Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Динамико-статистическое исследование поля облаков глобального и синоптического масштабов
ВАК РФ 04.00.22, Геофизика
Автореферат диссертации по теме "Динамико-статистическое исследование поля облаков глобального и синоптического масштабов"
ФЕДЕРАЛЬНАЯ СЛУЖБА РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ПО ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИИ И МОНИТОРИНГУ ОКРУЖАЮЩЕЙ
СРЕДЫ
ГЛАВНАЯ ГЕОФИЗИЧЕСКАЯ ОБСЕРВАТОРИЯ им. А.И.ВОЕЙКОВА
г>
На правах рукописи
МАТВЕЕВ Юрий Леонидович
УДК 551.576
ДИНАМИКО-СТАТИСТИЧЕСКОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ ПОЛЯ ОБЛАКОВ
ГЛОБАЛЬНОГО И СИНОПТИЧЕСКОГО МАСШТАБОВ Специальность: 04.00.22 - геофизика
ДИССЕРТАЦИЯ
в виде научного доклада на соискание ученой степени доктора физико-математических наук
Санкт-Петербург - 1996
Работа выполнена в Российском Государственном гидрометеорологическом институте
Официальные оппоненты:
М.Е.Берлянд В.Г.Морачевский А.И.Воскресенский
Заслуженный деятель науки РФ, доктор физико-математических наук, профессор доктор физико-математических наук, профессор доктор географических наук
Ведущая организация: Военная инженерно-космическая академия
им АФ.Можайского, г. Санкт-Петербург
Защита состоится ^с^р-уе; ¡ЭЭ^т. в ^часов на заседании Диссертационного совета Дд)24.06.01 Главной геофизической обсерватории им. А.И.Воейкова по адресу:
194018, г. Санкт-Петербург, ул. Карбышева 7.
С диссертацией в виде научного доклада можно ознакомиться в библиотеке Главной геофизической обсерватории им. А.И.Воейкова. Отзывы в двух экземплярах, заверенные печатью, просим направлять по адресу: 194028, г. Санкт-Петербург, ул. Карбышева 7.
Диссертация в виде научного доклада разослана
Ученый секретарь Диссертационного совета доктор географических наук, проф. Н.В.Кобышева.
ОГЛАВЛЕНИЕ
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ.................................................................................4
ВВЕДЕНИЕ И ОБОСНОВАНИЕ АКТУАЛЬНОСТИ ПРОБЛЕМЫ.......................................4
НАУЧНАЯ НОВИЗНА РАБОТЫ............................................................................................6
ПРАКТИЧЕСКАЯ ЗНАЧИМОСТЬ И РЕАЛИЗАЦИЯ РЕЗУЛЬТАТОВ РАБОТЫ.................7
АПРОБАЦИЯ РАБОТЫ..........................................................................................................8
ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ И ПОЛОЖЕНИЯ диссертационной работы, выносимые на
защиту:.............................................................................................................................9
СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ.....................................................................................................10
1. ОСРЕДНЕННЫЕ ПО ПРОСТРАНСТВУ И ВРЕМЕНИ ПОЛЯ ОБЛАКОВ..................... 10
1.1 Зональное поле облаков..................................................................................................10
1.2. Годовые колебания облаков............................................................................................11
1.3. Поля облаков, осредненные по материкам, океанам, полушариям и земле................... 14
2. ПЛОТНОСТЬ И ФУНКЦИИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ КОЛИЧЕСТВА ОБЛАКОВ................18
2.1 Влияние площади обзора на плотность распределения n................................................18
2.2.Параметризация распределений количества облаков.........................................................21
3. КОРРЕЛЯЦИОННЫЙ АНАЛИЗ ГЛОБАЛЬНОГО ПОЛЯ ОБЛАКОВ............................22
3.1. Пространственная корреляция месячных n......................................................................23
3.2. Временная и пространственно-временная корреляция n...................................................24
3.3. Временные изменения (тренды) глобального поля облаков............................................25
3.4. Статистическая связь поля облаков с полями других метеовеличин...............................27
4. СПЕКТРАЛЬНЫЙ АНАЛИЗ ГЛОБАЛЬНОГО ПОЛЯ ОБЛАКОВ..................................29
4.1. Тригонометрические функции..........................................................................................29
4.2.Сферические функции.......................................................................................................30
4.3. Временной спектральный анализ.....................................................................................31
5. РОЛЬ ИЗМЕНЕНИЯ С ВЫСОТОЙ ВЕРТИКАЛЬНОЙ СКОРОСТИ СИНОПТИЧЕСКО-
ГО МАСШТАБА В ОБРАЗОВАНИИ КОНВЕКТИВНЫХ ОБЛАКОВ.........................33
5.1. Вертикальная скорость синоптического масштаба..........................................................33
5.2 Качественные соображения..............................................................................................35
5.3. Численная модель...........................................................................................................36
5.4. Анализ данных наблюдений............................................................................................37
5.5 Суточные колебания облаков...........................................................................................40
5.6 Динамические инверсии температуры...............................................................................41
6. РОЛЬ БАРОКЛИННОСТИ В ФОРМИРОВАНИИ И РАЗВИТИИ СИНОПТИЧЕСКИХ
ВИХРЕЙ........................................................................................................................42
6.1 Численные модели...........................................................................................................42
6.2. Качественно-физический анализ возникновения синоптических вихрей..........................46
7. ОСОБЕННОСТИ ОБРАЗОВАНИЯ И РАЗВИТИЯ ТРОПИЧЕСКИХ ЦИКЛОНОВ.........51
7.1 Скорость нагревания циклона...........................................................................................51
7.2. Роль смешения воздушных масс в образовании облаков и осадков в ТЦ......................52
7.3 Роль бароклинности в образовании и развитии тайфунов................................................ 53
8. ОБЩАЯ СХЕМА ОБРАЗОВАНИЯ ОБЛАКОВ И СИНОПТИЧЕСКИХ ВИХРЕЙ...........54
ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ И ВЫВОДЫ...........................................................................58
Список литературы.................................................................................................................59
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ
ВВЕДЕНИЕ И ОБОСНОВАНИЕ АКТУАЛЬНОСТИ ПРОБЛЕМЫ.
В одном из документов Всемирной метеорологической организации, относящихся к программе исследования климата, подчеркивается, что облачный покров как самый мощный и изменчивый регулятор радиационного режима атмосферы и подстилающей поверхности относится к числу ведущих факторов формирования климата.
Нет необходимости обращать особое внимание на то, что облака и непосредственно связанные с ниш осадки оказывают огромное влияние на многие стороны экономической и общественно-культурной деятельности человека. Информация о различных характеристиках облаков - их количестве, высоте границ, водности, дальности видимости, обледенении, наличии осадков и др.- широко используется при планировании и обслуживании деятельности авиации, морского, автомобильного и железнодорожного транспорта. Важны сведения об облаках и осадках для строительной индустрии, энергетики, здравоохранения и организации отдыха человека.
Облака оказывают влияние на потоки солнечной радиации и радиационный баланс земной поверхности, а через него на термический и влажно-стный режим деятельного слоя почвы и приземного слоя воздуха. По этой причине исключительно велико значение информации об облачном покрове и осадках для сельскохозяйственного производства.
Исследование поля облаков и получение статистических (климатических) характеристик этого поля - важная составная часть Всемирной программы изучения климата, продолжающей и развивающей Программу исследований глобальных атмосферных процессов.
Большое внимание исследованию облаков уделялось при выполнении обширной национальной прграммы "Разрезы", возглавлял которую академик Г.И.Марчук. В текущем десятилетии проводится "Глобальный эксперимент по изучению круговорота энергии и воды", в программе которого подчеркнуто, что вода во всех своих состояниях играет определяющую роль во многих процессах на Земле, в частности, водяной пар и облачность, будучи самыми изменчивыми радиационно-активными частями атмосферы, вносят основной вклад в парниковый эффект. Широко проблема облаков (от микрофизических процессов до глобальных систем) была представлена на "Европейской конференции по глобальной энергетике и круговороту воды" (18-22 июля 1994г., Лондон) и "Международной конференции по колебаниям и предсказанию муссонов" (9-13 мая 1994г. Триест).
Облачность тесно взаимосвязана с полями других метеовеличин, прежде всего, влажности и температуры воздуха, радиации, скорости ветра.
Наиболее полными (по длительности и пространственному охвату) рядами наблюдений были и остаются наблюдения за такими метеовеличинами как температура и давление воздуха, скорость ветра, анализу которых и
уделялось наибольшее внимание. Хотя другие метеовеличины (радиация, влажность, облачность) также были в поле зрения исследователей, возможности для получения достаточно надежных статистических (климатических) характеристик их были ограниченными.
Обстановка изменилась в последние десятилетия в связи с широким использованием метеорологических ИСЗ для получения информации о полях облаков и радиации. Если по длительности наблюдения с помощью спутников все еще существенно уступают наземным, то по объему и особенно по систематичности, однородности и пространственному охвату спутниковые данные уже сейчас многократно превосходят наземные наблюдения (прежде всего, за облачностью).
Вообще говоря, в наиболее полных (трехмерных) моделях к полю облаков предъявляются достаточно жесткие требования: нужны сведения о количестве облаков всех трех ярусов, высоте нижней и верхней границ, водности, фазовом состоянии, альбедо и поглощательной способности облаков различных форм. Однако, достаточно полными (статистически достоверными) данными для всего земного шара наука располагает лишь в отношении обшего количества облаков. Сведения о других параметрах облаков носят, как правило, фрагментарный характер - они получены для ограниченных районов и интервалов времени.
Поскольку облака относятся к числу наиболее изменчивых во времени и пространстве метеоявлений, то практически невозможно сведения об облаках, полученные в одном районе, распространить и считать репрезентативными в других районах.
С этой точки зрения более простые подходы к учету облаков при моделировании атмосферных процессов следует предпочесть более сложным. Нельзя также не обратить внимания на то, что включение новых факторов с целью более полного описания и без того, как правило, очень сложных систем (к ним относятся практически все атмосферные прцессы и явления) нередко приводит не к улучшению, а к ухудшению конечных результатов (в смысле адекватности их наблюдаемым в природе).
По проблеме облаков и осадков выполнено большое число исследований как в нашей стране, так и за рубежом. Такие исследования проводятся и получены важные результаты в Главной геофизической обсерватории им. А.И.Воейкова, Гидрометеорологическом центре РФ, Институте экспериментальной метеорологии, ВНИИГМИ-МЦД, Высокогорном геофизическом НИИ, Арктическом и Антарктическом НИИ, Московском, С.-Петербургском и некоторых других университетах, институтах Академии наук РФ (ИФА, Вычислительный центр СО АН, Институт прикладной математики), Росийском гидрометеорологическом институте, Военной инженерно-космической академии им. А.Ф.Можайского. Значительное внимание проблеме облаков уделяется в странах ближнего (Украина, Грузия, Узбекистан, Литва, Эстония) и дальнего (США, Япония, Великобритания, Германия, Китай) зарубежья.
Однако, проблема фазовых переходов воды в атмосфере столь сложна и многообразна, что остается много и нерешенных вопросов.
НАУЧНАЯ НОВИЗНА РАБОТЫ.
1. Впервые обобщены и проанализированы данные спутниковых наблюдений за облаками по всему земному шару за более, чем 25-летний период (1965-1992 г.г.). Эти данные использованы для определения всевозможных статистических характеристик глобального поля облаков при различном пространственном и временном осреднении.
2. Построены глобальные (мировые) карты средних месячных, сезонных и годовых значений общего количества облаков (п) для двух 10-летних периодов наблюдений: 1971-1980 и 1981-1990 г.г.
3. Впервые исследована зависимость плотности (повторяемости) и функции распределения количества облаков от размера той площади обзора, по которой п определено. Доказано, что два принципиально разных вида распределения п (и -образный и куполообразный) обусловлены влиянием именно площади обзора.
4. Построены и проанализированы пространственная, временная и пространственно-временная автокорреляционные функции количества облаков в широтном и меридиональном направлении.
5. Выполнен спектральный анализ глобального поля облаков.
6. Впервые исследовано (качественно-физически и на основе численной модели) влияние распределения вертикальной скорости синоптического масштаба по высоте на изменение во времени вертикального градиента температуры (термической устойчивости атмосферы), на возникновение мезомасштабных вертикальных движений и образование конвективных облаков (Си соп£, СЬ).
