Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Динамика внетропической тропопаузы Северного полушария

ВАК РФ 25.00.30, Метеорология, климатология, агрометеорология

Автореферат диссертации по теме "Динамика внетропической тропопаузы Северного полушария"

На правах рукописи

Иванова Анна Рудольфовна

ДИНАМИКА ВНЕТРОПИЧЕСКОЙ ТРОПОПАУЗЫ СЕВЕРНОГО ПОЛУШАРИЯ

25.00.30 - Метеорология, климатология, агрометеорология

АВТОРЕФЕРАТ 4855515

диссертации на соискание ученой степени доктора физико-математических наук

-6 ОКТ 2011

Москва 2011

4855515

Работа выполнена в федеральном государственном бюджетном учреждении «Гидрометеорологический научно-исследовательский центр Российской Федерации» Федеральной службы по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды Министерства природных ресурсов и экологии Российской Федерации

Официальные оппоненты:

Доктор физико-математических наук Володин Евгений Михайлович

Доктор физико-математических наук Садоков Виктор Петрович

Доктор физико-математических наук Стерин Александр Маркович

Ведущая организация:

Институт физики атмосферы им. А.М. Обухова РАН

Защита состоится 19 октября 2011г. в 14 часов на заседании диссертационного совета Д 327.003.01 при Гидрометеорологическом научно-исследовательском центре Российской Федерации

123242 Москва, Большой Предтеченский пер., д. 11-13

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Гидрометеорологического научно-исследовательского центра Российской Федерации

Автореферат разослан « 3 » сентября 2011г.

Ученый секретарь диссертационного совета,

доктор географических наук

Нестеров Е.С.

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность научной проблемы. Тропопауза представляет собой особую область раздела между тропосферой и стратосферой - двумя основными погодообразующими слоями атмосферы с существенно различающимися динамическим, химическим и радиационным режимами (Holton et al, 1995). Одним из многочисленных определений тропопаузы, отражающим ее физический смысл, является следующее: это граница между слоем активного перемешивания и вышележащим слоем радиационного равновесия.

Исследование тропопаузы является актуальным во многих отношениях. Динамическая, химическая и радиационная связи между стратосферой и тропосферой представляют огромную важность, так как даже слабые изменения в обмениваемых количествах влаги и химических составляющих могут привести к существенным изменениям в глобальном климате (Holton, 1995; Hoinka, 1998). Знание пространственно-временной структуры тропопаузы, играющей ключевую роль в обмене между тропосферой и стратосферой, имеет большое значение для целого ряда исследовательских и прикладных задач.

Данная работа сфокусирована на исследовании динамики внетропической тропопаузы. Граница между тропопаузой в тропиках и в умеренных широтах проходит по оси субтропического струйного течения, где в классическом представлении тропопауза, определяемая по вертикальному градиенту температуры, терпит разрыв, а в рамках динамической концепции -испытывает значительный наклон (Luce et al, 2002). Если в тропиках положение тропопаузы определяется в основном радиационными процессами, что обеспечивает ее относительную стабильность, по крайней мере, на коротких временных масштабах, то высота внетропической тропопаузы подвержена значительной изменчивости.

Колебания высоты тропопаузы во внетропических широтах играют важную роль как в процессах стратосферно-тропосферного обмена, так и в формировании погоды. Через тропопаузу происходит не только материальный, но и энергетический обмен между тропосферой и стратосферой. Особую роль в этом играют волны Россби, которые при вертикальном распространении оказывают влияние на стратосферную циркуляцию (Rondel & Newmann, 1998; Haynes et al, 1999).

Отметим также, что большинство дальних авиарейсов осуществляются на высотах от 9 до 12 км - в слое наиболее вероятного положения тропопаузы в умеренных широтах. Прогноз высоты тропопаузы и температуры на этом уровне является составной частью краткосрочного прогноза, необходимого для метеорологического обеспечения авиации, что диктует необходимость точного воспроизведения тропопаузы в численных моделях прогноза погоды.

Цель работы - представить концепцию пространственно-временной изменчивости топографии внетропической тропопаузы Северного полушария как фактора, отражающего динамику погодообразующего слоя атмосферы в целом.

Основные задачи:

- исследование процессов деформации внетропической тропопаузы на основе использования понятия динамической тропопаузы (поверхности равных значений вертикальной составляющей потенциального вихря Эртеля) в случаях глубокого стратосферно-тропосферного переноса;

- разработка и применение метода количественной оценки степени деформации тропопаузы;

- изучение процессов деформации тропопаузы в связи с резкими изменениями общего содержания озона;

- исследование характеристик тропопаузы как возможного индикатора климатических изменений в полярных широтах;

- оценка энергообмена движений различных масштабов в слое тропопаузы при обрушении волн Россби, отмечающем процессы блокирования в умеренных широтах;

- исследование путей улучшения воспроизведения тропопаузы в численных моделях прогноза погоды.

Основные положения, выносимые на защиту, и их новизна:

- предложенный впервые автором метод количественной оценки деформации тропопаузы, позволяющий оценить изменчивость ее топографии в процессах стратосферно-тропосферного обмена и резких изменений общего содержания озона;

- представленные впервые общие и региональные особенности эпизодов глубоких стратосферных вторжений для территории России;

- впервые полученные количественные оценки связи резких изменений общего содержания озона в средних широтах с миграцией областей сильной деформации тропопаузы по синхронизированным данным;

- обнаруженная впервые автором тенденция к увеличению контрастности тропопаузы в Арктике в период 1990-2007 гг. и оценка стратосферного и тропосферного вкладов в эту тенденцию;

- впервые обнаруженные особенности энергообмена между атмосферными движениями различных масштабов в слое тропопаузы в период существования блокирующих антициклонов (засухи над ЕТР 2010,2007 и 2002 гг.);

- достигнутое в результате численных экспериментов с глобальной полулагранжевой моделью повышение успешности прогноза характеристик тропопаузы путем проведения настроечных процедур с физическими параметрами модели.

Практическая значимость работы

Получены детальные количественные характеристики топографии тропопаузы и ее эволюции в единстве с динамикой атмосферы средних широт, имеющие важное значение для практических задач:

- метеорологического обеспечения авиации (уточнение прогноза высоты тропопаузы, обнаружение зависимости точности прогноза от широты);

- исследования и прогноза стратосферных вторжений, переноса в тропосферу стратосферных примесей (радиоактивные частицы, озон);

выявления модельных факторов, обеспечивающих корректное воспроизведение топографии тропопаузы и в целом полей температуры и ветра в верхней тропосфере и нижней стратосфере численными моделями прогноза погоды.

Личный вклад автора

Главы 1, 3, 4 написаны по результатам, полученным диссертантом лично. В основе глав 2, 5, 6 лежат работы, выполненные в соавторстве. Однако основные теоретические и методические результаты обобщены непосредственно диссертантом.

Апробация работы

Основные положения диссертационной работы изложены в 19 публикациях, в том числе в журналах «Метеорология и гидрология», «Известия РАН, сер. Физика атмосферы и океана», в трудах Гидрометцентра России, международном издании «Atmospheric Chemistry and Physics Discussion», a также в материалах следующих национальных и международных конференций и совещаний:

- VI Международной конференции по изучению глобальной атмосферной химии (проект IGAC) (Болонья, Италия, 13-17 сентября 1999 г.),

- Международной конференции «Радиоактивность при ядерных взрывах и авариях» (Москва, 24-26 апреля 2000 г.),

Всероссийской научной конференции «Проблемы и перспективы гидрометеорологических прогнозов» (Москва, 17-20 января 2000 г.),

- III и V конференций памяти Плиния по средиземноморским циклонам (Байя Сардиния, Италия, 1-3 октября 2001 г.; Аяччо, Корсика, Франция, 1-3 октября 2003 г.),

- Международного совещания по проекту изучения тропосферного озона TOR-2 (Москва, 8-12 сентября 2002 г.),

- Четырехгодичного симпозиума по озону (Кос, Греция, 1-8 июня 2004 г.),

- Международной конференции по авиационной и спутниковой метеорологии (Санкт-Петербург, 7-10 октября 2008 г.),

- Всероссийской конференции «Михаил Арамаисович Петросянц и современные проблемы метеорологии и климатологии» (Москва, 17-18 ноября 2009 г.),

- Всероссийского совещания по проблеме состояния воздушного бассейна г. Москвы и Европейской территории России в экстремальных погодных условиях лета 2010 года (Москва, 25 ноября 2010 г),

- Генеральных Ассамблей Европейского общества наук о Земле в 2004 и 2011 годах.

Структура и объем работы

Диссертация состоит из введения, шести глав, заключения и списка использованных источников. Общий объем работы составляет 302 стр., включая 35 таблиц и 85 рисунков. Список использованных источников содержит 374 наименования.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Во Введении обосновывается актуальность проблемы, формулируются цель и основные задачи исследования, представлена краткая характеристика содержания диссертационной работы.

Глава 1. Тропопауза как поверхность раздела и ее деформация

Тропопауза может быть определена разными способами, все они в некотором роде эмпирические. В зависимости от того, какое из различий между тропосферой и стратосферой принимается во внимание, формулируется тот или иной подход к идентификации тропопаузы. Наряду с концептуальными определениями тропопаузы и их разновидностями существует также ряд довольно грубых аппроксимаций тропопаузы, используемых, как правило, в решении модельных задач.

На сегодняшний день в литературе представлены следующие определения тропопаузы:

Радиационная тропопауза в ясном небе - это определение заключает в себе первопричину образования тропопаузы. Она возникает в толще атмосферы там, где имеет место баланс между радиационным нагреванием атмосферы при поглощении солнечной радиации стратосферным озоном и процессами в тропосфере, включающими длинноволновое излучение поверхности, перемешивание и фазовые переходы влаги. Это тот уровень, на котором радиационный нагрев воздуха при ясном небе равен нулю. Обычно используется при исследованиях в тропической зоне (Gettelman et al, 2004; Huang & Su, 2008).

Различие радиационных режимов тропосферы и стратосферы обусловливает различие режимов термических. Прекращение падения температуры с высотой (в тропосфере) и начало ее роста (в стратосфере) являются главным критерием для определений, основанных на свойстве устойчивости атмосферных слоев. К ним относятся классическая (термическая) тропопауза, тропопауза, определенная по критерию устойчивости, и тропопауза холодной точки.

В количественном отношении определение термической тропопаузы (WMO, 1957) сформулировано следующим образом: тропопауза - это уровень, на котором вертикальный градиент температуры убывает до 2°С/км или ниже (и остается столь же низким по крайней мере в вышележащем слое 2 км). Однако довольно часто зондирование обнаруживает несколько уровней, удовлетворяющих заданному критерию. В таком случае речь идет о множественности тропопауз. Тогда над самым нижним уровнем, удовлетворяющим критерию 2°С/км, вторичная тропопауза должна удовлетворять критерию 3°С/км.

Тропопауза, определенная по критерию статической устойчивости, является версией термической тропопаузы, с применением вместо величины градиента температуры порогового значения частоты Брента-Вяйсяля (Kim et al, 2001). Именно изменение знака вертикального градиента температуры обусловливает переход от тропосферы, характеризующейся наличием активных вертикальных движений, к стратосфере, которая является слоем высокой статической устойчивости и подавляет вертикальные движения.

Тропопаузой холодной точки называется уровень, на котором температура достигает своего минимального значения. Действительно, в отсутствие глубоких тропосферных инверсий тропопауза обнаруживает минимум температуры при переходе от тропосферы к стратосфере. Это понятие используется преимущественно в тропиках (Highwood & Hoskins, 1998; Zhou et al, 2001).

Ряд определений тропопаузы основан на различии химического состава тропосферы и стратосферы.

Озоновая тропопауза (озонопауза) маркируется резким градиентом концентрации озона между тропосферой и стратосферой - основным хранилищем атмосферного озона. Вычисляется по пороговым отношениям смеси озона (Thouret et al, 1998), либо по сочетанию этой характеристики с ее вертикальным градиентом (Bethan et al, 1996).

Химическая тропопауза основана на значительных различиях ковариаций отношения смеси озона и моноксида углерода. Zahn et al (2004) установили, что в нижней стратосфере наблюдается отрицательная корреляция между содержанием Оз и СО, в то время как в тропосфере она положительна либо вообще отсутствует.

Тропопауза, основанная на характеристиках влажности, определяется как уровень, на котором минимально отношение смеси водяного пара (Шур и др., 2007), или уровень порогового значения удельной влажности (Сох et al, 1997).

Важным различием в свойствах между стратосферой и тропосферой являются на порядок большие значения потенциального вихря в стратосфере в сравнении с тропосферными. Концепция динамической тропопаузы основана на использовании вертикальной составляющей потенциального вихря Эртеля (ПВЭ) - инварианта системы примитивных уравнений в отсутствие неадиабатических эффектов, в том числе вязкости, в крупномасштабном движении (в приближении квазигидростатики и Буссинеска):

Q = -(/k + Vxv)Ve, (1)

P

где p - плотность воздуха, / - параметр Корнолнса, к- единичный вектор по вертикальной оси, v - скорость ветра, в - потенциальная температура, V-оператор трехмерного градиента. Для непосредственных расчетов величины ПВЭ сохраняют лишь его вертикальную составляющую в выражении вихря скорости и заменяют pdz на -dp/g из уравнения статики:

q=-g(ç+j)de/dp, (2)

где ç - относительная завихренность.

