой гидрофизики [27], благодаря которому данные по аэрозолю, радиации, ТПО, ЭО, АО, Е, Ь'АО и Н + ЬЕ становятся достаточно точными, регулярными и глобальными. К настоящему времени информация по указанным параметрам систематизирована за 15-20 лет [8]. Увеличение этих массивов в несколько раз позволит на основе экспериментальных (спутниковых) данных детально исследовать сверхдлительные вариации состояния системы океан - атмосфера, включая меридиональные переносы тепла и воды, что будет способствовать успешному решению проблемы колебаний климата Земли с учетом антропогенных факторов [22].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Башаринов А.Е., Гурвич A.C., Егоров С.Т. Радиоизлучение Земли как планеты. - М.: Наука, 1974.- 188 с.
2. Броунштейн A.M., Козакова К.В. Об оптическом определении общего содержания водяного пара в атмосфере // Труды ГГО. - Л.: Гидрометеоиздат, 1969. - Вып. 237. -С. 18-22.
3. Драновский В.И., Салтыков Ю.Д., Меланченко AT. и др. Спутник дистанционного зондирования Земли «СИЧ-1М» // Дистанционное зондирование морских экосистем. - Севастополь: МГИ HAH Украины, 2004. - Вып. 11. - С. 184 - 197.
4. Зуев В.Е. Лазерное зондирование атмосферы // Вестник АН СССР. - 1973. - М» 11.-С. 8-21.
5. Атлас океанов: Тихий океан / Отв. ред. С.Г. Горшков. - М.: Гл. упр. навигации и океанографии МО СССР, 1974. - 302 с.
6. Атлас океанов: Атлантический и Индийский океаны / Отв. ред. С.Г. Горшков. - M.: Гл. упр. навигации и океанографии МО СССР, 1977. - 306 с.
7. Тимофеев H.A., Юровский A.B. Природные корреляции и проблема наблюдений океанической облачности с ИСЗ // Морской гидрофизический журнал. - 2002. - № 5. -С. 64- 79.
8. Тимофеев H.A., Юровский A.B. Радиационные, тепло- и водобалансовые режимы океанов. Климат и изменчивость. - Севастополь: ЭКОСИ-Гидрофизика, 2004. - 256 с.
9. Da Silva A.M., Young C.C., Levitus S. Atlas of Surface Marine Data 1994. Volume 1: Algorithms and procedures // NOAA Atlas NESDIS. - 1994. - 74 p.
10. Тимофеев H.A. К определению запасов воды в атмосфере над свободной ото льда поверхностью океанов // Метеорология и гидрология. - 1965. - № 4. - С. 24-28.
11. Зайцева H.A. О сравнении данных радиозондирования в АТЭП // ТРОПЭКС-74. Т. 1. Атмосфера. - Л.: Гидрометеоиздат, 1976. - С. 542 - 549.
12. Тимофеев H.A. О вертикальном распределении абсолютной влажности воздуха и вла-госодержании в атмосфере над океанами // Метеорология и гидрология. - 1979. -№ 8.-С. 55 -62.
13. Дроздов O.A., Григорьева A.C. Влагооборот в атмосфере. - Л.: Гидрометеоиздат, 1963.-315 с.
14. Макклэн Е.П. О связи облачности, наблюдаемой спутником, с полями влажности, суммированными по вертикали // Гидрометеорология за рубежом. - 1967. - Вып. 6. -С. 63 -75.
15. Краус Е. Взаимодействие атмосферы и океана. - Л.: Гидрометеоиздат. 1976. - 295 с.
16. Материалы по климату и циркуляции свободной атмосферы Северного полушария / Под ред. И.Г. Гутермана. - М.: Гидрометеоиздат, 1972. - J_. - Вып. 1. - 206 с.
17. Кузнецов АД. Исследование точности определения влажности атмосферы // Проблемы физики атмосферы. - 1978. 15. - С. 112 - 133.
18. Oort А.Н. Adequacy of the ravvinsonde network for global circulation studies tested through numeral model output //Mon. Weath. Rev. - 1978. - JO^X« 2. - P. 174- 195.
19. Материалы наблюдений научно-исследовательских дрейфующих станций «СП-4», «СП-5» и «СП-6», 1956/1957. Т. 2. - Л.: Мор. транспорт, 1959. - 224 с.
20. Результаты научно-исследовательских работ дрейфующих станций «Северный полюс-4» и «Северный полюс-5», 1955/1956. Т. 3. - Л.: Мор. транспорт, 1959. - 280 с.
21. Мировой водный баланс и водные ресурсы Земли. - Л.: Гидрометеоиздат, 1974. - 638 с.
22. Тимофеев H.A. Парниковый эффект атмосферы и его влияние на климат Земли (спутниковая информация) // Морской гидрофизический журнал. - 2006. - № 6. - С. 13 - 28.
23. Дорофеев В.Л., Коротаев Г.К., Мартынов М.В., Ратнер Ю.Б. Система мониторинга гидрофизических полей Черного моря в квазиоперативном режиме // Дистанционное зондирование морских экосистем. - Севастополь: МГИ HAH Украины, 2004. - Вып. 11. -С. 9-23.
24. Гранков А.Г., Мильшин A.A., Черный И.В. Результаты моделирования измерений радиометром МТВЗА ИСЗ «Метеор-ЗМ» и их валидация на основе фактических измерений радиометром SSMÍI ИСЗ F-0.8 (DMSP) в Северной Атлантике // Исследование Земли из космоса. - 2000. - № 4. - С. 20 - 27.
25. Schluessel P., Luthardt Н. Surface wind speeds over the North sea from special sensor micro-vvave/i mager observations//]. Geophys. Res. - 1991.-96, № C3.-P. 4845-4853.
26. Запевалов A.C., Пустовойтенко B.B. О точности скаттерометрического определения скорости приводного ветра // Дистанционное зондирование морских экосистем. - Севастополь: МГИ HAH Украины, 2004. - Вып. 11. - С. 262 - 267.
27. Развитие морских наук и технологий в Морском гидрофизическом институте за 75 лет / Под ред. В.Н. Еремеева. - Севастополь: МГИ HAH Украины, 2004. - С. 77 - 103, 585-625.
Морской гидрофизический институт HAH Украины, Материал поступил
Севастополь в редакцию 16.11.05
После доработки 23.11.05
ABSTRACT Formulas for calculating air temperature and humidity, wind speed, sensible and latent heat fluxes on the ocean surface using satellite observations of the sea surface temperature (SST) and cloudiness are obtained based on the analysis of multi-year radiosonde, meteorological, ship and satellite information. Besides, the formulas can be used for interpretation of the results of the ocean and atmosphere remote sensing by the radiometers of visible, infrared and microwave ranges. Transformation of radiation, latent and sensible heat fluxes depending on the sea surface temperature under different cloudiness conditions is described. The calculated values of the atmospheric specific humid-it) are in agreement with the radiosonde observation data obtained on the whole Earth including research vessels, stationary weather ships, ATEP polygons, and in the Arctic.
10
ISSN 0233-7584. Mop. гидрофиз. жури., 2007, №2