7. Выяснены условия, при которых в областях пониженного давления образуется или слоистообразная или конвективная, в том числе грозовая, облачность.
8. Построена модель образования ирверсий температуры (приземных и вблизи границ облаков), учитывающая эффекты изменения вертикальной скорости с высотой и конденсации водяного пара в облаке.
9. Изучены годовые и суточные колебания количества и плотности распределения облаков. При объяснении наблюдаемых особенностей суточного хода п необходим учет зависимости влажно-адиабатического градиента от температуры и давления.
10. Изучена роль смешения (вовлечения) воздушных масс с различными термогигрометрическими характеристиками. Показано, что при высоких температурах, в частности, в нижней части тропических циклонов роль смешения (вовлечения) в формировании полей водности и осадков вполне сравнима с ролью вертикальных движений.
11. Оценены временные тренды количества облаков на всех материках и океанах, а также связи поля облаков с полями других метеовеличин.
12. Выполнен качественно-физический анализ уравнения переноса вихря скорости ветра и построена модель возникновения синоптических вихрей в бароклинной атмосфере. На их основе дано толкование (объяснение) эмпирических правил образования и развития целого ряда атмосферных процессов и явлений.
ЦЕЛЬ РАБОТЫ состоит в статистическом анализе и динамическом моделировании полей облаков глобального и синоптического масштабов. Конкретные цели работы сводятся: к получению и анализу статистических характеристик глобального поля облаков, построению динамических моделей образования и развития облаков и синоптических вихрей, качественно-физической и количественной оценке различных факторов формирования облаков, установлению связей поля облаков с полями других метеовеличин.
Ставится задача - получить характеристики облаков в таком виде, чтобы их можно было использовать при моделировании общей циркуляции атмосферы и климата Земли, разработке методов прогноза погоды.
НАУЧНАЯ ОБОСНОВАННОСТЬ И ДОСТОВЕРНОСТЬ положений и выводов работы подтверждается взаимосравнением результатов моделирования и теоретических заключений с данными многочисленных наблюдений (измерений), а также оценками статистической значимости полученных результатов. Предсказания теории согласуются и объясняют эмпирические правила, установленные путем анализа синоптико-аэро-логических материалов и опыта оперативной работы.
ПРАКТИЧЕСКАЯ ЗНАЧИМОСТЬ И РЕАЛИЗАЦИЯ РЕЗУЛЬТАТОВ РАБОТЫ.
В период с 1977 по 1992г.г. получаемые автором результаты по статистическому анализу и моделированию структуры глобального поля облаков систематически включались в отчеты (общим числом свыше 10) по темам, которые выполнялись по хоздоговорам с ВНИИГМИ-МЦД (Госкомгидро-мет СССР, 1977-1984 г.г.) и Институтом оптики атмосферы Сибирского отделения РАН (1985-1992 г.г.), а также по планам программы " Человек и окружающая среда. Охрана и рациональное использование природных ресурсов." (Госкомитет по науке и технике, Минвуз РСФСР, 1980-1990г.г.). Два отчета за 1991 и 1992 г.г. подготовлены во исполнение хоздоговоров с Институтом физики атмосферы РАН.
Результаты анализа географических особенностей распределения облачности по земному шару, статистического описания глобального поля облаков и его параметризации с помощью систем ортогональных функций использованы для разработки (в рамках хоздоговорных тем "Атмосфера -К1А" и "Атмосфера КГ') комплекса зональных статистических глобально-региональных моделей безоблачной и облачной атмосферы, использованных головным заказчиком (ЦНИИ "Комета") в 1988-1992г.г.для метеорологического обеспечения космического землеобзора.(Акт о внедрении научных результатов исследований за 1985-1992г.г. в рамках хоздоговорных работ
"Спутник" и "Орбита" от 15 декабря 1995г.)
Некоторые из научных результатов автора включены в учебники и справочные издания:
-Хромов С.П. "Метеорология и климатология" (1983г.), -Воробьев В.И. "Синоптическая метеорология" (1991г.), -Дроздов O.A., Кобышева Н.В., Школьный Е.П. и др. "Климатология" (1989г.),
-Матвеев JI.T. "Курс общей метеорологии. Физика атмосферы" (2ое изд., 1984г., Зе изд., 1996г.),
-Мазин И.П., Хргиан А.Х. (редакторы) " Облака и облачная атмосфера. Справочник" (1992г.),
-Седунов Ю.С., Авдюшин С.И., Борисенков Е.П. и др. (редколлегия): "Атмосфера. Справочник " (1991г.).
АПРОБАЦИЯ РАБОТЫ.
Основные результаты исследований, выполнявшихся в течение 19 лет, представлялись на следующих конференциях, симпозиумах и семинарах: -семинаре " Атмосфера-океан-космос", возглавляемом академиком РАН Г.И.Марчуком (ГКНТ СССР, ноябрь 1980г.);
-конференции молодых ученых и специалистов НИИ и УГКС (Алма-Ата, апрель 1981г.);
-Всесоюзной школе - семинаре "Анализ гидрометеорологической ин-формации"(Ташкент, декабрь 1981г.);
-Третьей Всесоюзной научно-практической конференции по безопасности полетов (Ленинград, Академия гражданской авиации, октябрь 1982г.);
-Всесоюзных симпозиумах "Физические аспекты теории климата" (Обнинск, 1984,1987г.г.);
-Третьем Всесоюзном симпозиуме "Метеорологические исследования в Антарктике" (Ленинград, 1986 г.);
-семинарах СПКОР (Советская программа климатологии облачности и радиации);
-межведомственных семинарах по радиационному теплобмену ("Радиационный клуб");
-симпозиуме "Технические и экологические проблемы охраны природной среды" (Объединенный европейский научный центр, Италия, Милан-Торонто-Вербана-Испра, май 1994 г.)
-Европейской конференции по глобальной энергетике и круговороту воды на Земле (Великобритания, Лондон, Академия наук и Метеорологическая служба, июль 1994 г.)
-Всесоюзных школах Института Физики атмосферы АН СССР (19811983 г.г.);
-V Всесоюзном совещании по применению статистических методов в метереологии (Казань, 1985 г.);
-Всесоюзной конференции "Активные воздействия на гидрометеорологические процессы" (Киев, 1987 г.);
-VI Всесоюзном совещании по применению статистических методов в метереологии (Калининград, 1990 г.);
-Международной конференции по исследованию изменчивости и предсказанию муссонов (Италия, Триест, май 1994 г..тезисы доклада);
-Международном симпозиуме "Методы охраны атмосферы и водной среды. Регулирование и долгосрочное планирование природоохранных мероприятий" (С-Петербург, ноябрь 1994 г.);
-Международной конференции по геоэкологии (Казань, сентябрь1996 г., тезисы двух докладов);
-Международной конференции по колебаниям климата (Германия, сентябрь 1995 г.,тезисы доклада);
-Межведомственных совещаниях-семинарах по подведению итогов работы по теме "Орбита" (Томск, Ленинград, Москва, Выборг, 1984-1988 г.г.);
-Итоговых сессиях Ученого Совета РГГМИ (ЛГМИ), 1980-1996 г.г.
ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ И ПОЛОЖЕНИЯ ДИССЕРТАЦИОННОЙ РАБОТЫ, ВЫНОСИМЫЕ НА ЗАЩИТУ:
1. Статистический анализ полей облаков глобального и синоптического масштабов по данным наблюдений со спутников за 25 лет.
2. Разработка статистических моделей структуры полей облаков регионального и глобального масштабов.
3. Исследование и параметризация плотности и функции распределения количества облаков для различных по размерам площадей обзора (от точки и разного размера сферических квадратов до материков, океанов, полушарий и Земли в целом).
4. Корреляционный и спектральный анализ полей облаков при различном пространственном и временном осреднении.
5. Модель изменения термической устойчивости и образования конвективных облаков при учете распределения вертикальной скорости синоптического масштаба по высоте.
6. Модель смешения (вовлечения) воздушных масс с различными тер-могигрометрическими свойствами в приложении к образованию облаков и осадков в тропических циклонах.
7. Исследование статистических связей поля облаков с полями других метеовеличин (температуры, давления, влажности) и временных трендов количества облаков на всех материках и океанах.
8. Качественно-физический анализ уравнения переноса вихря скорости ветра и моделирование возникновения и развития синоптических вихрей и облаков различных форм под влиянием бароклинности атмосферы (термической и оптической неоднородности подстилающей поверхности и атмосферы).
Разделы 1-7 выполнены автором самостоятельно, раздел 8 - совместно с С.А.Солдатенко и Л.Т.Матвеевым. Часть эмпирических материалов была проанализирована в дипломных работах студентов РГГМИ, выполненых под руководством автора.
СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ
1. ОСРЕДНЕННЫЕ ПО ПРОСТРАНСТВУ И ВРЕМЕНИ ПОЛЯ ОБЛАКОВ.
В качестве исходных материалов для исследования глобального поля облаков использованы карты нефанализа (с 1965 по 1970 г.г.) и снимки облачного покрова, осуществленные с помощью отечественных метеорологических спутников Земли серии "Метеор" (с 1971 по 1992 г.г.)
В данном разделе анализируются данные о количестве облаков (п), осредненные за большие интервалы времени (месяц, сезон, год) и по большим площадям (широтная зона, материк или океан, полушарие, Земля в целом).
1.1 Зональное поле облаков.
Под зональным значением п понимают количество облаков, осреднен-ное по широтной зоне той или другой ширины (у нас наиболее часто - по 5-ти градусной широтной зоне). При этом в качестве исходных для осреднения по кругу широты данных используются значеия п, осредненные за различные интервалы времени. Сведения о количестве наблюдений, использованных для получения зональных значений п, приведены за 19711980 г.г. в [1, с. 17,табл.1]. Примерно такое же количество данных использовано и за 1981-1990 г.г.
Зональные значения (через 5°) получены для средних месячных, средних сезонных и средних годовых, при этом раздельно при осреднении только по суше или воде и кругу широты в целом. Результаты представлены в таблицах и на графиках.
Зависимость зональных п от широты хорошо известна: в каждом полушарии наблюдаются два минимума п (в высоких широтах и субтропиках) и два максимума (в умеренных широтах и вблизи экватора). На суше
амплитуда колебаний п значительно больше, чем на воде (рис. 1.1). Более того, количество облаков изменяется с широтой в основном за счет суши.
Рис. 1.1 Годовые зональные значения количества облаков (баллы),ос-редненные по кругу широты (1), воде (2) и суше (3). 1971-1990г.г.
1.2. Годовые колебания облаков.
В работе детально исследованы годовые (сезонные) колебания п. На рис. 1.2 представлены месячные значения п, осредненные по кругам широты, по данным за два десятилетия. Положение максимумов п изображено двойным пунктиром, субтропических минимумов-пунктиром с точкой. Для установления положения экстремума п и самого экстремального значения использована методика квадратичной интерполяции.
Наибольшее смещение зон экстремальных п (весной и летом по направлению к полюсам, осенью и зимой - к экватору) наблюдается на материках: в СП широта максимума п изменяется в течение года на 16,3° градуса на суше и только на 4,3° на океане; само максимальное п изменяется на суше от 6,5-6,6 б в конце лета и начале осени до 4,8-4,9 б в середине и конце зимы, на океане от 7,1-7,3 б летом до 7,5-7,8 б зимой.
Амплитуды колебаний широты субтропического минимума на суше и океане сравнимы между собой (12,3 и 12,1°), однако, амплитуда пт!п на суше в два раза больше, чем на океане (0,7 и 1,3 б). Экваториальный максимум п, тесно связанный с внутритропической зоной конвергенции, на суше с мая по октябрь расположен в СП, а с ноября по март - в ЮП. Амплитуда колебаний срга составляет 15,4° (фт изменяется от 6,6° с.ш. в августе до 8,8° ю.ш. в феврале). На океане экваториальный максимум п в течение всего года находится в СП : на широте 8,1° в сентябре и 3,0° в марте. Амплитуда пгаах равна 0,9 и 1,3 б на суше и океане соответственно. В ЮП четко прослеживаются годовые колебания лишь широты расположения и самих п субтропического минимума на материках.