Тропопауза как поверхность равных значений потенциального вихря, ПВ (вертикальной составляющей ПВЭ), обеспечивает единственное представление квазиматериальной поверхности раздела между тропосферой и стратосферой. Это понятие широко используется в задачах по изучению стратосферно-тропосферного обмена (Holton, 1995; Stohl et al, 2003; Martins et al, 2008 и др.). В мировой практике для идентификации тропопаузы используются значения ПВ в диапазоне 1-4 pvu (1 pvu=10"6 К м2 кг1 с"1). Считается, что значение 1 pvu является верхней границей тропосферных значений ПВ и отделяет чисто тропосферный воздух от воздуха, подвергшегося стратосферному влиянию (stratospherically influenced air), 2 pvu примерно соответствует озонопаузе, 3-4 pvu - термической тропопаузе. В тропиках динамическая тропопауза обычно не используется из-за стремления параметра Кориолиса к нулю при приближении к экватору.

При решении некоторых модельных задач иногда требуется довольно простая аппроксимация поверхности, разграничивающей слои атмосферы с разными заданными свойствами. В этих случаях тропопауза задается как изобарическая поверхность или как изэнтропическая поверхность.

Каждое из приведенных выше определений имеет свои преимущества и недостатки. Преимущество динамической концепции состоит в представлении тропопаузы как квазиматериальной поверхности и ее однозначном определении в каждой точке. В настоящей работе динамическая тропопауза определяется с помощью метода, предложенного в работе Шакиной и Борисовой (1992). Он состоит в расчете на изобарических поверхностях значений вертикальной составляющей ПВЭ по данным о температуре, ветре и геопотенциале, в восстановлении гладкого профиля ПВ путем применения кубического сплайна с условием нулевой кривизны на границах, а затем в поиске на этом профиле порогового значения ПВ.

В разделе 1.2 (п.1.2.1) представлен краткий исторический обзор исследований деформации тропопаузы в области высотных фронтальных зон (ВФЗ). В п. 1.2.2 даны общие сведения о наклоне тропопаузы. Понятие наклона тропопаузы, широко используемое в литературе (англ. термины slope или tilt), до сих пор не имело количественного выражения и, как правило, задавалось лишь условно в теоретических модельных задачах {Song & Nakamura, 2000; Wang & Zhang, 2007; Room et al, 2007). Было показано, что недооценка наклона

тропопаузы приводит к замедлению роста бароклинных волн в моделии, ослаблению струйных течений и некорректному воспроизведению температурного профиля в высотной фронтальной зоне. Тропопауза в конкретной точке меняет свою высоту как при адвекции из других широт в системе планетарных волн, так и за счет перемещений по вертикали в процессах эволюции. Вертикальные циркуляции, приводящие к глубокой деформации тропопаузы, возникают при интенсивных процессах фронтогенеза или фронтолиза в мощных слоях (Shapiro et al, 1978). Эти процессы являются механизмом восстановления баланса термического ветра, нарушаемого вследствие нестационарности движений. Гидродинамическая формулировка этой закономерности носит название теоремы Сойера-Элиассена (Sawyer, 1949; Eliassen, 1962). При фронтогенезе восходящая ветвь циркуляционной ячейки, более широкая и медленная, развивается в теплом воздухе. Тропопауза на теплой стороне ВФЗ поднимается, образуя купол. В холодном воздухе и в самой зоне раздела развивается более узкая и быстрая нисходящая ветвь; при этом тропопауза прогибается до характерных тропосферных высот, образуя «складку».

Для решения задачи определения наклона тропопаузы в п. 1.2.3 предлагается подход, основанный на расчете угла наклона (р между горизонтальной плоскостью XOY, касательной к поверхности Земли в данной точке, и некоторой изэртелической поверхностью MNK в декартовой системе координат (рис.1). Отметим, что при таком подходе изменения высоты тропопаузы в точке будут определяться суммарным эффектом процессов как адвекции, так и эволюции.

Рис.1. Схематическое изображение угла наклона тропопаузы (р, аппроксимируемой фрагментом поверхности (МКК) по отношению к горизонтальной плоскости (ХОУ)

Применяя формулы аналитической геометрии для определения угла между двумя плоскостями в декартовой системе координат с осью х, направленной на восток, и осью у - на север, в конечном счете, получаем наклон тропопаузы БЬ:

SL=?) = arceos , , (3)

\ Ах Ay

где Htr- высота тропопаузы в данной точке, Ах, Ау - шаги расчетной сетки.

При использовании данных в узлах географической сетки в высоких широтах вклад первого элемента в подкоренное выражение знаменателя будет существенно превышать вклад второго. Поэтому представляется нецелесообразным оценивать подобным образом наклон тропопаузы вблизи полюсов.

Оценка погрешности расчета угла наклона тропопаузы при предложенном подходе составляет, в зависимости от горизонтального разрешения данных, 10"3-10'2 градуса (п.1.2.4).

В п. 1.2.5 на основе 18-летнего ряда (1990-2007 гг.) данных реанализа 2 NCEP/NCAR в широтной полосе 30-70° с.ш. были проведены расчеты наклонов тропопаузы для различных изэртелических поверхностей в диапазоне 1-4 pvu. В подавляющем большинстве случаев (для поверхностей 1, 2 и 3.5 pvu соответственно в 89, 95.8 и 96.6% узлов сетки) углы наклона для представленных вариантов динамической тропопаузы не превышают полградуса. Принимая во внимание соотношение горизонтального и вертикального масштабов тропосферы, углы, превышающие 1 градус, было решено относить к категории «значительных», соответствующих сильной деформации тропопаузы. Чем ниже изэртелическая поверхность, тем более «возмущенной» она оказывается. Для поверхности 1 pvu углы наклона более 1 градуса наблюдаются в среднем в 4.3% случаев, для поверхностей 2 и 3.5 pvu это происходит в 3.3% и 0.5% случаев соответственно.

Диапазон максимальных углов наклона различных вариантов динамической тропопаузы (1, 2 и 3.5 pvu) в узлах сетки за период 1990-2007 гг. составил 8.1-9.9°, 3.3-9.0° и 3.2-7.5° соответственно. Практически все максимальные значения наблюдались в северных широтах (65-70 с.ш.). Очевидно, из-за уменьшения шага по широте схема расчета позволяет обнаружить здесь степень деформации тропопаузы, не улавливаемую в низких широтах. Что же касается долготы, то чаще всего максимальные наклоны обнаруживаются в районе Северной Атлантики, где в отсутствие влияния орографии деформация тропопаузы за холодными фронтами развивающихся циклонов особенно выразительна.

Зависимость среднего наклона тропопаузы от широты неодинакова для различных изэртелических поверхностей. Так, для значения ПВ=1 pvu средний наклон тропопаузы уменьшается от южной границы рассматриваемого региона примерно до 40° с.ш., а затем монотонно возрастает к северной. Такой же характер изменений отмечается и для количества «значительных» наклонов - на 30, 40 и 70 широтах процент узлов, где SL>1°, составляет 6, 4 и 5% соответственно. Степень деформации изэртелической поверхности ПВ = 2 pvu монотонно уменьшается от северной границы рассматриваемого региона к

южной так же, как и процент значительных наклонов (с 3.3 до 0.2%). Поверхность 3.5 руи претерпевает максимальную деформацию на 35-40° с.ш.

Расчеты показали, что тропопауза, претерпевающая значительные наклоны, чаще расположена выше средней по широте, т.е. является результатом адвекции более высокой тропопаузы. Случаи с 81>1°для низкой тропопаузы (которая имеет место, в том числе, при стратосферных вторжениях) наблюдаются значительно реже, особенно в низких широтах. При этом для всех широт значения углов наклона при стратосферных вторжениях оказываются больше, чем в случаях адвекции высокой тропопаузы, особенно на 50-55° с.ш.

В годовом ходе величина БЬ обнаруживает для всех представленных изэртелических поверхностей максимум в феврале. Этот же месяц характеризуется максимальными площадями зон значительной деформации тропопаузы (4.8, 1.2 и 1% для поверхностей 1, 2 и 3.5 руи соответственно). Минимум БЬ в годовом ходе для 1 и 2 руи наблюдается в апреле-мае. Для поверхности 3.5 руи он сдвинут на июль-август.

Характер годового хода степени деформации тропопаузы имеет явную зависимость от широты, что связано с сезонной миграцией планетарных высотных фронтальных зон.

При предложенном способе расчета наклона тропопаузы очевидно, что на результаты будет оказывать влияние горизонтальное разрешение используемых данных. Чтобы оценить значение такого влияния, в п. 1.2.6 были проведены расчеты по материалам объективных анализов с различным горизонтальным разрешением, архивируемых в базах данных Гидрометцентра России. Это анализ ШСМО (шаг сетки 2.5x2.5°), анализ 1ЧСЕР (шаг 1x1°) и оперативный объективный анализ (ООА) Гидрометцентра России (шаг 1.25x1.25°). Для любого сезона процент узлов с незначительными наклонами убывает по мере возрастания горизонтального разрешения данных, а со значительными - возрастает. Минимальные площади сильно деформированной тропопаузы наблюдаются весной, максимальные - в зимний период. Эта разница особенно заметна в анализе 1ЖМО (почти в 7 раз).

В каждый сезон средние значения наклонов тропопаузы в широтной полосе 30-70° с.ш. максимальны для анализа >ГСЕР и минимальны для анализа ТЖМО. Однако это справедливо не для всех изэртелических поверхностей. Летом и осенью эта закономерность действует для изэртелических поверхностей не ниже 2 руи, зимой и весной - не ниже 3 руи. Для всех выборок максимальные значения наклонов тропопаузы наблюдаются зимой, минимальные - в весенний период.

Сопоставление модельных расчетов со снимками в полосе поглощения водяного пара (Ме1еоза1-9, 5-й канал), отражающими распределение влажности в верхней половине тропосферы, позволило подтвердить, что значительные наклоны действительно наблюдаются в зонах резких контрастов влагосодержания (при вторжении сухого субстратосферного воздуха), независимо от широты при расчете на материале с любым разрешением, что свидетельствует о надежности предложенного подхода.

Глава 2. Участие тропопаузы в процессах стратосферно-тропосферного обмена (СТО)

В п.2.1 представлена основная концепция СТО, кратко дан обзор его количественных оценок и временных масштабов (п. 2.1.1). В п. 2.1.2 охарактеризовано понятие «верхняя тропосфера - самая нижняя стратосфера» (ВТНС). ВТНС является ключевым слоем для химических реакций и радиационных процессов в атмосфере и часто используется вместо понятия «тропопауза» при изучении случаев неглубокого СТО.

В п. 2.2 описана структура внетропического СТО. Показано, что вне тропиков перенос воздуха преимущественно направлен из стратосферы в тропосферу и осуществляется главным образом в складках тропопаузы и циклонах отсечения (п. 2.2.1). П. 2.2.2 содержит описание особенностей глубоких стратосферных вторжений и их климатологии по результатам Sprenger (2007), Martius et al (2008), основанным на данных европейского реанализа.

В п. 2.3 дано описание стратосферных вторжений в поле радиоактивности. В результате воздействия космических лучей на частицы воздуха в стратосфере образуется целый ряд бета- и гамма-активных изотопов. Некоторые из них, такие как Ве-7, практически не имеют других источников генерации. Поэтому изотоп Ве-7, имеющий небольшой период полураспада (53 дня), используется как индикатор стратосферного воздуха, в котором он обнаруживается. В России сеть радиационного мониторинга Росгидромета в режиме оперативного функционирования отслеживает колебания суммарной бета-активности воздуха, а также концентраций отдельных радионуклидов, в перечень которых входит Ве-7.

В п. 2.3.1 изучаются случаи глубоких стратосферных вторжений по данным радиометрической сети Росгидромета за период 1995-1999 гг. Для этого применяется метод диагностического исследования по реальным и модельным данным. Основными диагностиками являются следующие:

- фронтальный параметр (Шакина и др., 1998) как мера бароклинности нижней половины тропосферы и кривизны поля приземного давления,

- струйные течения, CT, полученные на основании расчетов полей максимального ветра, как характеристика бароклинности верхней тропосферы (Иванова, 1989),

- топография нижней динамической тропопаузы, аппроксимируемой поверхностью 1 pvu (Шакина, Борисова, 1992),

- характеристики зон активной конвекции, такие как уровень нейтральной плавучести, обозначающий верхнюю границу конвективных облаков (Скриптунова, Шакина, 1991), а также толщина слоя зарождения нисходящего потока (Гораль, 1973; Федченко и др., 1991),

- разрезы поля ПВ и эквивалентно-потенциальной температуры для оценки слоев потенциальной устойчивости в атмосфере.

Анализ полученных результатов, проведенный в п.2.3.2, позволил выделить 4 типа процессов попадания стратосферного воздуха в приземный

слой, три из которых связаны с затоком холодного воздуха в тылу фронтальной зоны по термически прямой циркуляции в глубоком слое. Типичной ситуацией для всех приведенных эпизодов (как правило, имевших место в холодный период) является наличие глубокого минимума высоты поверхности тропопаузы, имеющего вид широкого стримера, вытянутого вдоль атмосферного фронта, либо локализованной воронки, также обычно связанной с фронтом (рис.2). Чаще всего опускание тропопаузы имеет место за холодным фронтом, но иногда оно может быть довольно значительным и перед теплым фронтом. При этом нижняя динамическая тропопауза, аппроксимируемая поверхностью 1 руи, обязательно обнаруживает значительные наклоны БЬ по отношению к поверхности земли (часто такие наклоны характерны и для более высоких изэртелических поверхностей 2 и 3 руи). Во всех случаях наблюдается глубокое проникновение к югу холодной воздушной массы и формирование глубокой высотной ложбины с замкнутым центром барической

Рис.2. Эпизод повышения суммарной бета-активности в 20 раз в сравнении с фоновыми значениями в Курске 25 января 1997 г. в 00 ч ВСВ (долгота на разрезе и положение на карте обозначены крестиком): а) разрез поля потенциального вихря через 50° с.ш (изолинии в руи); б) атмосферное давление на поверхности 1 руи; в) карта максимального ветра (изотахи в м/с) с указанием осей струйных течений; г) карта приземных атмосферных фронтов (заливка внутри изолинии фронтального параметра 20) и поле приземного давления.