Годовые колебания осредненных по всему кругу широты (зональных) значений п подчиняются тем же закономерностям, что указаные выше для суши.
Рис. 1.2. Месячные зональные значения количества облаков (баллы). 1971-1990г.г.
Представляет интерес сравнить значение п и, в часности, годовые колебания п, полученные с помощью различных систем спутников. На рис. 1.3 изображен годовой ход осредненных по СП значений п по наземным данным (БС - Берлянд - Строкиной) и наблюдений со спутников: отечественных (кривые: 1-за 1971-1980, II- за 1981-1990г.г.) и иностранных (штриховые кривые).
Можно выразить удовлетворение тем, что наши данные занимают центральное (среднее) положение. Это означает, что из всех систем спутников наши спутники обеспечивают получение более надежных данных о количестве облаков. Иностранные спутники позволяют получить другую ценную 12
информацию, однако, количество облаков с помощью иностранных спутников определяется, как показывает рис. 1.3, менее надежно, чем с помощью спутников "Метеор".
Наибольшие расхождения между п по данным различных спутников отмечаются в высоких широтах (Арктике и Антарктиде). По нашим данным количество облаков в Антарктиде мало: вблизи побережья (70°) около 56, а внутри материка 1-36. Нам представляется, что такие низкие п физически объяснимы. Во-первых, над ледяной поверхностью при преобладании очень низких температур (и, как следствие, малого содержания водяного пара), а также повышенного давления условия для образования облаков не благоприятны. Во-вторых, сама ледяная поверхность, расположенная к тому же достаточно высоко над уровнем моря, высушивает атмосферу (над ней водяной пар сублимируется при относительной влажности существенно меньше 100%). Согласно наблюдениям (Атлас Антарктики, 1969), в центральной части Антарктиды осадки выпадают в виде игл и изморози при безоблачном небе (осадки сублимации). Доля осадков, выпадающих здесь из облаков, не превышает 5-10 %.
Более высокие по наземным (по сравнению со спутниковыми) наблюдениям значения п, как известно, объясняются влиянием боковых поверхностей и других факторов. Согласно формуле п'^п'+О.бО-пОп', приводимой в учебниках (Матвеев Л.Т., 1984г.), при абсолютном (т.е. наблюдаемом с больших высот) значений п' - 0,5 наблюдатель на станции определит п" , превышающее п' на 0,125 или на 1,256 : п" = 0,625.
Рис. 1.3. Годовые колебания количества облаков, осредненого по северному полушарию.
Отечественные спутники серии "Метеор": 1-за 1971-1980г.г. II - за 1981-1990г.г.
Иностранные спутники : Nimbus-7 (1979-1985г.г.), ISCCP (1983-1988г.г.). БС - наземные наблюдения (Берлянд - Строкиной) Сплошные кривые - данные различных моделей.
Обратим внимание на то, что, хотя данные наблюдений различаются между собой, по всем этим данным количество облаков на полушарии максимально летом и минимально зимой. В то же самое время, по данным всех моделей (сплошные кривые на рис. 1.3.) летние значения п существенно меньше зимних. Нам представляется, что этот недостаток моделей обусловлен тем, что при их построении не учтен важный фактор - бароклинность атмосферы (обсуждаемая ниже).
1.3. Поля облаков, осредненные по материкам, океанам, полушариям и Земле.
При оценке доли площади, покрытой облаками, следует учитывать изменение площади сферической трапеции со сторонами Дер и ДА. в зависимости от широты ф. ее центра. Поскольку площадь такой трапеции равна а2 Дф ДА, cos ф, (a - радиус Земли), то осредненное по площади количество облаков равно :
Е п. а2 Дф ДА. cos ф, JJn.cos ф.
£ а2 Дф ДА, cos ф( L cos ф.
где суммирование по i распространяется на все трапеции в пределах рассматриваемой площади (материка, океана, полушария).
Осредненные по всем материкам, океанам, полушариям и Земле в целом месячные и годовые значения п по данным за 1971-1980 и 1981-1990г.г. приведены в табл. 1.1.
Отметим некоторые особенности распределения п по земному шару. Значения п над водной поверхностью значительно больше, чем над сушей (в СП разность п составляет 0,9-1,16 летом и 1,6-1,96 - зимой; в ЮП эта разность еще значительнее: 1,6-2,36 летом и 3,0-3,26 зимой).
Океаны ЮП покрыты облаками во все сезоны года в большей степени, чем океаны СП (в среднем за год- на 1-1,3 6).
Значения п с ноября по март на суше ЮП также больше, чем в СП, однако, с апреля по октябрь и в среднем за год соотношение обратное (годовые п в СП на 0,36 больше, чем в ЮП).
Наиболее существенная особенность обсуждаемых данных сводится к тому, что значения п на всех материках (кроме Европы) летом больше, чем зимой. Из всех 126 сравнений Я (7 материков в двух полушариях, по 9 сравнений на каждом, два десятилетия), приведенных в табл. 1.2. лишь в двух случаях (и то только в Антарктиде) летние п оказались меньше зимних. Во всех остальных 124 случаях пл > ns (сравниваем при этом все летние п со всеми зимними). Менее однозначно изменение п на океанах.
Только в Ледовитом и северных частях Атлантического и Индийского океанов хорошо выражены годовые колебания п : в Ледовитом и Индийском во всех случаях пз < пл (при колебаниях разности пл- пз между 1,3 и 2,6 б), а в Атлантическом пз > пл(при пз - пл, заключенной между 0,2 и 0,8 б). Попутно отмети^, что в Европе, находящейся под сильным влиянием Атлантики, также во всех случаях ns >пл (при 0,7 < пз- пл < 1,26).
Таблица 1.1. Осредненные по суше, воде, полушариям и Земле месячные и годовые значения п (%). 1971-1980г.г,- числитель; 1981-1990г.г.-знаме-натель.
Месяц
Северное полушарие
вода
супа
в целом
Вшов полушарие
Зеиля
вода
суша
в целом
вода
суша
в целой
I
II
III 1У'
V
VI УП УШ
IX
X
и
XII
Год
58
59
56 ! 58
54 56
56 56
59
58 61 61
»
' 60 : 60
; 60 ' 52
59
60
58
59
58
60
59
58
59
¿0
42
43
42
46
££
50
! 49 52
51
49
52
50
51
49
50
45
47 ^
43
41
43
45
48
51
53
50
52
49
53
52
54
54 56
56
57
55 57
55 57
55
; 56
54 | 54 ; 52 : 52
; к
1 53
: и
55
67 72
65 72
67 72
67 72 67
71 67
Я
67
72
69
72
70
71
69
71
! 69 I 72 69
73
68
72
47 56
49
54
45
53
44
50
41 44
37 41
35 41
37 40
40 43
43
46 43 49 46
54 %
48
62 69
61
68
62 68 62 68 61 65 60
65
60
66 |
62 | 66 |
63 '
65 63
66 :
63 67
64 69
63 67
63 68
61 67
61
66
§2 66
64
67
64
68
65 68
65 68
65 68
65 67
65
67
65
68 64 67
46
43 46
43
48 ^
50
46
49
45 48
44 48 ¿6
47
48
¿4
46
42
45
43
47
44 47
57 61
56 60
56 65
57 61
58 61
58 61
58 62
59 61
59 61
58
60
58 60
58 61
58 61
На Тихом океане и в южных частях Атлантического и Индийского океанов годовые колебания п выражены очень слабо: амплитуда их не привышает 0,2-0,36, при этом практически равновероятно как пз > пл, так и п < п .
3 л
Достаточно полное объяснение наблюдаемых особенностей изменения п в течение года дано в монографии [1, с. 33-40], статьях [ 18, 23, 25 ], в кратком виде - в разд.6 растоящего доклада. Здесь лишь отметим, что формирование и развитие практически всех форм облаков тесно связано с синоптическими вихрями.
Таблица 1.2. Осредненные по материкам и океанам месячные значения количества облаков (%). 1971 -1980г.г,- числитель; 1981-1990г.г.- знаменатель.
месяц
Материки и океаны I II. III 1У У У1 Ш ■ 1-------- ли! пс X Л XII Год
Сев ерное полушарие
Европа 62 | 62 58 61 57 '55 54 54 1 56' 59 65 §§ 59
60 59 58 64 62 56 56 56 59 60 " 58 60 59
Азия 39 Ш « 48 50 49 50 49 47 43 38 39 | 44
40 ■ ■а. 44 49 51 51 51 49 47 42 38 39 45
Африка 29 28 33 37 38 39 32 41 41 36 32 31 35
33 34 41 43 43 43 46 46 46 41 36 33 40
Америка 48 47 53 56 57 56 58 57 55 £ 48 53
51 51 52 56 1 59 1 60 57 56 56 55 52 52 55
Ледовитая 39 38 35 48 55 57 64 64 ^ 56 41 39 48
36 36 31 32 46 56 60 62 56 41 39 46
Атлантичес- 59 56 56 56 56 53 52 54 57 59 60 56
кий 61 60 60 60 ГО 56 63 52 54 57 59 61 56
ИвдкйскиЗ 36 32 36 35 45 58 06 56 51 45 41 43 44
43 35 38 41 51 62 62 62 56 49 44 42 49
Тихий 62 60 58 62 63 62 63 62 62 64 64 65 62
.64-.. 64_ 62, _ 63 65 64 б4... .63 62 . 64 65 1 63
Австралия «5 41 44 42 38 44 £№09 35 39 полушарие 38 I 34 39 34 30 33 33 29 Е2 31 34 30 » 40 40 44 37 37
Африка 61 66 60 66 57 64 55 60 42 45 32 33 38 38 40 42 ¡51 51 57 54 61 61 65 50 50
Америка 62 69 61 57 58 66 об 64 '54 ,57 49 53 46 52 48 50 ■54 ¡56 об 61 56 64 67 55 60
Антарктида 21 31 27 26 22 28 23 24 23 ■ 22 23 ••¿А 21 ■24 21 23 121 24 22 23 20 25 21 31 22 26
Атлантичео-! 66 64 67 68 69 ■68 68 69 72 72 70 69 68
кия 72 71 72 73 172 '• 72 -72 74 75 73 ; 73' 73 73
йндаЯсгшй 67 65 65 64 65 ¡65 1 65 66 ¡68 66 66 67 66
73 72 72 70 70 171 |72 70 70 69 (71 72 71
Тихий 66 65 66 67 66 | 66 '66 68 69 69 68 69- 67
72 73 73 72 71 ¡72 ■ 72 71 [72 171 ¡71 | 73 72
В зарождении и последующем развитии этих последних, важную (нередко определяющую) роль играет бароклинность атмосферы (адвекция тепла и холода, зависящая, прежде всего, от горизонтальных контрастов температуры).
Уже ранней весной тонкий деятельный слой почвы на материках быстро прогревается и затем в течение большей части теплого времени года сохраняет более высокую температуру по сравнению с деятельным слоем
на океанах. Посредством турбулентного, радиационного и конденсационного теплообмена разность температур между деятельными слоями суши и океана распространяется и на атмосферу. При этих условиях любой перенос воздушных масс с океана на материк представляет собой адвекцию холода, способствующую возникновению циклонов с их восходящим движением воздуха и образованию облаков.
Поздней осенью или в начале зимы в условиях отрицательного радиационного баланса деятельный слой почвы на материках (с его малым запасом тепла) быстро охлаждается и преобретает более низкую температуру по сравнению с деятельным слоем океана. Возникшая разность температур между океаном и материком сохраняется в течение большей части холодного времени года. Любой перенос воздушных масс с океана на материк представляет в этих условиях адвекцию тепла, способствующую возникновению антициклонов с их нисходящими движениями воздуха, которые препятствуют образованию облаков или разрушают существующие (те, что образовались в циклонах и затем перенесены в области высокого давления).
Результаты анализа синоптических материалов убедительно свидетельствуют о том, что летом на материках действительно циклонов образуется значительно больше, чем антициклонов, а зимой это соотношение обратное.
Этим (а ничуть не конвекцией термического происхождения) объясняется хорошо выраженный годовой ход количества облаков на материках (с максимумом п летом и минимумом п зимой).