циркуляции. При этом струйное течение, очерчивая высотную ложбину и центр холода, описывает петлю. Интенсивность таких стратосферных вторжений достаточна для появления всплеска радиоактивности в приземном воздухе.

Четвертый тип отличается тем, что непосредственным механизмом переноса стратосферного воздуха в нижнюю тропосферу является глубокая конвекция, развивающаяся на атмосферных фронтах и создающая интенсивные нисходящие струи. Расчеты показали, что слой зарождения нисходящего потока в мощных кучево-дождевых облаках, пробивающих тропопаузу, может распространяться по вертикали на 4 и даже на 6 км, что приводит к вертикальному переносу трассеров стратосферного воздуха в тропосферу в отсутствие деформации тропопаузы.

П.2.4 посвящен исследованию стратосферных вторжений в поле приземных концентраций озона. В отличие от Ве-7 озон может генерироваться наземными и антропогенными источниками. Вклад стратосферного озона в приземном воздухе очень невелик (по оценкам Fusco & Logan (2003), только 10% приземного озона имеет стратосферное происхождение зимой и весной и еще меньше летом). Несмотря на различие источников, формирующих приземный озон, по мнению Bethan et al (1996) существуют две причины предпочтения озона перед другими трассерными примесями: во-первых, доступность данных озонового зондирования, где озон и температура измеряются одновременно с высоким вертикальным разрешением и, во-вторых, сильная корреляция, которая существует между озоном и ПВ в нижней стратосфере (Веектап, 1994).

Увеличение концентрации озона, связанное с прохождением складок тропопаузы, проявляется много лучше на высокогорных станциях, чем на равнинных (Schuepbach, 1999). В п.2.4.1 анализируются измерения приземных концентраций озона (ПКО) и данные о погоде на Кисловодской высокогорной научной станции (КВНС) ИФА РАН для исследования двух случаев стратосферных вторжений в ноябре 2001 г. Помимо расчетов полей атмосферных фронтов, топографии тропопаузы, струйных течений по данным объективного анализа Гидрометцентра России, для этого периода также анализировались снимки METEOSAT-5 над европейской Россией и изэнтропические траектории для оценки движения частиц воздуха, построенные при использовании интерактивных средств Лаборатории атмосферных исследований NOAA.

Для установления причин резких изменений концентраций озона 12-13 и 16-17 ноября 2001 г. (рис.3) были подробно изучены синоптические и циркуляционные условия в эти периоды. Условия эти имеют как общие черты, так и некоторые различия.

Оказалось, что для КВНС, расположенной на высоте 2070 м над уровнем моря, стратосферные вторжения в озонометрических данных проявляются в виде характерной сигнатуры «падение-всплеск» при прохождении узких холодных фронтов и одновременном изменении относительной влажности от высокой (100%) к низкой (50%). Ни суточный ход, ни фотохимическая генерация не могут быть причиной этих специфических изменений озона и

относительной влажности. Они обусловлены нисходящими движениями, переносящими субстратосферный или подвергшийся влиянию стратосферы воздух из области опускания тропопаузы.

...... 1 - \ т

г- --.......... =

Рис. 3. Характерное проявление сигнатуры «падение-всплеск» в приземных концентрациях озона при прохождении холодных фронтов над КВНС в период 11-17 ноября 2001 г.

Складки тропопаузы, развивающиеся на циклонической стороне тропосферных струйных течений, в бароклинных зонах интенсивных вторжений холодного воздуха в изучаемых случаях оказались не слишком глубокими: поверхность ПВ=1 pvu - т.е. нижняя динамическая тропопауза - не достигает уровня 850 гПа. Только для этой поверхности углы наклона превышают 1 градус.

Анализ изэнтропических траекторий показал, что характерное увеличение озона в постфронтальном воздухе было связано со «старыми» стратосферными вторжениями, когда воздух после опускания с уровней 8-10 км последние 2-3 дня перед приходом на КВНС перемещался в тропосфере.

Форма стримеров, обрисовывающих холодные вторжения и лежащих позади фронтов, высокочувствительна к гидродинамической неустойчивости бароклинных фронтальных зон. В тыловой части волны может развиваться глубокая воронка тропопаузы как результат сильного опускания. В передней части волны картина обратная: эффект зарождающейся теплой несущей полосы приводит к ослаблению нисходящих движений и к диффузии стримера. Зарождение и начальный рост неустойчивых волн малозаметны в поле приземного давления и в то же время исключительно хорошо выражены на спутниковых снимках и картах нижней динамической тропопаузы.

В п. 2.4.2 исследован возможный вклад интрузий стратосферного воздуха в изменчивость приземного озона на Кольском полуострове. Материалом для исследования послужили данные ежечасных измерений ПКО на станции Ловозеро ИФА РАН (68° с.ш., 35° в.д.). Для станции, расположенной на равнинной части Кольского полуострова, сильная циклоническая активность и высокая повторяемость фронтальных процессов может оказывать влияние на изменчивость значений ПКО, приводя к их увеличению в опускающемся с больших высот постфронтальном воздухе. Однако это происходит менее чем в

20% случаев, отчасти из-за преимущественно неглубокой деформации тропопаузы в области ВФЗ. Кроме того, даже при наличии явного опускания стратосферного воздуха в складке тропопаузы над станцией нивелирование сигнатуры «падение-всплеск» может происходить из-за стока озона, очевидно, вызванного наличием высокой влажности в течение всего года. Однако зафиксированы случаи, когда воздух, обогащенный озоном, при значительной деформации тропопаузы переносится из складок, расположенных за сотни километров от станции, в процессе горизонтальной адвекции и влияет на сигнатуру ПКО, искажая суточный ход или накладываясь на него.

П. 2.4.3 посвящен анализу стратосферных вторжений, обнаруженных в сериях ПКО, регистрируемых при движении поезда-лаборатории по Азиатской части России в ходе экспериментов TROICA(2-4). Здесь также отмечены случаи как значительной деформации тропопаузы (максимальные углы наклона поверхности 1 pvu достигали 7°), так и существенного влияния летней глубокой конвекции, пробивающей тропопаузу. В последнем случае в приземном слое регистрировалось наличие стратосферного воздуха в виде всплесков ПКО, обусловленных переносом озона нисходящими конвективными потоками.

Глава 3. Тропопауза и общее содержание озона

В разделе 3.1 приведены основные сведения о связи характеристик тропопаузы и общего содержания озона. Как известно, в стратосфере содержится 90% всего атмосферного озона, и вертикальный градиент концентрации озона на тропопаузе очень велик. Тесная зависимость между высотой тропопаузы и общим содержанием озона (ОСО) была обнаружена довольно давно - уже в 50-х годах прошлого века при проведении регулярных наблюдений геофизическими обсерваториями (Маховер,1983; Перов и Хргиан, 1980; Хргиан, 1989). Коэффициенты корреляции количества озона и высоты тропопаузы всегда оказывались отрицательными, то есть при понижении тропопаузы, как правило, наблюдалось увеличение ОСО. Было обнаружено хорошее согласие квазидвухлетнего цикла изменения высоты тропопаузы с колебаниями ОСО (Salby & Callaghan,2002;, Smith & Matthes,2008; Ribera et al, 2008): максимуму высоты тропопаузы в годовом ходе соответствовал минимум ОСО. Глобальный анализ высоты тропопаузы, выполненный по 5-градусным квадратам географической сетки и сопоставленный с данными измерений ОСО со спутника NIMBUS-5 за период 1979-1984 гг., показал высокую корреляцию на синоптических и сезонных масштабах (более 0.6) в обоих полушариях (Schubert & Munteanu, 1988). Установлено, что изменчивость ОСО определяется в основном динамическими процессами, ответственными, в том числе, и за высоту тропопаузы (Груздев и Мохов, 2006).

Представляющие существенный интерес кратковременные колебания ОСО отмечаются как по стационарным, так и по спутниковым наблюдениям, подтверждая, что высокочастотная изменчивость ПВ и озона очень хорошо коррелируют вблизи тропопаузы. Так как основной вклад в ОСО определяется

нижней половиной стратосферы, процессы, которые содействуют понижению тропопаузы, стремятся заместить бедный озоном тропосферный воздух богатым озоном стратосферным воздухом, т.е. приводят к увеличению ОСО.

В п.3.2 изучается динамика тропопаузы в случаях резких изменений ОСО (> 100 е.Д. в сутки) в некоторых районах Северного полушария. Исходным материалом послужили данные прибора OMI со спутника Aura, производящего измерения ОСО в каждом квадрате географической сетки с шагом 1 градус по широте и долготе в момент времени, приблизительно соответствующий местному полудню. В отличие от предыдущих исследований, в настоящей работе было проведено пространственно-временное согласование информации о тропопаузе и озоне - сравниваемые величины должны были относиться к одним и тем же квадратам сетки в один и тот же момент времени. Поскольку получение данных о тропопаузе в местный полдень на каждой долготе не представляется возможным, для исследования были выбраны четыре меридиана в полосе 30-70° с.ш., на которых местный полдень (момент измерения ОСО со спутника) совпадает со сроком объективного анализа NCEP (по которому производится расчет тропопаузы). Это 0° , 90° в.д., 180° и 90° з.д., где местный полдень имеет место в 12 ВСВ, 06 ВСВ, 0 ВСВ и 18 ВСВ соответственно. Данные анализа NCEP имеют то же горизонтальное разрешение, что и спутниковые измерения.

Поскольку измерения ОСО производятся не точно в полдень, а в близкое к нему время, правомерным было расширить область «синхронных» значений, добавив по одному меридиану с шагом 1 градус западнее и восточнее от указанных выше. Таким образом, итоговая выборка для ОСО составила 41 значение вдоль 12 меридианов за каждый из 365 дней 2009 г. Поля тропопаузы, аппроксимируемой изэртелической поверхностью 3.5 pvu, рассчитывались по данным анализа NCEP о температуре, геопотенциале и ветре (всего 179580 одноградусных квадратов сетки).

По данным ежесуточных измерений ОСО за 2009 год был отмечен 3951 квадрат (0.02% общей выборки), где наблюдалось резкое увеличение ОСО в течение суток, и 5161 квадрат (0.05% выборки) с резким уменьшением. Чаще всего такие изменения имели место в зимний период с максимумом в феврале, а с июля по сентябрь они практически отсутствовали (табл.1).

Таблица 1

Количество квадратов 1x1°, в которых было зафиксировано изменение ОСО более чем на 100 е.Д. в течение суток (+ означает увеличение ОСО, -уменьшение), и экстремальные значения таких изменений в полосе 30-70° с.ш.

в 2009 г.

Месяц I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII

+ 830 1409 644 556 147 3 0 0 0 0 59 276

- 1024 2159 1020 658 13 11 0 1 0 7 66 202

Min А -194 -171 -158 -157 -114 -140 - -102 - - -114 -132

Мах А 159 188 136 150 122 146 - - - 104 129 228

Максимальное увеличение общего содержания озона в течение суток (+228 е.Д.) было зафиксировано 23-24 декабря вблизи 60° с.ш., 151°з.д. (южное побережье Аляски). Максимальное падение ОСО (-194 е.Д.) наблюдалось 23-24 января в северной Атлантике, к западу от южной оконечности Гренландии (59 с.ш., 33° з.д.). Для каждого случая с |А0со| > Ю0 е.Д. производилось сравнение начального и конечного значения ОСО со средней величиной по широте для данных суток (осреднение по 360 точкам). Например, для апреля в ситуациях Досо< - 100 е.Д. ОСО в начальный момент, как правило, превышало среднее значение на 20-25%, а через сутки оказывалось ниже на 10-12%. В декабре максимальные повышения ОСО, превышающие 200 е.Д., соответствовали ликвидации существующего ранее дефицита ОСО в 60 % и более от среднего значения по широте.

Предварительная оценка корреляции ОСО с высотой тропопаузы в зависимости от широты показала, что для поверхности 3.5 pvu (аналога термической тропопаузы) коэффициенты корреляции оказываются практически везде несколько выше, чем для поверхности 2 pvu (аналога озонопаузы). Корреляция достигает максимума в широтной полосе 45-50° с.ш. Эти расчеты согласуются с выводами Stohl et al (2003). Для оценки времени отклика ОСО на динамические процессы, управляющие высотой тропопаузы в момент времени t=0, были посчитаны коэффициенты корреляции для разных А, где А -временной сдвиг между измерениями ОСО и тропопаузы (от -24 до + 24 ч через 6 ч)

где У - общее содержание озона, X - высота тропопаузы. Оказалось, что для всех широт и в целом для широтной полосы 30-70° корреляция между ОСО и высотой тропопаузы максимальна при А=0, т.е. время отклика ОСО на изменение высоты тропопаузы стремится к 0 или, по крайней мере, меньше 6 ч (рис.4).

Всего за 2009 год для составленной выборки синхронных значений ОСО и характеристик тропопаузы наблюдались резкие изменения ОСО в сторону увеличения в 81 случае и в сторону уменьшения - в 145 случаях (под случаем понимается результат измерений в одноградусном квадрате). Экстремальные изменения высоты тропопаузы в течение суток составили при этом -8.9 и 7.2 км.

Анализ случаев резких междусуточных изменений ОСО и наблюдаемых при этом изменений высоты тропопаузы в зависимости от широты был проведен (ввиду небольшого размера выборки) с использованием осреднения данных по 5-градусным широтным полосам. Оказалось, что для данной выборки в 2009 г. отсутствовали случаи резкого уменьшения ОСО южнее 35 и севернее 65° с.ш., в то время как резкое увеличение озона наблюдалось во всем

г =

(4)

-24 -18 -12 -6 оДчасб 12 18 24

-0,65 -0,6 - -0,55 -0.5 -0,45

Рис. 4. Коэффициенты корреляции г между ОСО и высотой динамической тропопаузы (3.5 руи), наблюдавшейся за А часов от срока измерения ОСО для 45-50° с.ш.