В северной части Индийского океана количество облаков возрастает летом за счет смещения ВЗК в эту часть океана. Отметим, что в формировании самой ВЗК и ее движении также велика роль адвекции холода. В Ледовитом океане в теплых воздушных массах, перемещающихся с материков на ледяную поверхность, летом часто образуется туман, который, приподнимаясь, переходит в слоистую облачность. Зимой же, при очень низких температурах и малом влагосодержании, в Арктике как и в Антарктике, условия для образования облачности неблагоприятны. Вследствие этого в Ледовитом океане во все летние месяцы п больше, чем в зимние.
Из всех океанов только в северной части Атлантического океана существенно сказывается влияние адвекции холода на образование облаков. Зимой, при господствующем в умеренных широтах западном переносе, в северной Атлантике наблюдается хорошо выраженная адвекция холода (прежде всего, за счет переноса воздуха с Гренландии и Канады), благоприятствующая образованию циклов (в первую очередь, вблизи побережий Гренландии и Канады). Последующее развитие и смещение этих циклонов на восток приводит к формированию Исландского центра действия атмосферы. Благодаря этому количество облаков в северной части Атлантического океана в зимние месяцы на 0,4-0,86 больше, чем в летние. В умеренных широтах это различие еще более существенное.
Количество облаков на морях зимой больше, чем летом всюду, где хорошо выражена адвекция холода (с суши на море). Таковы Средиземное и Черное моря, западная часть Тихого океана (в умеренных ¿«ротах СП). Уникальный случай в этом смысле представляет Охотское море (в целом довольно холодное). Однако, под влиянием переноса еще более холодного воздуха из Сибири зимой над этим морем отмечается свыше 10 циклонов в месяц, летом же (при преобладании переноса теплого воздуха из Сибири) циклоны над Охотским морем практически отсутствуют (Ильинский O.K., 1962г.). Естественно, что и количество облаков здесь зимой намного больше, чем летом.
Существенно различно зимой и летом число циклонов и количество облаков над морями вблизи дальневосточного побережья России. В частности, Алеутский минимум давления, формирующийся под влиянием циклонов, зародившихся вблизи побережья, очень глубок зимой и практически не наблюдается летом.
В большей же части таких огромных океанов, как Тихий, Индийский и Атлантический (в ЮП - единый океан) адвекция холода плохо выражена и мало изменяется в течение года (особенно, в низких широтах). Как следствие, над такими океанами в целом годовые колебания п плохо выражены.
2. ПЛОТНОСТЬ И ФУНКЦИИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ КОЛИЧЕСТВА ОБЛАКОВ.
Функции распределения (F) относятся к числу наиболее информативных статистических характеристик поля облаков, равно как и полей других метеовеличин. Аппроксимация F с помощью некоторых аналитических выражений позволяет существенно сократить объем информации (уплотнить ее).
2.1 Влияние площади обзора на плотность распределения п .
Плотность (Р) и функция (F) распределения п обладают рядом особенностей. Для большинства метеовеличин (температура, давление, влажность) распределение близко к нормальному. В то же время плотность распределения п, по данным наблюдений с поверхности земли, наиболее часто имеет вид U - образной кривой (Маховер З.М.,1979-1982г.г.; Кобышева Н.В.,1971г.). По спутниковым же (а в некоторых случаях и наземным наблюдениям) преобладают распределения п куполообразного типа. Предпринимались неоднократные попытки объяснить столь существенное различие распределений п влиянием различных факторов, таких как местные (географические) особенности района наблюдения, время года и суток и др..
Однако, как нам представляется, только в наших работах [14,17,22] впервые обращено внимание на то, что это принципиальное различие объясняется, прежде всего, влиянием на Р и F размера площади (S), по которой определяено количество облаков. На существование такой зависимости Р и F от S указывают следующие рассуждения. Если п определяется в точке (при наблюдении с земли - в зените, со спутника - в 18
надире), то могут наблюдаться только два состояния: сплошная облачность (п = 10 баллов) или ясно (п = 0).С другой стороны, если площадь, охваченная наблюдением, достаточно велика (например, весь материк или полушарие), то количество облаков во всех случаях будет близко к его среднему значению (4-6 баллов), а вероятность малых (0-2 б) и больших (8-106) значений п будет очень мала. Короче говоря, в первом случае распределение п будет II - образным, а во втором - куполообразным.
С целью реализации этой идеи и построения эмпирических функций распределения п использованы высококачественные фототелевизионные наблюдения облачного покрова со спутников. Количество облаков определялось по доле сферического квадрата, занятой облачностью. Размер квадратов с общим центром изменялся от нуля (центр квадрата) и 0,5х 0,5° до 10x10°. В [1,рис.2.1] приведена эмпирическая плотность распределения п (называемая также повторяемостью) во все сезоны года по наблюдениям над Европейской частью СССР в 1979-1981г.г. в дневное время суток. Объем выборок составил: 2105 зимой, 2430 весной, 1512 летом и 2598 осенью.
Как и следовало ожидать, эмпирические данные подтверждают отмеченную выше закономерность: при определении п по малым квадратам (0,5x0,5; 1x1°) распределение п носит и -образный характер (максимумы повторяемости приходятся на 0-2 и 8-10 баллов, а минимумы - на 4-6 баллов); в случае квадратов больших размеров (8x8, 10x10°) распределение п приближается к куполообразному (максимумы повторяемости смещаются на 3-7 баллов, минимумы - на 0-10 баллов); начиная с квадрата 2x2°, наряду с сохраняющимся минимумом п на 56., появляются все более углубляющиеся минимумы на 0 и 106.-кривая повторяемости п приобретает двугорбый характер.
Средние за сезон значения п от размера квадрата практически не зависят: различие не привышает 0,1-0,26., к тому же не отмечается какой-либо определенной тенденции изменения И при увеличении размера квадрата. В связи с этим и с учетом встречающихся в реальных условиях трудностей определения количества облаков можно высказать следующую чисто практическую рекомендацию: при наблюдении облаков на станциях, наряду с определением их количества по всему небосводу, следует отмечать наличие или отсутствие облаков в зените. Оцененное по этим последним отметкам среднее значение п (за месяц, сезон, год) наверняка будет более точным, чем значение п, найденное по данным обзора всего небосвода.
Средние квадратические отклонения (оп) количества облаков при оценке п в точке и по малым квадратам во все сезоны сравнимы со средними значениями (я). С увеличением размера квадрата оя уменьшается (примерно в 2 раза при переходе от 1x1° к 10x10°).
В связи с этим отметим, что точность оценки п по большим квадратам выше, чем по малым (поскольку ои = Оп / АН, то оп , а вместе с этим и погрешность оценки я, составляет около 0,16 для малых квадратов и около 0,056 - для больших).
Асимметрия распределения п отрицательна зимой {Ап~ -0,6 + -0,7), положительна летом (Ап~ 0,8 + 1,1) и близка к нулю (Ап~ -0,1 +0,1) весной и осенью. Эксцесс распределения п во все сезоны года меньше нуля (Е~ -2,4 -ь -0,4).
В монографии [ 1, с.58-69] приведены и проанализированы данные о повторяемости количества облаков во всех широтных зонах (через 5°) северного и южного полушарий, на всех материках и океанах, при этом оценена повторяемость как каждого балла облаков, так и градаций 0,1 — 4, 5-7 и 8-10 баллов (по сезонам года).
Повторяемость (Р) ясного неба и облаков 1-46 на соответствующих широтах (от 15 до 65°) в северном (материковом) полушарии в 3-5 раз больше, чем в южном (океаническом).
Повторяемость же 8-10 б, наоборот, примерно на 20% в северном полушарии меньше, чем в южном. В умеренных широтах северного полушария, а также в низких широтах обоих полушарий хорошо выражены сезонные колебания п.
Значительно более сильно годовые (сезонные) колебания п проявляются, когда повторяемость различных градаций облаков определена раздельно для каждого из материков и океанов, а также для суши и воды полушарий.
В согласии с тем заключением, которое следует из уравнения переноса вихря относительно роли адвекции тепла (холода) в формировании синоптических вихрей, зимой (когда на материках преобладает адвекция тепла, способствующая образованию антициклонических вихрей) повышена (по сравнению с летом) повторяемость безоблачной и малооблачной (146) погоды и, наоборот, понижена повторяемость облачности (8-10 и 576).
На океанах и в Европе, подверженной сильному влиянию Атлантики, соотношение между повторяемостями п зимой и летом - обратное (хотя и значительно слабее выраженное): повторяемость малооблачной погоды (0, 1-46) зимой меньше, а пасмурной погоды (8-106) больше, чем летом. Наиболее значительна разница в повторяемости ясного неба : над Азией она составляет 32% в январе и только 17% - в июле; над сушей южного полушария 18% в июле (зима) и только 7% в январе (лето), над сушей северного - 30% в январе и 17% в июле. Повторяемость облачности 8-106 на суше, наоборот, более значительна летом: на суше СП она равна 28% в июле и 24% в январе, южного - 35% в июле и 16% в январе.
Если перенос (адвекции) воздушных масс с океанов на материки оказывает существенное влияние на формирование вихрей и поля облаков на материках, то на океанах это влияние не столь значительно. Объясняется, это, прежде всего, тем, что поверхность материков как в северном (31%), так и особенно в южном (19%) полушариях мала по сравнению с
поверхностью океанов.
Вследствие этого и доля тех водушных масс, которые поступают с материков на океаны, сравнительно невелика по сравнению с общим массо-обменом на океанах. К тому же поступившая с материка на океан воздушная масса быстро трансформируется под влиянием турбулентного теплообмена как в атмосфере, так и в воде.
Тем не менее на океанах также проявляется эффект адвекции тепла (холода) : так, над Атлантическим океаном (СП) облачность 8-106. раблю-дается более часто в январе, чем в июле (35 и 26% соответственно), а ясное небо, наоборот, реже в I, чем в VII (8 и 10%). В таком же соотношении находятся повторяемости облаков в находящейся под сильным влиянием океана Европе: повторяемость 8-106 составляет здесь 44% в I и 31% в июле, а повторяемость ясного неба 10% в I и 12% в VII.
В этой же главе приведены данные о годовом ходе относительной доли площади материков, океанов и полушарий, которая покрыта облачностью 0-2, 3-7 и 8-10 баллов по данным наблюдений за 10 лет. Наиболее значительны колебания в течение года этой доли на материках. Здесь малооблачная погода (0-26) наблюдается (в обоих полушариях) на площади, которая летом на 12-15% меньше, чем зимой. С другой стороны, облачность 3-76 и 8-106 покрывает летом площадь соответственно на 10-12% и 3-5% большую, чем зимой (в СП). В южном полушарии более значительны сезонные колебания площади материков, покрытой облачностью 8-106 : она летом на 9-11 % больше, чем зимой, в то время как площадь, покрытая облачностью 3-76, летом только на 1-4% больше, чем зимой.
2.2.Параметризация распределений количества облаков.
При решении задач динамики облаков, построении моделей общей циркуляции атмосферы и климата Земли возникает необходимость параметризации (аппроксимации) эмпирических распределений п с помощью некоторых аналитических выражений. Аппроксимация преследует также цель сглаживания погрешностей расчета повторяемостей, которые могут быть особенно значительными при малых значениях плотности распределения.
Поскольку асимметрия (Ап) и, особенно, эксцесс (Еп) во все сезоны года и по наблюдениям п во всех квадратах существенно отличаются от нуля, то распределение п не описывается нормальным (гауссовым) законом (для которого, как известно, Ап = Еп = 0).
Для параметризации (сглаживания) эмпирических данных испытано несколько видов функции: степенная, экспоненциальная, Грамма-Шарлье и др. В лучшем согласии с эмпирическими данными оказалась аппроксимация с помощью обобщенного логарифмически-нормального распределения (Джонсона) и распределения Вейбулла.
Плотность (Р) и функция (Р) распределения в первом случае имеют вид :
где «>
%0
ГЪ- - в баллах.
/2.2/
/2А I
Эти же функции в случае распределения Вейбулла :
/Т> ✓ • и- \ с.
о
ГЪ 6 С
)
п. 6 с,
где а , Ь, с -параметры, определяемые по п , ап и Лл .
Результаты сравнения аппроксимированных (сглаженных) значений Р и Р с эмпирическими показали, что в 80-90% случаев разность между ними не превышает 3-5%.