изучаемом широтном диапазоне. 77% случаев резкого сокращения ОСО приходится на 50-65° с.ш. Между тем, 55% случаев с А03 > 100 е.Д. имеют место между 45° и 60° с.ш. Это соответствует диапазону миграции струйного течения умеренных широт (Зверев, 1977), на холодной стороне которого происходит опускание тропопаузы.

По данным 2009 г. было выявлено и проанализировано 13 эпизодов повышения ОСО более чем 100 е.Д. за сутки и 17 эпизодов, в которых наблюдалось столь же резкое уменьшение ОСО.

Изучение конкретного случая в период с 20 по 21 января 2009 г. (сроки 12 ч ВСВ) вблизи Гринвичского меридиана между 32 и 38° с.ш. показало увеличение ОСО в диапазоне от 103 до 122 е.Д. При этом опускание тропопаузы составило от 1.9 до 8.9 км. В начале рассматриваемого эпизода ОСО на широтах 32-37° с.ш. было близко к среднему по широте значению. Через сутки превышение этого среднего значения составило 34-45%.

Анализ карт высоты тропопаузы, аппроксимируемой поверхностью 3.5 руи, обнаружил ее сложную топографию в данном регионе с зонами глубокой деформации, характеризуемыми значительными наклонами. Резкое увеличение ОСО в течение суток было связано с адвекцией низкой тропопаузы из высоких широт и вторжением богатого озоном стратосферного воздуха на высоты порядка 6 км. На рис. 5а показана динамика высоты тропопаузы в течение суток на 32 и 37° с.ш. Если в последнем случае тропопауза характеризуется практически монотонным опусканием, то для 32° с.ш., несмотря на общую тенденцию к опусканию, обнаруживаются резкие изменения высоты тропопаузы, связанные с миграцией зон ее значительных наклонов. По существу, здесь основное опускание тропопаузы (на 7 км) произошло в последние 6 часов - с 13.8 до 6.8 км. Однако и этого периода оказалось достаточно для того, чтобы суточный прирост ОСО превысил 100 е.Д.

Дата, срок Дата, срок

Рис. 5. Изменение высоты тропопаузы при резких суточных изменениях ОСО: а) в период с 20.01 12 ВСВ по 21.01 12 ВСВ на 32° с.ш., 0° д. (А0со=Ю5 е.Д.) и на 37° с.ш., 0° д. (ЛОСо=102 е.Д.) б) в период с 07.03 18 ВСВ по 08.03 18 ВСВ на 53° с.ш., 90° з.д. (ДОСо=-130 е.Д.) и на 58° с.ш., 90° з.д. (ЛОсо=-106 е.Д.)

Из 17 эпизодов резкого уменьшения ОСО для подробного анализа был выбран случай 7-8 марта 2009 г., когда в течение суток происходило значительное уменьшение ОСО в широтном диапазоне 53-58° с.ш. вблизи 90 з.д. (над североамериканским континентом). Максимальное падение ОСО для этого эпизода составило 137 е.Д. Значения ОСО понижались с 430-460 е.Д. до 300-350 е.Д, что соответствовало изменениям в течение суток более чем на 30%. Причем, если в начале эпизода наблюдалось превышение ОСО в сравнении со среднеширотным значением примерно на 9-17%, то через сутки образовался дефицит в размере 12-20%.

Оказалось, что и в данном случае изменение высоты тропопаузы не везде происходило монотонно. На 53°, как и на 58° с.ш., тропопауза поднялась с 7.7 км до 10.1 и 10.2 км соответственно. Это согласуется с положением ее в начале эпизода на 10-15% ниже среднеширотного, а в конце - на 10-12% выше. Между тем в течение суток в более южной точке тропопауза испытывала подъем только в течение первых 18 часов, за которым последовало падение, в то время как для северной происходило постепенное увеличение высоты тропопаузы в течение суток (рис.5б). Амплитуда изменений высоты тропопаузы для первой и второй точек отличаются почти вдвое (5.2 и 2.5 км соответственно).

Анализ топографии тропопаузы показал, что в начале эпизода на 90 з.д. 07.03.09 в 18 ВСВ между 50 и 60 с.ш. наблюдалась адвекция низкой тропопаузы из полярных широт, чем было обусловлено повышенное содержание ОСО в сравнении со среднеширотными значениями. В то же время ложбине тропопаузы, продвинувшейся далеко на юго-запад, соответствует гребень на западе, где высота тропопаузы превышает 11.5 км, с довольно крутыми склонами. В результате адвекции высокой тропопаузы на северо-восток в течение суток этот гребень разрушается, оставив на этой долготе «остров» относительно высоких значений как раз между 53 и 58° с.ш. Севернее 58 с.ш., где резкие изменения ОСО не были отмечены, обнаруживается зона значительных наклонов тропопаузы.

Следует отметить, что случаи резких междусуточных колебаний ОСО как в ту, так и в другую сторону, часто связаны с развитием одного процесса. Так, эпизоды, относящиеся к одному и тому же периоду времени, можно обнаружить среди случаев как резкого увеличения, так и резкого уменьшения ОСО.

Таким образом, анализ эпизодов резких колебаний ОСО показал, что они связаны с изменением высоты тропопаузы вследствие адвекции последней в системах волновых движений высотной фронтальной зоны, а также с эволюцией объектов синоптического масштаба в умеренных широтах. Эти процессы сопровождаются сильной деформацией тропопаузы (наклонами, превышающими 1 градус). Резкое увеличение (уменьшение) ОСО в течение суток может наблюдаться на фоне немонотонного изменения высоты тропопаузы при общей ее тенденции к понижению (повышению).

Глава 4. Тропопауза в полярных широтах

В п.4.1 излагается постановка задачи и описываются используемые данные. В последнее время, в связи с проблемой глобального потепления климата, поднимается вопрос об изменении положения тропопаузы. Существует мнение, что самым явным индикатором таких изменений должны стать полярные зоны (Bracegirdle et al, 2008; Lu et al, 2008). В то же время Seidel & Randal (2006) утверждают, что внетропическая тропопауза гораздо более чувствительна к изменениям температуры стратосферы, чем тропическая, а тренды тропопаузы обнаруживают более высокую корреляцию с температурой стратосферы, нежели с температурой тропосферы.

При изучении тропопаузы в полярных широтах возникает большая проблема неопределенности из-за изрядной «слоистости» тропосферы, вызванной наличием большого количества инверсий. Это позволяет идентифицировать две или даже три тропопаузы, соответствующие определению (WMO, 1957), в полярных широтах. Тем не менее, применять в этих широтах «динамический» вариант тропопаузы при приближении к полюсу проблематично (из-за расчета горизонтальных производных в выражении для относительной завихренности по данным реанализа с шагом 2.5°). Кроме того, как показали расчеты давления на уровне динамической тропопаузы, полученные результаты сильно зависят от используемых данных в полярной области (напр., реанализа NCEP/NCAR и объективного анализа Гидрометцентра России). Поэтому было решено провести исследование на базе радиозондовой информации, поступающей со всех аэрологических станций, расположенных севернее 60° с.ш., для определения самой нижней термической тропопаузы в полярной зоне Северного полушария за период с 1 января 1990 г. по 31 декабря 2007 г. Таких станций оказалось всего 58, причем 33 из них находятся за полярным кругом.

Качество аэрологического материала для этих станций существенно различалось. Прежде чем приступить к обработке обширного и неоднородного материала, было решено отработать методику исследований на качественных

данных. Поэтому на первом этапе были проанализированы материалы радиозондирования станции Барроу, расположенной на северном побережье Аляски (71.30° с.ш., 156.78° з.д.) и работающей по программе высокоширотной обсерватории Глобальной службы атмосферы. Особой задачей, решенной попутно, явилось формирование 18-летних рядов сообщений из «сырых» аэрологических сводок и разработка процедуры контроля качества информации.

Результаты исследований для станции Барроу представлены в п.4.2. За период 1990-2007 гг. ни для высоты, ни для температуры тропопаузы на станции не было обнаружено значимых трендов. Однако устойчивое изменение за 18-летний период было установлено для величины контрастности тропопаузы, рассчитываемой по формуле

Т _ Т Т -Т

о _ 1 TP+&Z 1 TP 1ТР 1 TP-kZ STP~ £ £ ' <5)

где Ттр - температура на уровне тропопаузы, Ttp+jz и ТТР.Л2 - температура на границе слоя AZ (в данном случае равного 1 км), расположенного над и под тропопаузой соответственно.

Контрастность тропопаузы (предложенный автором перевод английского понятия «sharpness of the tropopause») демонстрирует способность последней выполнять разделительную функцию между тропосферой и стратосферой. Чем меньше вертикальные градиенты в слое над и под тропопаузой, тем более размыта граница между тропосферой и стратосферой, чем больше - тем эта граница отчетливей и тем более затруднен обмен через нее.

На станции Барроу в период 1990-2007 г. был обнаружен положительный тренд контрастности тропопаузы, обусловленный увеличением в это время вертикального градиента температуры в нижнем километровом слое стратосферы.

Далее (п.4.3) исследование характеристик тропопаузы проводилось для всей Арктической области с учетом региональной классификации, предложенной в работе Zangl & Hoinka (2001). Характеристики тропопаузы изучались отдельно для 4 секторов Арктики, условно названных атлантическим (45° з.д.-45° в.д.,18 станций), евразийским (45° в.д.-135° в.д., 15 станций), тихоокеанским (135° в.д.-135° з.д., 11 станций) и североамериканским (135° з.д.-45° з.д., 14 станций).

Производился анализ высоты тропопаузы, а также температуры, давления, скорости ветра и (для некоторых станций) влажности на уровне тропопаузы по всему спектру значений исследуемых характеристик. При этом влажность и скорость ветра на уровне тропопаузы в таком объеме анализировались впервые. Между тем, скорости ветра, близкие к скоростям СТ, дают указание на повторяемость зон высокой бароклинности в этих регионах, а наличие высокой влажности - на повторяемость глубокой конвекции. Анализ годового хода температуры и высоты тропопаузы показал хорошее согласие с

ранее полученными результатами и так же, как и в период 1979-1993 гг. (Zangl, Нотка, 2001), в 1990-2007 гг. не выявил тренда указанных величин.

Были обнаружены региональные особенности характеристик на уровне тропопаузы:

- в атлантическом регионе наблюдается в среднем самая высокая тропопауза в Арктике, которая чаще, чем в других районах, соседствует со струйными течениями; относительная влажность на уровне тропопаузы обнаружила здесь минимум в сравнении с другими секторами Арктики;

- для евразийского региона характерна в среднем довольно высокая и самая холодная тропопауза в Арктике;

- особенностью тихоокеанского региона является максимальная относительная влажность на уровне тропопаузы и минимальная повторяемость струйных течений в этой области;

- в североамериканском регионе наблюдается самая низкая и самая теплая тропопауза в Арктике.

Параллельное исследование за этот же период изменчивости среднегодовых значений давления на уровне динамической тропопаузы (аппроксимируемой поверхностью 4 руи) обнаружило на 60 и 70° с.ш. существенное различие в расчетах по данным объективного анализа Гидрометцентра России и реанализа 2 МСЕР/ЫСА11. Однако оба результата выявили «феномен 1998/99 гг.», связанный с резким увеличением ОСО в это время {ТИоигег е1 а1, 2006) и проявившийся в резком снижении тропопаузы, подтвержденном также данными радиозондирования на станциях во всех регионах Арктики.

За период 1990-2007 гг. не было обнаружено устойчивого изменения высоты или температуры тропопаузы как в среднем для регионов, так и для отдельных станций. Однако при исследовании временных рядов контрастности тропопаузы и ее компонентов (вертикальных градиентов температуры в слое над и под тропопаузой) практически для половины станций (27) было установлено наличие тренда хотя бы одной из трех указанных выше величин (рис.6).

Все эти тренды оказались положительными, указывающими на увеличение модуля значений градиентов температуры в слое вокруг тропопаузы за период 1990-2007 гг. Тренд самой контрастности тропопаузы проявлялся только в случае наличия тренда одной из ее составляющих. Этот вывод свидетельствует о том, что климатические изменения в данный период проявляются не в изменении высоты тропопаузы, а в формировании более резкой, контрастной границы между тропосферой и стратосферой. Такая тенденция выражена везде, за исключением североамериканского сектора Арктики с самой низкой тропопаузой. В наибольшей степени увеличение контрастности тропопаузы прослеживается над территорией Евразии - как за счет уменьшения устойчивости в верхней тропосфере, так и из-за увеличения устойчивости нижней стратосферы. Над Атлантикой это происходит главным образом за счет тропосферного компонента контрастности, обусловленного, очевидно, распространением по вертикали сигнала глобального потепления,

максимального в приземном слое (Sherwood et al, 2008). Над территорией Евразии заметное увеличение вертикального градиента температуры часто имело место в нижнем километровом слое стратосферы. Подтверждением этого является замеченная Звягинцевым и др. (2005) тенденция к увеличению парциального давления озона в нижней стратосфере, начиная с середины 1990-х годов. Этот процесс, приводящий к нагреванию воздуха в слое над тропопаузой, способствует увеличению ее контрастности и ослаблению обмена через тропопаузу.

Рис.6. Станции, по данным которых в период 1990-2007 г. был обнаружен тренд следующих величин: вертикального градиента температуры под тропопаузой (черный круг), вертикального градиента температуры над тропопаузой (белый круг), контрастности тропопаузы (К).

Глава 5. Энергообмен мемаду движениями различных масштабов в слое тропопаузы

В п.5.1 представлен обзор исследований энергетического обмена между тропосферой и стратосферой. Такие исследования, как правило, производятся на основании изучения взаимодействия атмосферных движений различных масштабов, представляемых в виде волн. Несмотря на известную теорему Чарни-Дразина о нераспространении волн синоптического масштаба из тропосферы в стратосферу, в стратосфере вплоть до уровня 50 гПа

обнаруживаются черты циркуляции синоптического масштаба (Canziani & Legnani, 2003). Синоптические возмущения в тропосфере могут оказывать существенное влияние на динамику и химию стратосферы (Hitchman, 1999; Canziani et al, 2002.) Особенно характерны в этом отношении случаи тропосферного блокирования, возмущающие стратосферную циркуляцию. В то же время, как было доказано Colucci (2010), стратосферное влияние на формирование блокирующих образований оказалось большим, чем это считалось ранее, и противоположным тропосферному. В настоящее время появление блокинга связывается с динамикой волн типа Россби и рассматривается как результат их нелинейной неустойчивости и опрокидывания, которое иногда заменяется понятием «обрушение». Этот сугубо нелинейный процесс сопровождается и поддерживается обменом энергией как с крупномасштабными движениями, так и с вихрями синоптических масштабов - циклонами и антициклонами.

В п. 5.2 описана типизация процессов обрушения волн Россби на тропопаузе для Северного полушария (Gabriel & Peters, 2008). По отношению к сдвигу основного потока это циклонические типы Р1 и LC2 и антициклонические Р2 и LC1. Теоретически обосновано, что классические блокирующие антициклоны возникают при типе Р2 в результате широкой экструзии тропосферного воздуха по направлению к полюсу и заворачивания ее по часовой стрелке. Произведен обзор различных критериев блокирования, связанных как с идентификацией обрушения волн Россби на 500 гПа (Tibaldi & Molteni, 1990) и на тропопаузе (Pelly & Hoskins, 2003), так и с определением устойчивого антициклонического образования на поверхности 500 гПа (Груза и Коровкина, 1991).

В п. 53 анализируется летний процесс блокирования 2010 г. (продолжительностью около 55 дней - с последней декады июня до середины августа) в сравнении с другими случаями блокирующих антициклонов над ЕТР. Эпизод блокирования над ЕТР в 2002 г. был зафиксирован в июле, в 2007 г. - в августе. Периоды, выбранные для исследования: с 1 мая по 31 августа 2002 и 2010 гг. и с 1 июня по 30 сентября 2007 г. Для каждого из 246 (244) сроков данного периода для области ЕТР были рассчитаны значения различных критериев блокирования, а также произведен анализ поля геопотенциала на 500 гПа и потенциальной температуры на динамической тропопаузе, аппроксимируемой изэртелической поверхностью 2 pvu.

Было установлено, что блокирующий антициклон лета 2010 г. проявлялся как процесс обрушения волн Россби (ОВР), не характерный для образования блокинга. Оказалось, что ОВР на тропопаузе проходило не по антициклоническому типу, а по циклоническому. Процесс оказался настолько устойчивым, что проявился даже при осреднении за месяц. На рис.7 форма референсной изэнтропы 336 К над ЕТР оказалась ближе всего к циклоническому типу Pl.

В отличие от эпизода 2010 г., для других эпизодов наличие блокирующего антициклонического гребня и сигнатура обрушения волн Россби при осреднении за месяц прослеживалась только в средней тропосфере (500

Рис.7. Осредиенное за июль 2010 г. распределение потенциальной температуры и скорости ветра на динамической тропопаузе, аппроксимируемой поверхностью 2 р\щ. Жирная линия - изэнтропа 336 К, пунктир - изотахи в м/с.

гПа). На уровне тропопаузы в 2002 и 2007 г. над ЕТР наблюдался лишь слабовозмущенный западный перенос.

Изэнтропический анализ для июля 2010 г., выполненный на поверхностях от 320 до 450 К, позволил проследить эволюцию поля потенциального вихря над ЕТР в толще атмосферы. Было установлено существование в нижней стратосфере гребня высоких значений в поле ПВ, который на поверхности 400 К трансформировался в изолированное ядро, совпадающее с областью дефицита общего содержания озона. Хорошо выраженная на поверхностях 380400 К волновая структура стратосферных движений с чередованием максимумов и минимумов ПВ исчезает на поверхности 450 К.

Для каждой широты в диапазоне 50-60° с.ш. был проведен пространственно-временной анализ критериев блокирования Тибальди-Мольтени и Пелли-Хоскинса. Оказалось, что для всех эпизодов процесс обрушения волн Россби не является непрерывным в период существования блокинга. Чаще, чем на тропопаузе, процесс ОВР наблюдается в средней тропосфере - на уровне 500 гПа. Что касается тропопаузы, то здесь ОВР проявляется в виде амплитудных мерцаний (рис.8)

В случае наиболее интенсивного и продолжительного блокинга 2010 г. периоды обрушения волн Россби на тропопаузе проявлялись чаще, чем для других случаев блокирующих антициклонов. Кроме того, во всех случаях существовали более короткие эпизоды, удовлетворяющие критериям блокирования, в предыдущие месяцы. Наличие такого периода в мае 2010 г.

6055- мли ИЮНЬ 1 1 ИЮЛЬ ' £ Si АВГУСТ 11 | -

4540353025- 0 : =Щг : ;¡|. ff "Щ ESE _ JJ -

10 20 30 40 50 6С 70 80 90 100 110 12 130 140 150 160 170 180 190 200 210 220 230 240

Рис.8. Наличие блокинга по критерию Тибальди-Мольтени (точки) и критерию Пелли-Хоскинса (запивка) для случая летнего блокирующего процесса 2010 г. на 55° с.ш. По оси х отложены последовательно сроки наблюдений, по оси у -долготы, соответствующие территории европейской России

внесло дополнительный вклад в катастрофические последствия лета, усугубив почвенную засуху.

Были проведены оценки энергообмена между длинноволновой частью спектра атмосферных движений (волнами типа Россби) и коротковолновыми возмущениями путем расчета потока Элиассена-Пальма. Для разделения движений различных масштабов применялся фильтр Ланцоша (Duchon et al, 1980). Коротковолновые возмущения представляли часть спектра с зональными волновыми числами от 5 и выше. Оказалось, что энергообмен вблизи тропопаузы весьма отличается при наличии и в отсутствии блокирующего процесса (рис.9). В ситуациях блокирования в полосе 50-60° с.ш. вблизи

Рис.9. Дивергенция потока Элиассена-Пальма (10" м/с ) для эпизода 2010 г. до (слева), во время (в центре) и после (справа) блокирующего процесса. Светлые участки - отрицательные значения, темные - положительные. Вертикальная ось - давление, гПа, горизонтальная - широта, град. Среднее по широте положение тропопаузы обозначено точками.

тропопаузы происходит передача энергии от длинных волн коротким; в нижней половине тропосферы при этом энергообмен меняет направление. До становления блокинга и после его разрушения вблизи тропопаузы наблюдается обратная картина - здесь основной поток, представленный движениями с зональными волновыми числами 1-4, поглощает энергию коротковолновых возмущений. Это справедливо для всех рассмотренных эпизодов блокирования.

Что касается оценок энергообмена между высоко- и низкочастотными возмущениями в слое тропопаузы (разделение производилось на периоде 5 суток) через величину дивергенции квазивектора Е (Hoskins et al, 1983), здесь пока не удалось получить определенных достоверных результатов. Хотя можно отметить на поверхностях 250 и 200 гПа в основании блокирующего гребня наличие областей передачи энергии от вихрей синоптического масштаба (период 5 и менее суток) основному потоку.

Глава 6. Воспроизведение тропопаузы в численных моделях прогноза погоды и ее связь с осадками и струйными течениями

В п.6.1 обосновывается необходимость качественного краткосрочного прогноза характеристик тропопаузы для целей метеорологического обеспечения авиации. Информация о высоте и температуре тропопаузы является составной частью карт особых явлений на верхних и средних уровнях (SWH и SWM соответственно). Производится оценочный расчет времени нахождения воздушного судна в неблагоприятных условиях пересечения тропопаузы при ее значительной деформации. Если представить схематично область тропопаузы как слой конечной толщины, наклоненный под углом 1°, а толщину его принять, исходя из протяженности внетропического слоя переходной устойчивости (Bell & Geller, 2008), порядка 1 км, то окажется, что воздушному судну, пересекающему этот слой по горизонтали, необходимо преодолеть участок около 60 км. При характерной путевой скорости 900 км/ч это займет примерно 4 мин.

Современные требования к прогнозу характеристик тропопаузы, сформулированные в документах Международной организации гражданской авиации, ICAO, и действующие с июля 2007 г., составляют для высоты ±300 м в 80% точек и для температуры ±2°С в 90% точек. Существенное ужесточение требований (прежде они составляли ±600 м в 70% точек и ±3°С в 90% точек для высоты и температуры тропопаузы соответственно) обусловлено внедрением программы сокращения минимумов вертикального эшелонирования воздушных судов ICAO. Это привело к резкому снижению показателей качества прогнозов тропопаузы глобальными моделями.

В п.6.2 были обобщены результаты мониторинга качества прогноза характеристик тропопаузы, рассчитываемых по выходным данным глобальных прогностических моделей, среди которых две отечественные (спектральная T85L31 и полулагранжева модель с 28 уровнями и сеткой 0.9x0.72°) и две зарубежные (модель UKMO, на базе которой формируется авиационная прогностическая продукция Всемирного центра зональных прогнозов Лондон,

и американская модель Национального центра прогнозов окружающей среды ИСЕР). Характеристики успешности прогноза, рассчитанные в зависимости от сезона и для различных широтных поясов, позволили сделать вывод о неправомерности использования единого интегрального показателя для оценки качества прогнозов. Было установлено, что во всех моделях хуже всего положение тропопаузы прогнозируется в умеренных широтах, где максимальна повторяемость экстремальных значений высоты тропопаузы как за счет адвекции из соседних широтных поясов, так и при фронтогенетических процессах. Успешнее всего модели воспроизводят тропопаузу в высоких широтах. Отметим также, что экстремально низкая тропопауза прогнозируется хуже, чем экстремально высокая, а высота тропопаузы, с позиций требований 1САО, - хуже, чем температура.

Приведено доказательство преимущества используемой в оперативной практике Гидрометцентра России технологии прогноза динамической тропопаузы перед прогнозированием тропопаузы в рамках ее классического представления (ШЮ, 1957). Для этого сравнивалась успешность характеристик собственной термической тропопаузы, получаемой по данным о температуре на 70 модельных уровнях в модели 1ЖМО, и динамической, рассчитываемой по выходным данным той же модели на стандартных изобарических поверхностях (11 уровней с 1000 до 70 гПа). Количество точек, удовлетворяющее условию ±300 м, для динамической и термической тропопауз в модели ПКМО для внетропической области приведено в табл. 2.

Таблица 2

Процент узлов сетки модели 1ЖМО, в которых прогностические значения высоты динамической (Д) и термической (Т) тропопаузы с заблаговременностью 24 ч отличаются от фактических (рассчитанных по анализу) не более чем на 300 метров (2010 г.); средняя квадратическая ошибка о давления для случаев экстремальной высокой (р<150 гПа) и экстремально

Широтные зоны, 0 с.ш. о, гПа

30-90 30-60 60-90 <150 гПа > 400 гПа

т 1 Д Т д Т д Т Д Т д

Январь 73.6 78.5 70.1 74.8 77.1 82.2 29.6 14.1 114. 32.9

Апрель 75.8 77.6 70.3 73.0 81.2 82.2 18.6 10.7 112. 31.3

Июль 74.3 74.9 70.2 75.1 74.5 74.6 25.0 11.8 208. 34

Октябрь 72.8 75.1 65.0 73.5 80.5 81.9 14.6 9.9 60.8 33.2

Это же преимущество сохраняется и при прогнозе тропопаузы в областях значительных деформаций - на краях спектра значений (<150 гПа и > 400 гПа). Несмотря на сглаживание топографии для обеих версий тропопаузы (завышение низкой и занижение высокой тропопаузы), средние квадратические ошибки прогноза оказались в несколько раз ниже для динамической тропопаузы.

В п.6.3 описаны численные эксперименты по усовершенствованию воспроизведения топографии тропопаузы в глобальной полулагранжевой модели ПЛАВ (Толстых, 2010), основой которой является использование в качестве прогностических переменных пары «вертикальный компонент абсолютной завихренности - горизонтальная дивергенция». В настоящее время оперативный прогноз характеристик тропопаузы для карт SWH и SWM с заблаговременностями 24 и 30 ч выпускается в Гидрометцентре России на базе выходных данных этой модели. Недостаточная успешность такого прогноза привела к необходимости проведения целого ряда численных экспериментов для исследования влияния различных факторов на корректное воспроизведение топографии тропопаузы. Одним из ключевых моментов усовершенствования модели ПЛАВ с горизонтальным разрешением 0.9x0.72° явилось повышение вертикального разрешения с 28 до 50 уровней, при котором количество уровней в слое наиболее вероятного положения тропопаузы (400-150 гПа) повысилось вдвое (с 5 до 10). Серия экспериментов с 28- и 50-уровенными версиями (В28 и В50 соответственно) модели, содержащими исходные значения коэффициентов диффузии вихря и дивергенции и исходные значения вертикальных профилей горизонтальной диффузии, показала, однако, значительно худшую способность к воспроизведению участков сильной деформации тропопаузы в В50. Среднеквадратическая ошибка при оценке самых глубоких воронок тропопаузы (>400 гПа) в В50 оказалась почти вдвое выше, чем в В28.