Для доказательства соответствия эмпирического распределения сглаженному привлечено несколько критериев (А.Н.Колмогорова, Уилкоксона, серийный).
Проверка показала, что при уровне значимости 5 и 1 % (доверительной вероятности 0,95 и 0,99) для всех квадратов справедлива нулевая гипотеза: эмпирическое и сглаженное распределения принадлежат одной генеральной совокупности.
Аппроксимация Р с помощью других функций (степенной, экспоненциальной, квадратической), помимо больших значений ошибок, обладает тем существенным недостатком, что сглаженные значения Р при п =106, как правило, сильно отличаются от 100% (в ту или другую сторону).
3. КОРРЕЛЯЦИОННЫЙ АНАЛИЗ ГЛОБАЛЬНОГО ПОЛЯ ОБЛАКОВ.
Корреляционные функции позволяют исследовать пространственно-временную структуру поля облаков, в часности, составить представление о горизонтальных размерах облачных полей. Такие данные, помимо прикладного значения, представляют интерес для численных моделей образования и прогноза облаков.
С целью исключения пространственной неоднородности и колебаний во времени средних значений и дисперсии корреляционная функция строилась для нормированных значений количества облаков :
^ i i V^V^AV >
пы. - среднее месячное количество облаков в узле (i , j) в / - месяце к-го года; п '.. - среднее (из ежедневных наблюдений) количество облаков в узле (i , j ) в 1-м. месяце; о '.(-среднее квадратическое отклонение (по ежедневным данным) п в узле (i , j) в 1-м месяце. Выборка, составленная из <р*' , рассматривалась как совокупность случайных величин, удовлетворяющих свойству однородности в пространстве и стационарности во времени.
3.1. Пространственная корреляция месячных п.
Результаты расчета корреляционных функций (г) в меридиональном (через 20° долготы) и широтном (через 5° широты) направлениях в том и другом полушарии приведены в монографии [1,табл.3.1, 3.2].
Отметим некоторые особенности изменения г в зависимости от расстояния между точками.
Коэффициенты корреляции вдоль широтных кругов в умеренных и низких широтах (ф< 65°), будуси близкими при ДА, = 10°, более быстро убывают с увеличением расстояния в северном полушарии по сравнению с южным. Вследствие этого при всех ДА,> 20° значения г на соответствующих широтах в северном полушарии значительно меньше, чем в южном. Такое различие в корреляционных связях обусловлено влиянием подстилающей поверхности на поле облаков : она более однородна в южном полушарии. Поэтому количество облаков вдоль западного воздушного потока изменяется медленнее в южном по сравнению с северным.
Особенно велика разница в значениях г в субтропиках и тропической зоне (ф=45 +10°). Здесь в ЮП преобладает океаническая поверхность и, как следствие, наблюдается очень медленное убывание г с ростом ДА, (даже при ДА. =90° значение г в зонах 45-35° и 15-10° всего лишь примерно в 2 раза меньше, чем при ДА, =10°). В северном же полушарии в субтропиках велика (на данной широте) доля суши (а на ней горного рельефа), благодаря чему наблюдается более сильная изменчивость (по горизонтали), облачности, быстрое убывание г с расстоянием и малые значения его при больших АХ (при АХ =80-90° на некоторых широтах г уже меньше нуля).
В высоких широтах (ф > 70°) значения г при АХ = 10-20° достаточно велики (- 0,70-0,90), что обусловленно, прежде всего, уменьшением (при фиксированном ДА.) растояния между точками (пропорционально cos ф). Однако, в высоких широтах (в отличие от умеренных и низких) значения г на соответствующих широтах в ЮП меньше, чем в СП. Здесь подстилающая поверхность в обоих полушариях достаточно однородна (лед). Однако, в Анктартиде различна высота ледяной поверхности над уровнем моря, а
23
на 70° ю.ш. сказывается чередование вида подстилающей поверхности (лед - суша - океан).
В северном полушарии подстилающая поверхность более неоднородна и шероховата, чем в южном. По этой причине западные воздушные потоки, с которыми смещается и облачность, оказываются более тесно связанными именно в СП. Благодаря этому и коеффициенты корреляции вдоль меридианов в СП (при фиксированном Д<р) больше, чем в южном: при Д(р= 5° г -0,87 в северном и г = 0,66-0,76 в южном. При Дер = 15° в СП преобладают значения г, превышающие 0,25, в то время как в южном почти все г меньше 0,10.
Осредненные по всем меридианам и всем параллелям (с учетом зависимости расстояния между узлами от широты) значении г приведены в [1, табл.3.3]. Легко видеть, что корреляционная связь облачности в широтном (с запада на восток) направлении значительно теснее, чем в меридиональном (с севера на юг): при х = у коэффициенты г (х) существенно больше г (у). Обусловленно это преобладанием зональных потоков (с которыми перемещается и облачность) над меридиональными.По этой же причине в южном (океаническом) полушарии, где зональные потоки еще больше преобладают над меридиональными, связь между облачностью вдоль параллелей сильнее, а вдоль меридианов слабее, чем в СП.
Приведем еще оценки масштабов корреляции
м м
При зависимости г от х и у, близкой к экспоненциальной, х* и у* определяются из соотношений:
г (х*) =0,37; г (у*) =0,37.
По данным табл. 3.3. в [1] получаем:
= 3500км; у* = 1400км; *ю* = 5000км; ук* = 1100км.
В согласии с приведенными выше рассуждениями, масштабы х* и хю* вдоль параллелей существенно больше масштабов у* и ую* вдоль меридианов. Кроме того,*.* < хю* и у* > ую* .
3.2. Временная и пространственно-временная корреляция п.
В этом же разделе проанализированны пространственно-временные корреляционные функции количества облаков, осредненного за 10, 5 и 1 сут., при различном временном сдвиге (от 0 до 5 сут.).
Совершенно естественно, что по мере увеличения периода осреднения поле облачности становится более однородным (гладким), что сопровождается усилением корреляционной связи. Для осредненных за различные периоды значений п справедливо отмеченные выше закономерности изменения г в широтном и меридиональном направлениях. Анизотропность распределения г тем меньше выражена, чем меньше период осреднения п.
Осреднение по кругам широт (зональные) месячные значения (после исключения годовых колебаний) использованы для расчета временной корреляционной функции для всех широт (через 5°) СП и ЮП, при временном сдвиге (Т)от 1-23 месяцев. Наиболее высокие значения г (X) наблюдаются в умеренных широтах (45-65°) южного полушария : здесь г (X) больше 0,7
- 0,8 при X = 1-3 месяцу и г (X) больше 0,5 при X = 4-23 мес. В СП связь между п при X = 1 месяц также достаточно высокая : г (1) на всех широтах, кроме субтропиков (30-20°), привышает 0,6. Однако, при X > 1 мес. корреляционная функция достаточно быстро убывает.
Обсужден вопрос о влиянии пространственного осреднения на статические характеристики временного ряда. Корреляционная функция г, (X) детерминированной составляющей (называемой сигналом) случайной величины связана с г(Х) соотношением : г, (Х)=г(Х)/а . Параметр а росит название уровня сигнала. Он показывает, какая доля дисперсии случайной величины приходится на сигнал.
При осреднении по полушариям значения а равны : 0,85 - в СП и 0,84
- в ЮП; по Земле в целом - 0,90.
3.3. Временные изменения (тренды) глобального поля облаков.
Данные спутниковых наблюдений за 1971-1988г.г. использованы для установления связи случайной величины п с детерминированной величиной
- временем I. В качестве п использованы среднемесячные значения, осред-ненные по данному материку или океану. Чтобы исключить влияние переодических (годовых) колебаний, уравнения регресии строились для отклонений (п\) от среднего (за весь 18-летний период) значения пк в к-том месяце:
п и ~ пы - Пк
где I - порядковый номер года (/ =1,......... 18), к - номер месяца (к =
1,......,12). Объем выборок по каждому материку и океану N = 216.
Уравнение прямой регрессии между п и ( имеет вид:
л, = а + Ы, , (3.1.)
где 1 -порядковый номер месяца в выборке (1 = 1,........ 216).
Если обозначить ^
то коеффициенты регрессии
4-би/вп, , а,* К - еь ,
- -¡ЙЬ1
где п й I -средние значения п и I по всей выборке.
Средние квадратические отклонения: п.=п'к| от п. , определенному по уравнению регрессии (З.1.),
коеффициентов регрессии
оа=с(1/к'Н2/С2,)1/2; о=а/^ .
Для коеффициента корреляции (г) между п. и справедливо соотношение:
Таблица 3.1. Параметры уравнения регрессии. Северное полушарие 1971-1988г.г.
Ыатврих Окбдн ---ff—---■---—- . (!ез cjtQ)q> ыирго .рдадаояря со ;ск0щ>вд*х ыфедшашем
а ioH <Г 4L tffTf , * си * V6* Ь
Еврсша -у». 5,9 о,а. 6.4 0,13 -hs 2,4 ,2,8. 0,4 0,4 0,39
Азы Т1,Х 0,?: А» .0,6. м . -2,3 1,3 0,2. 2,1 0,67
А£рхха .5,6 5,2 .5,6 0,56 -3,7 4,8 ;1,7 0,3 2,8. 0,80
CeB.JUep -и 2,4 3,9 0,6- 6.9 т -3,2 3,7 1,6 0,2 2,5 0,75
Азтантяп? -hl .4,0 0,6 4,4 Л? 1.9 0,3 3,0 0,74
Тихий ,2,7 2.5 3,6 0,5 4,0 0,40
Индлйск. -5,7 5,3 6,5 0,9 '.I 0,46
Ледов»!. Л1. -1,0, ,8,0 1,2 9,5 г0^7
Примечание: а , а и оа - в процентах; Ь и аь - в процентах/месяц.
Результаты расчета всех этих параметров приведены в табл. 3.1. Расчет выполнен как без осреднения, так и со скользящим осреднением (по пятилетиям).Согласно этой таблице, за рассматриваемый интервал времени количество облаков на всех материках и океанах СП увеличивалось во времени. За 18 лет (216 месяцев) количество облаков увеличилось (по данным без скользящего осреднения): над Азией - 2,1%; Европой -2,6%,Сев.Америкой - на 5,2% ; Атлантическим океаном - 6,1%.
Близкие значения роста п получаем и при расчете параметров уравнения регрессии по скользящим средним значениям п. Коэффициенты корреляции (г) существенно увеличиваются при использовании скользящих средних.
Возрастание количества облаков в 1967-1990г.г. установлено также и по наземным наблюдениям за облаками (Ефимова H.A., Строкина JI.A., Байкова И.М., Малкова И.В.,1994г.). Исключение составляет лишь Ледовитый океан, где количество облаков за 18 лет уменьшилось на 2,2 %.
з.4. Статистическая связь поля облаков с полями других метеовеличин.
Большой объем вычислений по установлению корреляционных связей между полями облаков (п) и полями других метеовеличин (температуры Т, давления р и относительной влажности f) выполнен по данным наблюдений в период проведения Первого глобального эксперимента ПИГАП с 1 декабря 1978г. по 30 ноября 1979г. Коэффициенты корреляции (г) расчитаны для уровней 1000 ,850 , 700 , бООгПа.
В табл. 3.2. приведена повторяемость положительных (г > 0) и отрицательных (г < 0) значений г. В несколько лучшем согласии с существующими представлениями находится связь между п и Н : в 60-70% случаев значения г nh < 0, что означает, что более низким р (и Н) отвечают повышенные п
и, наоборот, более высоким р (и Н) - меньшие значения п.
Связь между пиТ, а также между п и f значительно слабее: практически равновероятно при увеличении Т и f как уменьшение, так и увеличение п.
В связи с этим отметим, что часто используемое при построении моделей соотношение Смагоринского п = a+bf не подтверждается анализируемыми данными.
В табл. 3.3. представлены более детальные сведения о повторяемости г nf (с разбивкой их на несколько градаций). Согласно этим данным, примерно в половине случаев значения г п( (по модулю) малы (меньше 0,10). При | г nf | > 0,10 наблюдается практически равное число как положительных так и отрицательных значений г : по всем уровням и группам в 8 группах положительные г , встречаются более часто, чем отрицательные, в 9 группах - соотношение между г п( > 0 и г п| < 0 -обратное и в 3 группах равновероятны как г г[ >0, так и г п, <0.