Настройка коэффициентов диффузии для дивергенции и вихря позволила существенно снизить ошибки в областях сильной деформации тропопаузы, однако значительное уменьшение коэффициентов привело с нефизичному усилению модельного ветра в полярной зоне Южного полушария. В итоге в обеих версиях модели диффузия для вихря была уменьшена в 2 раза, для дивергенции уменьшение коэффициентов составило в В28 - 20%, в В50 -30%. Такая настройка параметров модели позволила добиться небольшого преимущества в прогнозе тропопаузы версией В50.

Некоторое повышение успешности прогноза высоты тропопаузы дал переход от расчета на изобарических поверхностях к расчету на модельных уровнях. На 2% увеличилось количество узлов, в которых высота была спрогнозирована с точностью до 300 м. Однако такое преимущество не позволило признать целесообразным включение процедуры расчета тропопаузы в динамический блок модели.

Использование в качестве исходных данных полей прогностической завихренности для расчета тропопаузы не доказало преимущества в прогнозе высоты тропопаузы по сравнению с использованием восстановленных полей составляющих скорости ветра.

Для выяснения причин недостаточно высокой оправдываемости прогноза высоты тропопаузы была произведена оценка качества прогноза составляющих потенциального вихря Эртеля. на основании которых рассчитывалась тропопауза: вертикального градиента потенциальной температуры и величины завихренности (2). Анализ полученных результатов, с точки зрения распределения ошибок прогноза по спектру значений анализируемых величин,

позволил выявить следующее. Оказалось, что модель весьма успешно воспроизводит вертикальную стратификацию потенциальной температуры. Максимальные ошибки, как правило, не превышают 10% от среднего значения. Для анализа другой составляющей потенциального вихря Эртеля выбирались значения только относительной завихренности, которая является прогностической переменной данной модели. Качество воспроизведения моделью этой характеристики на верхних уровнях оказалось не столь успешным. На всех модельных уровнях было заметно сглаживание величин: прогностические значения оказываются завышенными в отрицательной части спектра и заниженными в положительной. Среднеквадратическая ошибка в различных градациях спектра значений относительной завихренности в слое 400-100 гПа составляет 60-100% от средней величины. Таким образом, можно заключить, что ошибки в прогнозе высоты тропопаузы обусловлены недостаточно точным расчетом прогностических значений завихренности, а значит, горизонтальных градиентов составляющих скорости ветра.

Подтверждение зависимости качества расчета завихренности от горизонтального разрешения было найдено при оценке аналогичных прогнозов по модели ПЛАВ с разрешением 0.56x0.26°. Оказалось, что среднеквадратические ошибки прогноза значений завихренности в этом случае уменьшаются до 15-30% от среднего значения градации, что существенно лучше, чем для разрешения 0.9x0.72°.

Для изучения влияния начальных данных на качество прогноза высоты тропопаузы анализировались оценки, выполненные для Северного полушария и отдельно для областей с низкой тропопаузой по данным прогноза модели ПЛАВ на 24 часа, стартовавшей с объективного анализа Гидрометцентра России и анализа NCEP, интерполированного в сетку модели, ПЛАВ. Оказалось, что использование анализа NCEP, дает, хотя и незначительное, но все же устойчивое улучшение прогноза высоты тропопаузы.

Оценка способности модели ПЛАВ к воспроизведению топографии тропопаузы в зависимости от горизонтального и вертикального разрешения производилась на основании трех выборок данных за январь 2010 г. - В28, В50 и В50ч (в последней версии модели с 50 уровнями горизонтальное разрешение составляет 0.45x0.37°). Для всех выборок топография прогностической тропопаузы сглаживается в сравнении с диагностическими данными. Однако это сглаживание тем меньше, чем выше вертикальное и горизонтальное разрешение данных. При расчетах по В28 количество узлов со значительными наклонами (SL>1°) уменьшается в прогнозе в сравнении с анализом в 1.9 раза, для В50 и В50ч это уменьшение составило 1.6 и 1.3 раза. Таким образом, площадь зон сильной деформации тропопаузы, принимаемая в анализе за 100%, уменьшается в версиях В28, В50, В50ч до 53, 62 и 77% соответственно. Кроме того, не всегда корректно воспроизводится моделью положение таких зон сильной деформации. Оказалось, что из общего числа узлов с фактическими значительными наклонами правильно прогнозируются всего 17-23 % (для сравнения, одноградусный прогноз NCEP за этот же период верно воспроизводит 50.2% таких областей), а от 55 до 64 % таких случаев

интерпретируются как отсутствие деформации. Причем уменьшение шага сетки не всегда ведет к улучшению прогноза зон сильной деформации.

П.6.4 посвящен исследованию тропопаузы как динамического фактора генерации осадков. В п.6.4.1 изложены общие сведения о связи тропопаузы и осадков. Необходимым условием возникновения облаков и осадков являются восходящие движения в атмосфере. Они развиваются главным образом в результате процессов, разрушающих баланс термического ветра либо гидростатический баланс. Процессы фронтогенеза и фронтолиза обусловливают развитие поперечных к бароклинным зонам вертикальных циркуляций, проявлением которых являются процессы деформации тропопаузы - формирование ее складок и воронок на холодной стороне струйных течений и куполов высокой тропопаузы на теплой стороне. Таким образом, можно предположить, что интенсивность выпадения осадков должна быть статистически связана с диагностическими характеристиками вертикальных движений, какой является, среди прочих, высота тропопаузы. В п.6.4.2 оценена эффективность высоты тропопаузы как предиктора осадков (в предположении концепции идеального прогноза) в сравнении с другими возможными предикторами, такими как фронтальный параметр (Шакина и др., 1998) и верхняя граница конвективных облаков, аппроксимированная уровнем нейтральной плавучести (Скриптунова и Шакина, 1991). Для расчетов высоты тропопаузы использовались данные объективного анализа Гидрометцентра России на Европейской части бывшего СССР за период с 1 декабря 1999 г. по 30 ноября 2006 г. Рассчитанные данные сопоставлялись с полусуточными суммами осадков на той же территории.

Оказалось, что критерий Пирси, выбранный в качестве оценки успешности, для высоты тропопаузы как единственного предиктора незначим во все сезоны и для всех градаций осадков. Однако при оценке прогностической значимости парных сочетаний - высоты тропопаузы (ТЯ) вместе с фронтальным параметром Б или уровнем нейтральной плавучести 12<ГВ - результаты оказались более обнадеживающими. Было установлено, что в некоторых случаях парное сочетание Е, П1 сравнимо по своей успешности с наилучшим парным сочетанием Б, {Шакина, Скриптунова, 2006). Например, это

справедливо для зимы в градации осадков умеренной интенсивности. С практической точки зрения этот результат важен потому, что расчет высоты тропопаузы не зависит от влажности, и в конкретных численных моделях такой расчет может быть более точным, чем расчет уровня нейтральной плавучести.

Исследование повторяемости осадков различных градаций в зависимости от топографии тропопаузы показало, что максимальная повторяемость слабых осадков под низкой тропопаузой наблюдается в осенне-зимний период. В зимний сезон влияние топографии тропопаузы на повторяемость осадков не столь велико, как в другие сезоны. Осадки во всех градациях встречаются всего в 1.5-2 раза чаще при низкой тропопаузе, чем при высокой. В другие сезоны это соотношение достигает 4 - 5.5 и особенно велико для слабых осадков.

Отметим, что существующее разрешение осадкомерной сети не позволяет улавливать мезомасштабную структуру областей резкой деформации

тропопаузы при фронтогеиезе или фроитолизе. Увеличение осадков слабой и умеренной интенсивности под низкой тропопаузой, противоречащее эффекту «сухого потока» (Browning, 1974), скорее всего, объясняется влиянием следующей за ним «холодной несущей полосы» гораздо большей горизонтальной протяженности. С другой стороны, «купола» тропопаузы, образующиеся над «теплой несущей полосой», вызывающей обильные осадки, также имеют гораздо меньший масштаб, чем области подъема тропопаузы в антициклонах. По этой причине под областями высокой тропопаузы в целом наблюдается уменьшение осадков.

В п.6.4.3 исследуется генерация осадков в глобальной полулагранжевой модели атмосферы в зависимости от топографии тропопаузы.

Сравнение распределения повторяемости модельных осадков в целом по выборке и под низкой тропопаузой (табл.3) позволило установить, что в версии В28 хорошо воспроизводится способность модели генерировать слабые и умеренные (0.2- 6 мм/12 ч) осадки под низкой тропопаузой. Увеличение в 1.6 раза повторяемости модельных осадков в прогнозе в сравнении с общей выборкой примерно соответствует распределению фактических осадков под низкой тропопаузой в анализе (в 1.8 раза). Что касается версии В50, то эта тенденция в прогнозе выражена хуже (увеличение в 1.5 раза). Очевидно, это связано с проблемами в системе усвоения, так как анализ В50 практически не продемонстрировал зависимости повторяемости осадков от высоты тропопаузы ни в одной из градаций интенсивности.

Таблица 3

Повторяемость (%) различных градаций осадков, случаев наклонов >1° (N1) и случаев низкой тропопаузы (N2) для модели ПЛАВ с 28 и 50 уровнями (в целом и для случаев низкой тропопаузы) для 20 сроков декады 11-20 января 2010 г.

28 уровней 50 уровней

0.0-0.2 0.2-6.0 >6 N1 0.0-0.2 0.2-6.0 >6 N1

N2 N2

Анализ тропопаузы - )актические осадки

Всего 76.1 21.5 2.4 12.3 76.1 21.6 2.4 11.3

р>400гПа 57.4 39.6 3.0 0.5 72.6 25.8 1.7 0.7

Прогноз тропопаузы - модельные осадки

Всего 56.4 36.4 7.2 4.7 58.4 34.9 6.7 4.2

р>400гПа 33.8 58.8 7.4 0.2 44.2 53.3 2.5 0.4

П.6.5 посвящен взаимосвязи тропопаузы и струйных течений. Известно, что струйные течения сопутствуют ВФЗ, в области которых тропопауза испытывает сильную деформацию в процессах фронтогенеза и фронтолиза.

Исследование взаимосвязи наклона тропопаузы и характеристик СТ в Северном полушарии в зависимости от сезона было проведено по данным реанализа 2 >ГСЕР/КСА11 за период 1990-2007 гг. Оказалось, что в среднем за год недеформированная тропопауза (8Ь<0.3°) вне СТ наблюдается в 1.3 раза

чаще, чем в зонах СТ. Напротив, площадь областей значительных наклонов (8Ь>1°) внутри зон СТ возрастает в 12 раз.

Эта тенденция прослеживается во все сезоны года. Наибольший разрыв (17 и 16 раз соответственно) в количестве узлов со значительно деформированной тропопаузой внутри и вне зон СТ имеет место весной и зимой. Однако и летом наблюдается вдвое больше количество узлов с 81>1° в зонах СТ (3.2 против 1.7% весной). Это происходит несмотря на значительное сокращение площади зон СТ в летний период (с 52.1% до 24.1% от зимы к лету). Площади зон как с минимальными, так и с максимальными наклонами в зонах СТ и вне их меняются от сезона к сезону незначительно.

Значительная деформация тропопаузы при скоростях СТ больше 60 м/с отмечается в среднем в 55 раз чаще, чем вне СТ, и в 4.6 раза чаще, чем в среднем для СТ с любыми скоростями. Максимальные соотношения имеют место в весенний период: 90 раз и 5.3 раза соответственно.

В п.6.5.3 исследовалось качество прогноза СТ и тропопаузы моделью ПЛАВ в зависимости от их взаимного расположения. Оказалось, что лучше всего моделью ПЛАВ прогнозируются высокие стратосферные СТ, чьи оси располагаются выше 100 гПа (повторяемость таких случаев составляет 14-16% от общей выборки).

В зонах струйных течений оправдываемость прогноза высоты тропопаузы оказалась на 3-5% ниже, чем в среднем по выборке. Расстояние между тропопаузой и осью струи в прогнозе оказывается большим, чем в анализе. Если же тропопауза оказывается выше 200 гПа, ось струи, как правило, находится под ней. При этом расстояние между прогностическими тропопаузой и осью СТ меньше, чем в диагностическом случае. С увеличением разрешения, как вертикального, так и горизонтального, картина мало меняется.

Подробный анализ высоты тропопаузы совместно с высотой оси СТ показал, что при некотором взаимном расположении тропопаузы и струйного течения модель может предсказывать высоту тропопаузы с почти удовлетворительной успешностью. Так, для всех версий модели при наличии очень высоких (<100 гПа) или очень низких (>400 гПа) струй, тропопауза в градации 250-200 гПа предсказывается с успешностью ±300 м в 74.4, 79.7, 78.1% узлов сетки (для В28, В50 и В50ч соответственно). Наибольший эффект на повышение успешности прогноза СТ оказывает увеличение вертикального разрешения. Для всех версий модели ПЛАВ при близком расположении тропопаузы и оси СТ (в пределах одной градации 50 гПа) значения оправдываемости прогноза оказываются ниже средневыборочных. Этот эффект особенно выражен во внетропической области (широтная полоса 30-70° с.ш.) и объясняется тем, что максимальные ошибки в прогнозе скорости ветра, чьи горизонтальные градиенты используются при расчете динамической тропопаузы, имеют место именно при высоких скоростях, т.е. в области интенсивных ВФЗ, там, где деформация тропопаузы возрастает.

Более успешный прогноз положения динамической тропопаузы в сравнении с положением осей СТ возможен благодаря наличию больших градиентов ПВ между тропосферой и стратосферой, которые позволяют

определить нужную изэртеличеекую поверхность с высокой степенью точности. В то же время поиск максимума на сглаженном вертикальном профиле скорости ветра, восстановленном по данным с грубым вертикальным разрешением, может привести к значительным ошибкам в определении высоты уровня максимального ветра (положения оси СТ). Еще в 1993 г. в работе, опубликованной в соавторстве с Н.П. Шакиной и др., содержалось указание на то, что требования 1САО к точности прогноза скорости и высоты уровня максимального ветра не согласованы между собой. Было показано, что даже малые ошибки в определении скорости максимального ветра, МВ, ведут к значительным ошибкам в определении положения оси СТ. С целью исправления ситуации авторами было предложено указывать на картах 8\УН высоту не уровня МВ, а границ слоя, в котором скорость ветра отличается от максимальной на 0.5 м/с (величины, гораздо меньшей как погрешности измерений ветра, так и модельных ошибок на этих высотах).

Это предложение (в несколько иной форме) было реализовано только спустя 14 лет. В 16-м издании Приложения 3 к Конвенции о Международной аэронавигации в качестве международного стандарта было предписано обозначение на картах 8\\ГН, помимо оси струйного течения, изотахи 80 узлов (41.7 м/с) с указанием ее верхней и нижней границ.

В заключении перечисляются главные результаты представленной работы.

Принципиальная концепция заключается в том, что тропопауза, представляющая собой особую поверхность раздела тропосферы и стратосферы (в определенных предположениях - материальную поверхность), не . является изолированным, самостоятельным объектом. Ее топография определяется динамическими процессами, охватывающими мощный слой тропосферы и стратосферы. Таким образом, исследование топографии тропопаузы дает указание на особенности динамики атмосферы в целом.

На базе предложенного автором метода определения степени деформации тропопаузы через углы ее наклона к земной поверхности проведены обширные диагностические исследования деформации тропопаузы в эпизодах интенсивного стратосферно-тропосферного обмена во внетропических широтах; произведен подробный анализ циркуляционных процессов, сопровождающих такие эпизоды; выявлены общие и специфические особенности для разных регионов России.

Предложен способ синхронного исследования общего содержания озона и высоты тропопаузы по данным спутниковых наблюдений и модельных расчетов; проведен обстоятельный анализ взаимосвязи деформации тропопаузы с эпизодами резких колебаний общего содержания озона.

На основании данных радиозондирования на станциях полярной зоны Северного полушария установлен факт увеличения контрастности тропопаузы в период 1990-2007 гг. как индикатора изменения климата в различных регионах Арктики; оценена степень тропосферного и стратосферного влияния на изменения контрастности тропопаузы.

Получены количественные характеристики энергообмена между движениями различных масштабов в слое тропопаузы; произведена оценка взаимодействия движений масштаба блокирующего антициклона и синоптических вихрей при наличии блокирующих процессов над Европейской территорией России.

С помощью предложенного автором подхода к количественному определению наклонов тропопаузы произведена оценка времени пересечения воздушным судном слоя сильно деформированной тропопаузы (в течение которого может происходить изменение тяги двигателей); оценено качество прогнозов характеристик тропопаузы в численных моделях прогноза погоды с позиций разных представлений тропопаузы; проведены численные эксперименты с глобальной полулагранжевой моделью атмосферы для улучшения качества прогноза тропопаузы, особенно в зонах ее сильной деформации, где ошибки максимальны; оценено влияние топографии тропопаузы на интенсивность выпадения осадков различных градаций по многолетним рядам данных объективного анализа и измерений осадкомерной сети.

Таким образом, совокупностью полученных результатов обосновано представление внетропической тропопаузы как индикатора циркуляционных процессов, определяющих в целом динамику погодообразующего слоя атмосферы, что обеспечивает возможность исследования и прогноза стратосферных вторжений и связанного с ними загрязнения воздуха стратосферными компонентами (радиоактивные частицы, озон), а также практически значимое повышение точности прогноза характеристик тропопаузы для метеорологического обеспечения авиации.

Благодарности. Автор выражает признательность всем своим соавторам, в первую очередь своему учителю - профессору, доктору физ.-мат.наук Н.П. Шакиной, а также E.H. Скриптуновой, к.г.н. И.Н. Кузнецовой, д.ф.-м.н. МА. Толстых, Н.И. Богаевской и всему коллективу отдела авиационной метеорологии Гидрометцентра России.

Список публикаций с изложением основных результатов диссертационной работы (* - в журналах из списка ВАК)

1. Иванова А.Р., Борисова В.В. Некоторые особенности сезонной изменчивости взаимного расположения тропопаузы и оси струйного течения. Труды Гидрометцентра России, 1992, вып.321, с.109-114.

2. Иванова А.Р. Расчет фронтогенеза двумерной фронтогенетической функции в слое 300-200 гПа по данным объективного анализа. Труды Гидрометцентра России, 1992, вып.321, с. 115-119.

3. Шакина Н.П., Иванова А.Р., Кузнецова И.Н. Некоторые особенности атмосферной циркуляции при повышении радиоактивности в приземном

воздухе за счет стратосферных вторжений. Метеорология и Гидрология, 2000, №2,с.53-60. *

4. Кузнецова И.Н., Шакина Н.П., Иванова А.Р. Эпизоды повышения радиоактивности в приземном воздухе на территории России. Труды международной конференции «Радиоактивность при ядерных взрывах и авариях», Москва, 24-26 апреля 2000 г., с. 507-513.

5. Chakina N.P., Ivanova A.R., Skriptunova E.N. Quantitative estimates of grid-scale forcing of heavy precipitation in the Mediterranean cyclones in Russia. Mediterranean storms. Proceedings of the 3rd EGS Plinius Conference held at Baja Sardinia, Italy, 1-3 October 2001, p.33-36.

6. Chakina N.P., Skriptunova E.N., Ivanova A.R. The Mediterranean cyclones in the Ukraine and Southern Russia: Diagnostic studies of vertical motion dynamic forcing and the tropopause folding. Mediterranean! Storms.Proceedings of the EGS Plinius Conference held at Ajaccio, Corsica, France, 1-3 October 2003, p.101-106

7. Shakina N.P., Ivanova A.R., Elansky N.F., Markova T.A. Transcontinental observations of surface ozone registration in the TROICA Experiments: 2. The Effects of Stratosphere-Troposphere Exchange. Izvestiya, Atmospheric and Oceanic Physics, 2001, Vol.37, Suppl.l, pp.S39-S48. *

8. Шакина Н.П., Иванова A.P., Кузнецова И.Н. Волны холода и их проявление в озонометрических данных Кисловодской высокогорной научной станции. Известия РАН, сер. Физика океана и атмосферы, 2004, т.40,№4, с.485-500.*

9. Ivanova A.R., Chakina N.P., Kuznetsova I.N. Stratospheric intrusion possible contribution to the ozone variability in the Kola Peninsula. Proceedings of the XX Quadrennial Ozone Symposium, 1-8 June 2004, Kos, Greece, pp.882-883.

10. Chakina N.P., Kuznetsova I.N., Ivanova A.R., Tarasova O.A. Horizontal and vertical transport as a cause of ozone maxima in the Kola Peninsula, Russia. Proceedings of the XX Quadrennial Ozone Symposium, 1-8 June 2004, Kos, Greece, pp.895-896

11. Tarasova O.A., Kuznetsov G.I., Elansky N.F., Senik I.A., Ivanova A.R., Kuznetsova I.N., Chakina N.P., M.G.M. Roemer. Preliminary results of LOTOS model application for Russia. Proceedings of SPIE - The International Society for Optical Engineering, 2004, т. 5396, pp. 99-110.

12. Chakina N.P., Ivanova A.R., Kuznetsova I.N. Cold air outbreaks and their signature in the ozonometric data at the mountain station near Kislovodsk, Russia. Atmospheric Chemistry and Physics Discussion, 2004,4, pp.267-297.

13. Иванова А.Р. Характеристики тропопаузы в полярной зоне Северного полушария в 1999-2007 гг. Труды международной конференции по авиационной и спутниковой метеорологии памяти проф. С.В.Солонина, 7-10 октября 2008 г., Санкт-Петербург, 2008, с.49-51.

14. Шакина Н.П., Скриптунова Е.Н., Иванова А.Р. Прогностическая значимость динамических факторов генерации осадков. Метеорология и гидрология, 2008, №5, с.31-44.*

15. Иванова А.Р. Исследование характеристик тропопаузы в полярной зоне по данным радиозондирования на станции Барроу. Метеорология и гидрология, 2010, №3, с.18-27. *

16. Иванова А.Р. Наклон тропопаузы как характеристика ее деформации. Метеорология и гидрология, 2011, №2, с. 17-29.*

17. Иванова А.Р. Динамика тропопаузы для случаев резкого изменения озона в умеренных широтах Северного полушария. Метеорология и гидрология, 2011, № 6, с.13-24.*

18. Шакина Н.П., Иванова А.Р., Бирман Б.А., Скриптунова А.Р. Блокирование: условия лета 2010 г. в контексте современных знаний. Сборник докладов «Анализ условий аномальной погоды на территории России летом 2010 г.», М., Триада лтд, 2011, с.6-21.

19. Иванова А.Р., Шакина Н.П., Скриптунова E.H., Богаевская Н.И. Сравнение динамических характеристик блокирующего антициклона лета 2010 г. с более ранними эпизодами. Сборник докладов «Анализ условий аномальной погоды на территории России летом 2010 г.», М., Триада лтд, 2011, с.65-71.

Формат 60x90/16. Заказ 1448. Тираж 100 экз.

Печать офсетная. Бумага для множительных аппаратов.

Отпечатано в ООО "ФЭД+", Москва, ул. Кедрова, д. 15, тел. 774-26-96

Текст научной работыДиссертация по наукам о земле, доктора физико-математических наук, Иванова, Анна Рудольфовна, Москва

МИНИСТЕРСТВО ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ и экологии РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

ФЕДЕРАЛЬНАЯ СЛУЖБА ПО ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИИ И МОНИТОРИНГУ ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЫ

Федеральное государственное бюджетное учреждение «Гидрометеорологический научно-исследовательский центр Российской Федерации»

05201^5^85 На правах рукописи

Иванова Анна Рудольфовна

ДИНАМИКА ВНЕТРОПИЧЕСКОЙ ТРОПОПАУЗЫ СЕВЕРНОГО ПОЛУШАРИЯ

Специальность 25.00.30 - метеорология, климатология, агрометеорология

Диссертация на соискание ученой степени доктора физико-математических наук

Москва 2011

СПИСОК АББРЕВИАТУР И УСЛОВНЫХ СОКРАЩЕНИЙ

вмо Всемирная Метеорологическая Организация

всв Всемирное согласованное время

втнс Верхняя тропосфера — самая нижняя стратосфера

ВФЗ Высотная фронтальная зона

исз Искусственный спутник Земли

ИФАРАН Институт физики атмосферы им. Обухова РАН

квнс Кисловодская высокогорная научная,станция^

MB Максимальный ветер

ОАМ Отдел авиационной метеорологии

ООА Оперативный объективный анализ

ОСО Общее содержание озона

ОЦА Общая циркуляция атмосферы

ПВ Потенциальный вихрь

пвэ Потенциальный'вихрь Эртеля

ПКО Приземные концентрации озона

ПЛАВ Полулагранжева модель атмосферы

СНС Самая нижняя стратосфера

спв Средний потенциальный вихрь

ст Струйное течение

сто Стратосферно-тропосферный обмен

стп Стратосферно-тропосферный перенос

РАН Российская Академия Наук

теп Тропосферно-стратосферный перенос

AMV Atmospheric Motion Vector

CARIBIC Civil Aircraft for Regular Investigation of the Atmosphere Based

on an Instrument Container

CSRT Clear-sky radiation temperature

ERA-15 European Reanalysis 1979-1993

ERA-40 European Reanalysis 1957-2002

ESTL Extratropical stability transition layer

GPS Global Positioning System

ICAO International Civil Aviation Organization

IGRA Integrated Global Radiosonde Archive

MOZAIC Measurement of Ozone and Water Vapor by Airbus In-Service

Aircraft

NCAR National Center for Atmospheric Research

NCEP National Center for Environmental Prediction

NOAA National Oceanic and Atmospheric Administration

ОМІ Ozone Monitoring Instrument

POLARIS Photochemistry of Ozone Loss in the Arctic Region in Summer

PV Potential vorticity

RH Relative humidity

RVSM 3 Reduced Vertical Separation Minimum

SH Specific humidity

SPURT Spurenstofftransport in der Tropopausenregion

STACCATO Stratosphere-Troposphere Exchange in a Changing Climate on

Atmospheric Transport and Oxidation Capacity

SWH Significant weather at high levels

SWM Significant weather at medium levels

TIL Tropopause inversion layer

TOMS Total Ozone Mapping Spectrometer

TROICA TRanscontinental Observations Into the Chemistry of the

Atmosphere

UKMO United Kingdom Met Office

UTLS upper troposphere-lowermost stratosphere

WMO World Meteorological Organization

wv Water vapor

СОДЕРЖАНИЕ

Список аббревиатур и условных сокращений 2

Введение 9

1. Тропопауза как поверхность раздела и ее деформация 18

1.1. Существующие концепции тропопаузы 18

1.2. Деформация тропопаузы в зонах атмосферных фронтов 33

1.2.1 История вопроса 33

1.2.2 Общие сведения о наклоне тропопаузы 37

1.2.3 Способ расчета наклона тропопаузы 41

1.2.4 Оценка погрешности расчета угла наклона тропопаузы 44

1.2.5 Расчет величины угла наклона тропопаузы по данным 45 реанализа

1.2.6 Исследование влияния горизонтального разрешения данных на 50 расчет величины наклона тропопаузы

1.3. Основные выводы 56

2.Участие тропопаузы в процессах стратосферно-тропосферного 58 обмена

2.1. Концепции стратосферно-тропосферного обмена (СТО) 58

2.1.1 Количественные оценки и временные масштабы СТО 58

2.1.2 Регион верхняя тропосфера — самая нижняя стратосфера 62

2.2 Внетропический СТО 65

2.2.1 Структура внетропического СТО 65

2.2.2 Особенности глубоких стратосферных вторжений 68

2.3 Стратосферные вторжения в поле радиоактивности 72

2.3.1 Используемые диагностики 74

2.3.2 Основные типы стратосферных вторжений 76

2.4. Стратосферные вторжения в поле приземных концентраций 85 озона

2.4.1 Озон как стратосферный трассер 85

2.4.2 Волны холода и их сигнатура в озоновых данных 87 Кисловодской высокогорной научной станции

2.4.2.1 Данные и диагностики 87

2.4.2.2 Наблюдения ПКО 88

2.4.2.3 Топография тропопаузы 90 2.4.2.4. Приземные фронты 92

2.4.2.5 Струйные течения 94

2.4.2.6 Вертикальные разрезы 95

2.4.2.7 Траектории 98

2.4.2.8 Особенности стратосферных вторжений над КВНС 99

2.4.3 Исследование возможного влияния стратосферных вторжений 101 на изменчивость приземных концентраций озона на станции

Ловозеро

2.4.3.1. Краткое описание данных 101

2.4.3.2 Статистические характеристики динамической тропопаузы 102 над станцией Ловозеро

2.4.3.3 Сигнатура ПКО при деформации тропопаузы над станцией 103 Ловозеро

2.4.3.4 Примеры увеличения ПКО за счет стратосферного влияния 106

2.4.4 Влияние стратосферных вторжений на ПКО в период 110 эксперимента TROICA

2.5 Основные выводы 116

3. Тропопауза и общее содержание озона 119

3.1 Основные сведения о связи тропопаузы и общего содержания 119 озона (ОСО)

3.2 Динамика тропопаузы в случаях резкого изменения общего 126 содержания озона

3.2.1 Постановка задачи 126

3.2.2 Динамика междусуточных изменений озона в умеренных 130 широтах Северного полушария в 2009 г.