Корреляционные связи между п и Т установлены также для значений, осредненных по площадям различного размера. Достаточно тесные и согласующиеся с существующими представлениями о влиянии облачного покрова на термический режим связи получены для холодной половины года. Коэффициенты корреляции между зональными значениями п и приземной температуры (То), определенные по 5-дневным скользящим средним за 1971 - 1988г.г. (объем выборки на каждой широте -1044) приведены в табл.3.4.
В январе, когда радиационный баланс земной поверхности отрицателен (во всяком случае в умеренных и высоких широтах), увеличение п сопровождается уменьшением радиационных потерь тепла, и как следствие, повышением Т0. Согласно данным табл. 3.4., коэффициенты корреляции между п и Т0 в январе на всех широтах положительные и достаточно высокие.
В июле, когда радиационный баланс земной поверхности в умеренных и низких широтах больше нуля, увеличение п сопровождается понижением Т0. Вследствии этого значения гпТо на всех широтах (кроме полярной области, где радиационный баланс меньше нуля и летом) отрицательные. Однако значения гпТо по обсолютной величине в июле значительно меньше (связь слабее), чем в январе.
Таблица 3.2 Повторяемость (%) положительных (г > 0) и отрицательных (г < 0) значений коэффициента корреляции.
Уровень, гПа 4 Ъъ.1
>0 <о >0 <0 >0 <0
1000 43 67 88 72 43 31
860 • 43 .67 37 63 .66 44
. 700 41 59 39 61 4? 51
600 41 59 41 59 49
Таблица 3.3 Повторяемость (%) г п[
. Уровен^ гЩ
1000 850 700 600
■> 0
СО
.12 .16 9 12
>0
. 8 7 XX 9
¿я
[0,20:0,25.
¿0.
<0
>0
>0
ш.
¿0
Таблица 3.4 Коэффициенты корреляции между п и То вдоль кругов широты. Северное полушарие.
Широта
Ё5 75 65 55 45 35 25 15 5
январь шаль 0,21 0,35 0,67 0,09' 0,54 -0,11 0,43 -0,25 0,42 -0,29 0,26 -0,03 0,49 -0,18 0,52 -0,09 0,11 -0,02
Отметим, что большая часть г (в январе - все) статистически значимы: при указанном объеме выборок сгне превышает 3 %.
Среднемесячные значения п и Т0 использованы для установления связей при осреднении по большим площадям.
По данным за 1971-1988г.г. получены следующие значения г пТо для материков СП:
Адорхха
о|з4 0,19
пТо > 0: с ростом П < 0 (увеличение п сопровождается понижением Т0). Положительные г. на других материках ^ можно объяснить лишь влиянием годовых колебаний: именно летом " наиболее значительно увеличение п и Т0 в их годовом ходе. Для нескольких районов Европы и Азии значения гпТо по среднемесячным значениям за
Европа Азия Африка
хох. под* года _ 0,Х8 0,49 ~ 0,40 ~
Х1-1У
теш. под. года -0.44 0,19 0,32
1-х
В холодную половину года на всех материках увеличивается и Т0. Летом только в Европе гпТо
1971-1988г.г. таковы:
, Сев-Зал.Ерроцы Петр ВНР Зал,С&{!яв1 Се»ор(Сибири С; в.-Вост.Сибирь
xx-iy о;« • 0,17 0,32 0,34 0,28
У-Х -0,24 -0,23 -0.41 0,19 0,39
В холодную половину года (XI-IV) и в этих районах г То > О.В летнюю (V-X) в западной части г т < 0, а в восточной - г _ > 0. Над океанами
Л, 10 Т), 10 | I
корреляционная связь между п и Т0 слабая: значения |гпТо| , как правило, не превышает 0,05 - 0,10.
4. СПЕКТРАЛЬНЫЙ АНАЛИЗ ГЛОБАЛЬНОГО ПОЛЯ ОБЛАКОВ.
В последние десятилетия, начиная с основополагающей работы Е.Н.Блиновой (1976г.), широкое распространение получили спектральные методы решения задач динамики атмосферы и теории климата. В основе этих методов лежит разложение полей метеовеличин (давления, температуры, скорости ветра) по полным системам ортогональных функций. В качестве таких функций наиболее часто используются сферические
?|ункции. Однако, начиная с работ Е.Лоренца (1960г.) и Г.И.Морского 1963г.) практикуется разложение глобальных полей давления в ряды Фурье (однократные и двойные).
В данном разделе анализируются результаты представления глобального поля облаков в виде рядов сферических функций и рядов Фурье. Поставлена задача - оценить точность представления при ограниченном числе членов ряда, а также погрешность, обусловленную предположением о симметричном (относительно экватора) распределении метеовеличин.
Представленное в виде рядов поле облаков можно (и нужно) использовать для оценки пространственных производных, поскольку по фактическим данным эти производные определяются со значительными погрешностями.
4.1. Тригонометрические функции.
При разложении количества облаков п (А, ,9) в однократный ряд Фурье используется соотношение
м
MAfi)" cJe)-tZtcm(9)m(mJi'Ym)}
где X - долгота , 9 = к/2-Х - полярное растояние, m - волновое число, ст(9) и \|/п(9) - амплитуда и фаза ш-й гармоники
Приведенные в [1] таблицы сга и \)/т (при m от 1 до 9) позволяют объяснить некоторые особенности распределения облаков, обусловленные влиянием материков и океанов, широты места, времени года и др. Оцененное по изменению (от одного сезона к другому) фазы волны направление движения волн не выявило существенного различия между длинными (ш = 1-4) и более короткими волнами (ш = 5-9).
При разложении в двойной ряд Фурье количество облаков записывается в виде :
или
1 ЛКО * 4 1 '
(ПК м
п(\в)~ £ £ (}{к СО. т^ 1- б" а* к 6,
при этом: у;'- иг^вул^ с^^^ТО1'.
Выполнен расчет коеффициентов Фурье Акт и Вкт для месячных и сезонных полей облаков (осредненных за 10 лет) при всех к = 0-9 и ш = 09. Коеффициенты при т = 0 характеризуют зональное поле облаков. Во все сезоны года наибольшей амплитудой обладают волны с А°4 и А°6. Эти волны обеспечивают минимум п на полюсах и максимум в умеренных широтах (поскольку первая из этих волн достигает максимума при ф = 45°, а вторая при ф = 60°). Значителен коеффициент А° , обеспечивающий максимум п в экваториальной зоне (А°2соз26 при 0=л/2 достигает максимума, поскольку А°2 < 0). Весьма ощутим во все сезоны года вклад члена (Ад'соб Ял-эт X) собЗЭ , поскольку А'3 и В'3 достаточно велики. Этот член обеспечивает изменение п в зависимости от долготы, особенно значительное в умеренных широтах (при 0 ~ 30°, ф - 60°).
При решении задач спектральными методами поля всех метеовеличин представляются в виде разложений по сферическим или тригонометрическим функциям. Важно, поэтому, знать, с какой точностью может быть представлено поле облаков при ограниченном числе членов ряда. Выполненные при различном числе членов ряда (М х К) позволили заключить, что реальное поле облаков с достаточной точностью воспроизводится с помощью двойного ряда Фурье при М = К = 9 (общее число членов ряда -81). В [1 , табл.4.7.] приведено распределение разности (А) между восстановленными и фактическими значениями п. Видно, что примерно в 95% случаев погрешность восстановления не привышают (по модулю) 1 балла, при этом практически равновероятны как положительные, так и отрицательные Д.
Предположение о симметрии поля облаков относительно экватора несколько ухудшает точность востановления, особенно, в СП (здесь |Д|<16 примерно в 90% случаев). Средние абсолютные отклонения востановленных п от фактических не превышают 0,46 в случае сезонных, 0,4-0,76- месячных и 0,8-1,26 - ежедневных полей облаков. Средние квадратические отклонения примерно на 0,16 больше (Д).
4.2.Сферические функции.
Представление поля облаков в виде ряда по сферическим функциям
ьЦвуаЛ (а^Ч РГМ]
Л* {
обеспечивает, согласно [1], практически такую же точность восстановления (при одном и том же числе членов ряда), как и с помощью двойных рядов Фурье. При этом сезонные (более сглаженные) поля востанавливаются с несколько большей точностью с помощью сферических, а менее сглаженные (осредненные за месяц, декаду, и особенно, пятидневку и сутки) - существенно точнее с помощью двойных рядов Фурье.
4.3. Временной спектральный анализ.
Средние месячные значения п за 1966-1992г.г., осредненные по кругам широты, материкам и океанам, использованы сначала для расчета временной автокорреляционной функции
х - п][п П.] ,
а затем - спектральной плотности
Здесь: I - порядковый номер месяца в обшей выборке; X - сдвиг по времени (в месяцах); N = 27x12 = 324 мес. - общий объем выборки; Тт -период.
Рис. 4.1. СпЕктрсльнш: плотность средпемесгчкн;: гниений Северное пол^ч-с^ие, 1956 - 1992 г.г.
Рис.4.2. Спектральная плотность среднемесячных значений. Южное полушарие, 1966-1992г.г.
В качестве сглаживающей функции А,(т) использована функция Хеннинга:
ч Го,5-[1 + сиСЗГ-сД»)] , 0£1Гй
■^'"[о > -ОТ«.
Результаты расчета спектральной плотности Р (тт) приведены по СП на рис. 4.1. и 4.2. Согласно этим данным, практически на всех широтах, равно как и на всех материках и океанах спектральные плотности количества облаков находятся в хорошем согласии между собой. Исключения составляют лишь широтный круг 50° с.ш. и Тихий океан.
На всех других широтах, материках и океанах хорошо выражены годовые колебания п, а также колебания с периодами 0,72; 1,6 и 3,5 года (эти периоды на рис.4.1. выписаны вблизи соответствующих им максимумов функции Р (тт)). На широте 50° четко выраженные максимумы плотности отсутствуют, на Тихом океане более четко выражении лишь колебания с периодом 1,4 года, а на Ледовитом - колебания с периодом 5,5 г.
В ЮП спектральная плотность п определена для всех широт от 0 до 80° (через 5°) В тропиках и субтропиках (от 0 до 35°) четко выражены колебания с периодом 1 и 3,5 года, менее четко колебания с периодами 1,6 и 1,98 года.
В более высоких широтах (от 40 до 80° ю.ш.), хотя и отмечаются колебания с периодами 3,5; 1,98 и 1 год, но амплитуды их малы.
5.РОЛЬ ИЗМЕНЕНИЯ С ВЫСОТОЙ ВЕРТИКАЛЬНОЙ СКОРОСТИ СИНОПТИЧЕСКОГО МАСШТАБА В ОБРАЗОВАНИИ КОНВЕКТИВНЫХ ОБЛАКОВ.
Хорошо известна роль вертикальных движений синоптического масштаба (горизонтальный размер областей, в которых вертикальная скорость одного знака, порядка 102 - 103 км) в формировании полей слоистообразной (преимущественно фронтальной) облачности в циклонах и ложбинах, в рассеянии и переходе этих облаков в другие формы в антициклонах и гребнях (с их нисходящими движениями).
Нами впервые обращено внимание и доказано, что эти вертикальные движения играют важную роль и в образовании кучевообразных (конвективных) облаков. При этом определяющее значение имеет не только знак, но и изменение ш с высотой.
5.1. Вертикальная скорость синоптического масштаба.
Исходным уравнением для вертикальной скорости (т) служит уравнение неразрывности, интегрируя которое по высоте ъ над плоской (не горной) поверхностью, получаем:
Г* - А-ЙГ + - -Л^л' ОШ
о 4 О
Если горизонтальные составляющие и и V извлечь из уравнений движения и вставить их в (5.1.), то придем к достаточно сложной формуле для гш, расчет по которой связан с немалыми трудностями. Об этом свидетельствуют результаты расчета т по нескольким методикам: они оказались существенно различными (вплоть до знака). Однако, анализ всех методик (начиная с классической работы Г.И.Марчука и Н.И.Булеева,1958) приводит к заключению: вертикальная скорость, равная нулю при г = 0, с увеличением высоты растет (по модулю), достигает максимума на некоторой высоте гт (3—5 км), а затем убывает, обращаясь второй раз в нуль вблизи тропопаузы.
При простейшем (и одновременно-достаточно обоснованном)
предположении, что сИу рс- линейная функция высоты
Рис. 5.1. Распределение вертикальной скорости по высоте. Сплошные кривые - расчет по формуле статьи [36], учитывающим особенности строения погранслоя при г0/г, = 0,1 :
I - с, = 20 м/с ; с,/с =0,24 ; Ь./г,= 10 ;
II - с, = 10 м/с ; с,/с'=0,24 ; Ц/г,=10 ;
III - с, = 5 м/с ; с,/с^ =0,38 ; 1./г = -10 :
Пунктирные кривые - расчет по формуле (5.3.) при Шт , равной значению гг>тна верхней границе погранслоя.
div р 2"= - (cL+бъ), „ /5.2/
получаем следующее выражение для UT :
/5-3/
где VT„ - максимальное /по высоте/ значение W , достигаемое на высоте = Н/ц, , Н - высота тропопаузы. Более общая формула, обес-печиваицая достижение на высоте =И/0 +/Т-) имеет вид:
^(^■УГМ^Т. /5.4/
Формулы (5.3) и (5.4) находятся в согласии, не только качественном, но и количественном, с результатами определения w по более сложным моделям. На рис. 5.1 приведено распределение w по высоте, рассчитанное по формуле (5.3) и методикам (Гаврилов A.C., 1992г., Матвеев Ю.Л. и Матвеев Л.Т. 1995г.), учитывающим тонкие особенности пограничного слоя. Если же учесть, что выше пограничного слоя вертикальная скорость, определенная по разным методикам, может отличаться не только по величине, но и по знаку (Морской Г.И., Воробьев В.И., 1991г.), то следует признать, что использование формул (5.3) и (5.4) при моделировании облаков и установлении закономерностей вполне оправдано.
5.2 Качественные соображения.
Ряд полезных выводов об условиях образования облаков можно извлечь из простейшего уравнения для изменения температуры воздуха (Т) во времени (t) под влиянием вертикальных движений синоптического масштаба:
dT/dt = w (y-yj (5.5)
где у = -3T/3z - вертикальный градиент температуры, уд * СУХ0 " или влажно-адиабатический градиент (в ненасыщенном и насыщенном влажном воздухе соответственно), w - вертикальная скорость, распределение которой по высоте описывается соотношениями (5.3) и (5.4).
Поскольку вне приземного слоя практически всегда термическая стратификация - сухоустойчивая (у < у у то из уравнения (5.5) следует, что при восходящем движении (ш > of температура воздуха понижается во времени (9T/3t < 0) и, следовательно, воздух приближается к состоянию насыщения, а затем - и к образованию облака.
Однако, изменяется во времени не только Т , но и у. В самом деле, если при t = 0 температура на некоторой высоте z. равна Т. 0 , а на поверхности земли Т00 , то в этот моменту в слое от 0 до равен у]0= (Tj0-
Т00) /гг За время Д!, температура на уровне изменится, согласно (5.5),на ДТ^^у^-у^, и окажется равной Т = Т) 0+ДТ, ^Т^+ш.Су^Ш,; температура при г = 0 не изменится: Т01=Т00, поскольку шо=0. Вертикальный градиент Т в том же слое от 0 до г.) в момент времени 1, = А1, составит:
■ = - 1ЦТ,|< = -
- й*+ .
Поскольку второе слагаемое здесь положительно (ибоу.0< уа; ю>0), то у. ,> у.д , при этом, чем выше уровень (в пределах слоя от 0 до гт), тем больше у., по сравнению с исходным у 0. Увеличение у во времени означает уменьшение термической устойчивости нижнего слоя тропосферы (до гт).
5.3. Численная модель.
Исходными уравнениями модели, построенной в [ 24 ], служат уравнения притока тепла и влаги в турбулентной атмосфере, записанные в инвариантной форме (Матвеев Л.Т.,1957г.):
«It ■ «-я
Здесь П = 9 + Lq /с - эквивалентно-потенциальная температура;
S = q +5 - удельное влагосодержание; 0 - потенциальная температура; q - массовая доля водяного пара; 5 - массовая водность облака; z и ср -удельные теплота конденсации и теплоемкость воздуха при постоянном давлении.
Зависимость w от высоты z описывалась формулами (5.3) и (5.4), при определении коеффициента турбулентности К использовано уравнение баланса энергии турбулентных пульсаций.
Граничные условия заданы в виде:
а) на земной поверхности (z = 0):
T(0,t) = Т0 = const; q (0,t)=foqjTg,po); 8(0,0=0.
б) на уровне тропопаузы (z = Н):
T(H,t) = Т„ = const; q (H,t)=qH« 0 ; 8(H,t)=0.
Начальное распределение (t= 0):
Т(г,0) = Т0 - y0z; q(z,0)=f0qjT(z,0),p(z)); 8(z,0)=0,
где у0 - значение у при 1 = 0; /0 - относительная влажность воздуха при Ъ = 0, а при 1 = 0 - в пределах всей тропосферы; цт -массовая доля пара в состоянии насыщения:
дт(Т,р)=0,622 Е (Т)/р (5.8)
Е(Т) - давление насыщенного пара, для зависимости которого от Т принята формула ВМО; распределение давления воздуха р(г) по высоте описывалось с помощью уравнения статики.
Не останавливаясь на численной схеме решения системы (5.6) - (5.8) и методике определения Т и 5 по известным П и Б, приведем лишь данные об изменении во времени параметра, наиболее важного для выяснения условий образования конвективных облаков - вертикального градиента температуры: у = - ЭТ/Эг.
Анализ результатов моделирования, выполненного для различных значений параметров, вошедших в уравнения,граничные и начальные условия (ш , к , у0 , /0), показал , что наиболее важную роль в изменении у играют вертикальная скорость и у0, влияние же к и / менее существенно.
Так, при возрастании среднего по всей тропосфере значения к от 7,2 до 50 м2/с градиент у уменьшается не более, чем на 0,1°С/100. Влияние /0 начинает проявляться при достижении состояния насыщения, и то лишь вблизи границ облака.
Что касается зависимости у от ш и у0 , то анализ результатов счета позволил установить, что существует тесная связь между безразмерными параметрами:
У(г>0-Уп
В =..........- и Р = //г , (5.9)
• гп'т
где гт = Н/(1+п) - уровень, на котором пи достигает максимального значения до .
ш
Зависимость В от р в слое 0-1 км при разных значениях к изображена на рис. 5.2 в [1] . При Р , не превышающих 0,3-0,4 , связь между Вир практически линейная. В слое 0 - 1 км, в частности, В = 1,45 Р , т.е.
у(г,0 = гй + 1,45 (уа- Го)Р (5.10)
Вертикальный градиент у тем быстрее растет во времени, чем больше максимальное значение хшя , которое, в свою очередь, увеличивается при возрастании глубины ложбины или циклона.
5.4. Анализ данных наблюдений.
С целью экспериментальной проверки заключений теории приведем сведения, характеризующие синоптические условия образования, прежде всего конвективных и, в частности, грозовых облаков I 30, 31 ]. Один из основных выводов теории сводится к тому, что конвективные облака (Си
Cong, Cb) образуются в областях пониженного давления.
В районе Архангельска в 1989-1991г.г. в период с мая по август отмечено 226 гроз. Повторяемость (%) их при различных синоптических условиях следующая :
Тепл.фронт Хол.фронт Фр.окл. Цикл.поле Антицикл.поле 6,3 28,6 20,6 42,9 1,6
Таким образом, в 55% грозы формируются в области фронтов (ложбин) и в 42,9 % в других частях циклонического поля, т.е. в общей сложности 98,4 % гроз приходится на области пониженного давления.
В холодную часть года (с сентября по апрель) в районе Архангельска в 1989-1991 г.г. грозы не отмечены. Однако, конвективные облака наблюдались при этом, как и грозы, в подавляющем большенстве случаев при циклонической обстановке. При общем числе 350 распределение (%) конвективных облаков по синоптическим условиям следующие:
Тепл.фронт Хол.фронт Фр. окл. Цикл, поле Антицикл.поле 4,5 58,5 12,6 21,3 3,0
Следовательно, в 75,7 % конвективные облака наблюдаются в области фронтов, а в области пониженного давления давления - в 97 % от общего числа случаев.
В районах Витебска и Гомеля по данным за 1989-1991г.г. повторяемость (%) гроз при различных синоптических условиях такова:
Хол.фронт Тепл.фронт Фр. окл. Вне фронтов N
Витебск 20,3 8,8 19,6 51,3 818
Гомель 28,1 9,5 14,8 47,6 703
Здесь N -общее число гроз, которые наблюдались за 3 года на 9 станциях в районе Витебска (в среднем по 30 гроз за год на каждой станции) и на 6 станциях в районе Гомеля (в среднем по 39 гроз за год на каждой станции). В предшествующее трехлетие гроз было больше: 51 и 60 соответственно [ 30 ].
Распределение же гроз по синоптическим условиям образования близки между собой: на долю фронтальных гроз приходится в районе Витебска 55,6 % в 1986-1988г.г. и 48,7 % в 1989-1991г.г.,в районе Гомеля в 48,7 % и 52,4 % соответственно. Вне фронтов все грозы наблюдались или в циклоническом или размытом барическом поле.
Выскажем одно суждение относительно гроз, наблюдаемых в антициклонах или размытых барических полях. Прежде всего, конечно, нельзя считать, что любая теория способна объяснить все 100 % природных
явлений. Это - с одной стороны. А с другой, согласно наблюдениям, на общем фоне повышенного или размытого барического поля отмечаются области пониженного давления сравнительно небольшого (мезомасштаб-ного) размера (Буз А.И.,1983г.).
Один из выводов теории сводится к тому, что конвективные облака чаще начинают развиваться в слое, в котором воздух достигает состояние насыщения, и одновременно с развитием мезомасштабных движений и конвективных облаков в нем формируются облака других форм.
Короче говоря, конвективные облака чаще встречаются в сочетании с облаками других форм, чем в одиночестве. Согласно данным, приведенным в [31, табл. 1], кучевые и кучево-дождевые облака в области 45-60° с.ш. наблюдаются в сочетании с облаками среднего и верхнего яруса (а СЬ -также с N5) в 2-2,5 раза чаще, чем в одиночестве. Можно также отметить, что повторяемость одиночных Си и СЬ в этой области практически одинакова во все сезоны года (например, повторяемость, Си равна 38% летом и 34% зимой; СЬ -27 и 34% соответственно).
Из изложенного выше следует, что образование облаков тесно связано с полем давления. Согласно данным, приведенным в [ 31, табл.2] (включены наблюдения по 7 пунктам в европейской части России), переход от ясной погоды к сплошной облачности в болыиенстве случаев (в 74% в июле и 62% в январе) сопроваждается падением давления. Это те случаи, когда давление в пункте падает в связи с приближением области пониженного давления с характерной для нее облачностью № - Аэ -Сб и СЬ в сочетании с облаками других форм. Однако, в 26% в январе и в 38% в июле увеличение количества облаков от 0 до 10 баллов сопровождается ростом давления. В этих случаях давление растет под влиянием приближения области повышенного давления с ее характерной облачностью - Бс и Ас.
Несмотря на ограниченный объем выборки, повторяемость - Бс, установленная по изменению давления (26-38%), практически совпадает с данными непосредственных наблюдений: в широтной зоне 45-60° на материках повторяемость - Бс составляет 29-38 %.
Связь изменений облачности и температуры (ДТ) подтверждает известную закономерность: летом (при положительном радиационном балансе) увеличение количества облаков сопровождается в большинстве случаев (63%) понижением температуры (ДТ < 0), зимой, наоборот, -в 72% ростом ее (ДТ > 0). Толкование перехода от сплошной облачности к ясной погоде (106 —>0) аналогично.
Как приведенные здесь, так и содержащиеся в [30,31] данные убедительно свидетельствуют об определяющей роли крупномасштабных вертикальных движений и синоптических вихрей в формировании облаков всех классов. Эти вихри, в свою очередь, тесно связаны с горизонтальными контрастами температуры (более точно, с геострофической адвекцией виртуальной температуры) .
5.5 Суточные колебания облаков.