3.2.2.1 Сезонные и широтные особенности резких изменений ОСО 130

3.2.2.2 Анализ эпизодов резкого увеличения ОСО 135

3.2.2.3 Анализ эпизодов резкого уменьшения ОСО 140

3.3. Основные выводы 143

4. Тропопауза в полярных широтах 146

4.1 Постановка задачи и использованные данные 146

4.2 Исследование тропопаузы на станции Барроу 154

4.2.1 Количественные оценки характеристик тропопаузы на станции 154 Барроу

4.2.2 Изменения характеристик тропопаузы на станции Барроу в 163 период 1990-2007 гг.

4.3 Характеристики арктической тропопаузы в 1990-2007 гг. 166

4.3.1 Высота тропопаузы 167

4.3.2 Давление на уровне тропопаузы 173

4.3.3 Температура на уровне тропопаузы 176

4.3.4 Влажность на уровне тропопаузы 179

4.3.5 Ветер на уровне тропопаузы 183

4.3.6 Контрастность тропопаузы 185

4.4. Основные выводы 188

5. Энергообмен между движениями различных масштабов в слое 192 тропопаузы

5.1 История вопроса 192

5.2 Процессы блокирования как проявление обрушения волн Россби 196 на тропопаузе

5.2.1 Критерии блокирования 200

5.2.2 Энергообмен в слое тропопаузы как возможная причина 202 поддержания атмосферных блокингов

5.3 Анализ процесса блокирования лета 2010 г. в сравнении с 203 другими случаями блокирующих антициклонов над ЕТР

5.3.1 Случай летнего блокирования 2010 г. 203

5.3.2 Сравнительный анализ ситуаций блокирования в 2010, 2002 и 211 2007 гг.

5.3.3 Анализ энергообмена между крупномасштабными 215 движениями и движениями синоптического масштаба с точки

зрения теорем о неускорении

5.4 Основные выводы 221

6. Воспроизведение тропопаузы в численных моделях прогноза 223 погоды и ее связь с осадками и струйными течениями

6.1 Прогноз характеристик тропопаузы для авиации 224

6.1.1 Тропопауза как компонент карты особых явлений для авиации 224

6.1.2 Краткая история развития методов прогноза тропопаузы 227

6.1.3 Основные требования к точности прогноза характеристик 229 тропопаузы

6.1.4 Изменение порядка вертикального эшелонирования 230 воздушных судов

6.2 Успешность современных прогнозов характеристик тропопаузы 231

6.2.1 Используемые данные 231

6.2.2 Оценка качества прогноза характеристик тропопаузы в 234 численных моделях с позиций разных представлений тропопаузы

6.3 Численные эксперименты по усовершенствованию 237

воспроизведения топографии тропопаузы в глобальной полулагранжевой модели

6.4 Тропопауза как возможный предиктор осадков 244 6.4.. Общие сведения о связи тропопаузы и осадков 244

6.4.2 Прогностическая значимость высоты тропопаузы как 246 предиктора осадков

6.4.3 Генерация осадков в полулагранжевой модели атмосферы в 251 зависимости от топографии тропопаузы

6.5 Тропопауза и струйные течения 254

6.5.1 Взаимное расположение тропопаузы и струйного течения 254

6.5.2 Наклоны тропопаузы в зонах струйных течений 255

6.5.3 Особенности прогноза высоты тропопаузы и струйных 258 течений в модели ПЛАВ

6.5.4 Современные требования к представлению информации о 263 струйных течений на картах

6.6 Основные выводы 263

Заключение 265

Список публикаций по теме диссертации 271

Список использованных источников 273

ВВЕДЕНИЕ

Тропопауза - важный объект метеорологии. Она разделяет стратосферу и тропосферу, то есть два основных слоя атмосферы с существенно различающимися динамическим, химическим^ и радиационным режимами (НоНоп et а!,. 1995). Тропосфера — самая плотная часть земной атмосферы, которая содержит почти весь атмосферный водяной пар (99%), облака и осадки. Практически- все погодные феномены, связанные с облачностью, сосредоточены в тропосфере. Вертикальное распределение температуры характеризуется! общим падением температуры с высотой, хотя нередки и температурные инверсии. Тропосфера представляет собой' слой активного перемешивания, -для которого характерны интенсивные вертикальные движениями.

Тропопауза, являющаяся «крышкой» тропосферы, может одновременно рассматриваться как нижняя граница большого инверсионного слоя, то есть стратосферы.

Стратосфера — второй главный слой атмосферы. Он простирается до стратопаузы, расположенной на высоте примерно 50 км, где вертикальный градиент температуры меняет знак. Так как температура воздуха в стратосфере увеличивается с высотой, это подавляет конвекцию и создает стабилизирующее влияние, ограничивая турбулентность тропосферой. Из-за очень низкого содержания водяного пара в стратосфере главную роль в регулировании температурного режима этого слоя играет озон. Температура здесь увеличивается (с увеличением концентрации озона до высот 20-25 км - Перов, Хргиан, 1974). Поглощение молекулами озона ультрафиолетовой радиации в диапазоне длин волн 200-300 нм приводит к нагреванию стратосферы. Одним из многочисленных определений тропопаузы, отражающим физический смысл, является следующее: это граница между конвективно-управляемым

слоем и вышележащим слоем радиационного равновесия (Thuburn & Craig, 2000).

Основным отличием стратосферного химического состава от тропосферного является процентное содержание озона и водяного пара. Поскольку вертикальный температурный* градиент в стратосфере препятствует вертикальному перемешиванию, в противоположность тропосфере, в переходном слое между тропосферой и- стратосферой» обычно- имеют место резкие изменения вертикального градиента концентраций различных химических компонентов (прежде всего озона и водяного пара).

В' целом вариации высоты тропопаузы определяются широтой (в тропиках она- выше и» холоднее, у полюса ниже и теплее), наличием

синоптических систем (низкая тропопауза имеет место в холодных ложбинах,

/

высокая - в теплых гребнях). Колебания высоты тропопаузы происходят в довольно широком диапазоне временных масштабов — от нескольких часов до нескольких лет (квазидвухлетняя-цикличность).

В классической монографии З.М. Маховера (Маховер, 1983), вышедшей в начале 1980-х годов, впервые в систематизированном виде были изложены основные сведения о тропопаузе, определяемой по значению вертикального градиента температуры (WMO, 1957). Результаты этой работы основывались преимущественно- на материалах аэрологического зондирования атмосферы. Главным достижением* явилось климатологическое обобщение характеристик тропопаузы над земным шаром и описание особенностей ее строения и изменчивости в различных географических зонах.

В последние десятилетия в связи с бурным развитием численного моделирования погоды и климата, спутниковых наблюдений и средств дистанционного зондирования атмосферы, а таюке методов изэнтропического и изэртелического (Morgan & Nielsen-Gammon, 1998) анализа появились новые концепции тропопаузы и новые возможности ее исследования.

Изучение тропопаузы является актуальным во многих отношениях. Динамическая, химическая и радиационная связи между стратосферой и тропосферой представляют огромную* важность, так как даже слабые изменения в обмениваемом количестве влаги и химических составляющих могут привести к существенным изменениям« в глобальном климате (Holton, 1995; Hoinka, 1998). Такой обмен влияет на содержание стратосферного озона, тропосферное загрязнение и- глобальное потепление- (Ratnam et al, 2006). Поскольку тропопауза играет ключевую роль,в,обмене между тропосферой и стратосферой, необходимы точные знания ее пространственной и временной структуры.

Данная работа сфокусирована на исследовании динамики внетропической тропопаузы. Граница между тропопаузой в тропиках и в умеренных широтах проходит по оси субтропического струйного течения, где в классическом представлении тропопауза, определяемая по вертикальному градиенту температуры, терпит разрыв, а в рамках динамической концепции — испытывает значительный наклон (Luce et al, 2002). Если в тропиках положение тропопаузы определяется в основном радиационными процессами, что обеспечивает ее относительную стабильность, по крайней мере, на коротких временных масштабах, то высота внетропической тропопаузы подвержена значительной изменчивости. Деформация тропопаузы ответственна за случаи глубокого необратимого переноса из стратосферы в тропосферу (стратосферные вторжения).

Положение внетропической тропопаузы может регулироваться как бароклинными вихрями (Harnic & Lindzen, 1998; Son et al, 2007; Smy & Scott; 2009), так и стационарными волнами (Bordi et al 2004). Vallis & Zurita-Gotor (2011) определили внетропическую тропосферу как бароклинный пограничный слой, вертикальное распространение которого- определяется динамикой бароклинных вихрей и неадиабатическими эффектами.

Колебания высоты тропопаузы связаны с погодообразующими процессами во внетропических широтах, так как они сопровождаются' развитием вертикальных движений в тропосфере (Koshyk & Cho, 1994). Через тропопаузу происходит не только материальный, но и энергетический обмен, между тропосферой,и стратосферой. Особую роль в этом играют волны Россби, которые могут распространяться через тропопаузу и оказывать влияние как на стратосферную, так и тропосферную^ циркуляции {Randel & Newmann, 1998; Haynes et al, 1999).

Отметим также, что большинство дальних авиарейсов осуществляется на высотах от 9 до 12 км - в слое наиболее вероятного положения тропопаузы в умеренных широтах. Прогноз высоты и температуры на этом уровне является составной частью краткосрочного прогноза, необходимого для метеорологического обеспечения авиации, что диктует необходимость точного воспроизведения тропопаузы.в численных моделях прогноза погоды.

Цель работы — представить концепцию пространственно-временной изменчивости- топографии внетропической тропопаузы как фактора, отражающего динамику погодообразующего слоя атмосферы в целом. В ходе исследования были решены следующие основные задачи:

- исследование процессов деформации внетропической тропопаузы с использованием концепции, динамической тропопаузы (представляющей последнюю как поверхность равных значений вертикальной составляющей потенциального- вихря Эртеля) в случаях глубокого стратосферно-тропосферного переноса;

- разработка и применение метода количественной оценки степени деформации тропопаузы;

- изучение процессов деформации тропопаузы в связи с резкими изменениями общего содержания озона;

- исследование характеристик тропопаузы как возможного индикатора климатических изменений в полярных широтах;

- оценка энергообмена движений различных масштабов в слое тропопаузы при обрушении волн Россби, отмечающем процессы блокирования в умеренных широтах;

исследование и реализация возможностей улучшения краткосрочного прогноза характеристик тропопаузы на основе выходной продукции численных моделей прогноза погоды.

Новизна научных результатов определяется тем, что .

- предложенный автором метод количественной оценки деформации тропопаузы впервые позволил оценить изменчивость топографии тропопаузы в процессах интенсивного стратосферно-тропосферного обмена;

- впервые исследована взаимосвязь изменений высоты тропопаузы и резких изменений общего содержания озона по синхронизированным данным;

- обнаружена тенденция увеличения- контрастности тропопаузы в Арктике в период 1990-2007 гг. и произведена оценка стратосферного и тропосферного вкладов в эту тенденцию;

- впервые при анализе эпизодов блокирования обнаружена передача энергии в слое тропопаузы и над ней от крупномасштабных (блокирующий антициклон) к синоптическим масштабам движений.

Практическая значимость работы состоит в получении детальных количественных характеристик топографии тропопаузы и ее эволюции в единстве с динамикой атмосферы средних широт, что имеет важное значение для практических задач:

- метеорологического обеспечения авиации (обнаружение зависимости точности прогноза от широты, оценка времени нахождения воздушного судна в опасных условиях резкой деформации тропопаузы);

выявления модельных факторов, обеспечивающих корректное воспроизведение топографии тропопаузы и в целом полей температуры и ветра в верхней тропосфере и нижней стратосфере численными моделями прогноза

погоды; практически значимое повышение качества прогноза высоты тропопаузы в оперативной глобальной полулагранжевой модели атмосферы;

- исследования и прогноза стратосферных вторжений, переноса в тропосферу стратосферных примесей (радиоактивные частицы, озон);

- исследования процессов атмосферного блокирования, вызывающих аномально жаркую и сухую погоду (лето 2010 г.); обн