Наряду с сезонными (годовыми) нами изучены суточные колебания не только количества, но и других статистических характеристик (<т, Ап, Еп , плотности распределения) облаков [ 40 ].
С этой целью выполнена специальная обработка спутниковых наблюдений за облаками в трех крупных географических районах в дневное (618ч. местного времени) и ночное (18-6ч.) время. Районы эти: Европа (65°з.д.
- 60° в.д.), запад (65-110° в.д.) и восток (115-180° в.д.) азиатской части России (АЧР). Все наблюдения проведены в зоне 35-70° с.ш., летом (VI и VIII).
Средние месячные значения ñ по всем трем районам днем больше, чем ночью в 39 случаях (имеются в виду различные квадраты) из 48, равны - в 5 и меньше, чем ночью - в 4 случаях из тех же 48.
Осредненные по всем квадратам дневные средние значения п больше ночных в Европе на 0,36. (в VI и VIII), на западе АЧР - на 0,26 в VI и на 0,16 bVIII, на востоке АЧР - на 0,76 в VIII (в VI они равны).
Плотность распределения пило этим данным существенно (принципиально) различна при определении п по малым и большим площадям.
Облака 8-106 чаще наблюдаются днем, чам ночью в Европе в 87%; на западе АЧР - в 44% и на востоке АЧР -в 69% случаев; облака 3-7 б -соответственно в 87, 100 и 50% случаев. Повторяемость облаков 1-26 на западе и востоке АЧР днем и ночью практически одинакова (26% на западе и 18-19% - на востоке). Но вот в Европе повторяемость этих облаков ночью больше, чем днем (34 и 23%).
Объясняется это тем, что максимум повторяемости конвективных облаков сдвинут на вечерние сроки (вследствие этого повторяемость их утром
- от 6 до 12ч. - значительно меньше, чем вечером - от 18 до 24ч.). Определенный вклад вносят кучевые вечерние (Cu vesp), которые образуются после 18ч. из Си cong и Си med.
Не исключено, что наблюдаемые над Западом Европы конвективные облака образовались над восточной частью Атлантического океана (где условия для развития конвекции более благоприятны ночью, чем днем), а затем оказались перенесенными на материк.
Значительно полнее годовые и суточные колебания конвективных облаков исследованы по данным наземных (радиолокационных) наблюдений [ 30,31]. Конвективные облака (Cu,Cb) наблюдаются во все месяцы года и часы суток. Однако, максимум повторяемости их сильно сдвинут на послеполуденные часы (16-17ч.) Сама повторяемость во второй половине суток (Пч.ЗОмин. - 23ч.30мин.) существенно (до 2-3 раз) больше, чем в первой: в Витебске и Гомеле - 74 и 73%. Важно обратить внимание на то, что в утренние часы (06-12ч.) среди конвективных облаков лишь 2-4% достигают стадии кучево-дождевого (грозового); вечером же и ночью их число увеличивается до 6-13%. Этот факт лишний раз указывает на то, что образование мощных кучевых и тем более кучево-дождевых нельзя
объяснить на основе метода частицы.
Но тогда почему конвективные облака образуются летом все же чаще, чем зимой, а днем чаще, чем ночью ?
Важную роль, по нашему мнению, играет зависимость влажно-адиабатического градиента от температуры и давления. Ложбины и циклоны зимой более глубоки, чем летом. Вследствие этого и вертикальная скорость, а вместе с ней и увеличение у во времени зимой ничуть не меньше, чем летом. Однако, для у превысить у порядка 6-8°С/км зимой значительно труднее, чем летом, когда у - 3-4^С/км.
5.6 Динамические инверсии температуры.
Инверсии температуры - широко распространенное явление, оказывающее существенное влияние на образование и эволюцию облаков и туманов, распостранение примесей естественного и антропогенного происхождения.
Наряду с радиационными и адвективными факторами в образовании инверсий Т важную роль играют нисходящие вертикальные движения синоптического масштаба, наблюдаемые в антициклонах и гребнях.
Одной из причин формирования инверсий Т в антициклонах служит адиабатическое опускание (оседание) некоторого слоя атмосферы как целого - эффект, на который впервые обратил внимание К.Россби. Однако, оценки показывают, что под влиянием этого эффекта даже при опускании слоя с высоты 5км до земной поверхности может образоваться лишь очень слабая инверсия (с у - -0,1 +-0,2°С/ 100м).
Значительную большую роль играет другой эффект - изменение (зависимость) вертикальной скорости опускание воздуха от высоты.
В статье [37] построена модель образования и развития инверсий температуры под влиянием нисходящих движений синоптического масштаба, зависимость скорости которых от высоты описывается формулой (5.3). Исходным уравнением служит уравнение притока тепла (5.6). Уравнение (5.7) при этом не привлекается, поскольку при отсутствии облаков в исходном состоянии они при нисходящем движении воздуха не могут образоваться и в последующем.
В статье [ 37 ] построена численная схема, предусматривающая расчет вертикального градиента температуры (у) непосредственно (минуя расчет Т).
Как качественные соображения (на основе приведенных в п.5.2 соотношений), так и результаты численного моделирования (при временном шаге ДЛ = 300с и пространственном Дг. = 50м) показывают, что в нижней тропосфере (до уровня гт, на котором т достигает минимума, а по модулю - максимума) под влиянием нисходящего движения (т < 0) у уменьшается во времени и, после перехода у через нуль, формируется инверсия температуры. Уменьшение у во времени тем значительнее, чем ниже уровень. Так на высоте 100м у уменьшается от 0,6 при I = 0 до -0,96 при I = 12ч и -6,54°С/100м при 1 = 24ч; на высоте 400м у убывает от 0,6 до -0,54 и -1,49°С/100м. Уменьшение у под влиянием эффекта распределения да по
высоте существенно превосходит то изменение у , которое достигается под влиянием одного лишь оседания слоя воздуха.
Анализ результатов моделирования показал, что связь между безразмерными величинами
y(z,0)-r(z,t) 2wmt
В = - и ß=---
Ya-y(z,0) Н
с достаточно высокой точностью описывает степенная формула В=В, (ß/ß,"
Здесь В, - значение В при ßt = 2,63, соответствующее wm = -0,1м/с, Н = 10км и t, = 1ч. Показатель степени m и В, несколько изменяются с высотой:
Z/H: 0,02 0,04 0,08 0,12 0,16 0,20
m 1,19 1,16 1,11 1,06 1,00 0,98
В, : 0,147 0,140 0,126 0,113 0,100 0,087
При фиксированном y(z,0) инверсия образуется сначала вблизи земной поверхности, а затем распространяется вверх. Время t0 - начало образования инверсии обратно пропорционально wjН.
Выполненный анализ позволяет заключить: под влиянием вертикальной скорости синоптического масштаба формируется инверсия температуры с такими значениями у и перепада температур, которые вполне сравнимы с наблюдаемыми в природе при одном непременном условии - должно быть учтено изменение w с высотой.
Значительную роль в усилении инверсии играет радиационный фактор: при отрицательном радиационном балансе земной поверхности он усиливает инверсию Т, сформировавшуюся под влиянием w, а при положительном ослабляет ее, вплоть до полного разрушения инверсии в нижней ее части и образования приподнятой инверсии в антициклоне.
б.РОЛЬ БАРОКЛИННОСТИ В ФОРМИРОВАНИИ И РАЗВИТИИ СИНОПТИЧЕСКИХ ВИХРЕЙ.
6.1 Численные модели.
Как уже указывалось выше, образование и эволюция практически всех форм облаков тесно связаны с вихревыми движениями синоптического масштаба (горизонтальный масштаб порядка 102 - 103 км, временной масштаб - 10° сут.). По этой причине в серии работ [ 29,32,42 ] предпринята попытка построения гидродинамических моделей формирования и развития синоптических вихрей численными методами.
Основная задача этих исследований сводилась к тому, чтобы количественно оценить вклад горизонтальной бароклинности в процессе зарождения синоптических вихрей, на роль которой впервые обратил внимание и сформулировал соответствующие правила Л.Т.Матеев (1956г.).
Роль бароклинности можно выявить только тогда, когда вместо уравнений движения используются уравнения для вертикальной составляющей вихря скорости движения
cLSlJJt . /ел/
и горизонтальной дивергенции скорости ветра
/ 59 = +
К уравнениям (6.1-6.2) присоединяется уравнение неразрывности ,
(6.3)
уравнения притока тепла и влаги, записанные в инвариантной форме, уравнения статики и состояния.
В уравнениях (6.1) - (6.3): d/ctt^M+^/dx + vZ/dif. оператор индивидуальной производной\Ъгр - /+ - оператор Лапласа; и ,v , w - проекции скорости ветра на оси х , у, z (ось х - по касательной к кругу широты на восток, у - по касательной к меридиану на север, z - по вертикали вверх); 2со=2со sintp -кориолисов параметр; (3=2w cos (р/а - параметр Россби, Tv = Т (1+0,61 q) - виртуальная температура; ug , vg - составляющие скорости геострофического ветра; р и р - давление и плотность воздуха; Fx Fu - составляющие силы турбулентного трения.
При учете турбулентности и фазовых переходов воды привлекается ряд дополнительных соотношений (содержащихся, в частности, в [ 1,36]).
Основная цель при разработке моделей сводится к количественной оценке роли различных факторов, в первую очередь, бароклинности и тепла конденсации в образовании и эволюции синоптических вихрей. Численное решение системы уравнений и последующая его реализация на ЭВМ строится для ограниченной (по горизонтали) области {-Х/2 < х <Х/2; -Y/ 2 < у < Y/2} при этом X = Y = 5000км
Чтобы исключить влияние особенностей распределения метеовеличин в исходном состоянии, предполагается что в начальный момент (t = 0) распределение температуры вдоль оси х - зональное (изотермы совпадают
43
с кругами широты), по высоте - линейное (Т(г)=Т0-у г), а зависимость Т от у (вдоль меридиана) описывается выражением
Т(у,г) = Т (г) - '/, Л Т(г) Их (у/Оп (6.4)
Здесь Т(г) - полусумма температур воздуха на южной (у = - У/2) и
северной (у = У/2) границах области: Т(г)=[ (Т3-у2г) + (Т1-у, г)//2 ; ЛТ(г) = (Т2-Т1) - (у2 -у0г - разность этих температур; Т2 и Т, - температура воздуха на южной и северной границах области у поверхности земли; у2 и у, - вертикальные градиенты температуры на этих границах; Ш(у) = (еу - е" у) / (еу + еу) - тангенс гиперболический (изменяющийся от +1 при у до -1 при у ->°°), - параметр,характеризующий скорость изменения Т вдоль меридиана.
Наиболее быстро температура изменяется вдоль у при у = 0. Согласно оценкам, уже при у = -40т температура практически не отличается от Т2, а при у =40т -от Т,. Можно,таким образом, считать, что ширина фронтальной зоны, в пределах которой температура при 1= О изменяется на ДТ = Т2 - Т,, составляет 8БТ . Вместе с Бт изменяется горизонтальный градиент Т во фронтальной зоне, а вместе с этим и влияние бароклинности на прцесс циклогенеза. •
Зональная (вдоль X) составляющая скорости ветра при 1 = 0 определяется распределением Т вдоль у :
я /т* эу ^ (6'5)
На это зональное поле движения накладывается возмущение в поле геострофического ветра (т.е. по существу возмущение накладывается на поле давления) следующего вида:
' (.о , х<х,; х
Х<Х,) Х>х^ (6.6)
Это выражение описывает вторжение холодного воздуха с севера. При этом ширина языка холода вдоль оси х равна х2 - х1, а скорость вторжения изменяется от 0 (при х = х, и х = х2) до -а при х =(х, + х2) / 2.
Э Т
Поскольку при увеличении у температура падает (т.е. < 0), а vg
при а > 0 также меньше нуля, то первое (бароклинное)слагаемое в правой части (6.1), больше нуля. Это означает, что в области вторжения холода создаются благоприятные условия для генерации циклонической завихренности (д£2г /д\> 0).
Нряду с (6.6), использовалось другое выражение для составляющей в начальный момент:
у I
где V -максимальное значение и при х=(х,+ х2) /2 , х2 - х, , - размер (вдоль х) вторгающегося холодного воздуха.
Не останавливаясь на постановке условий на боковых (протекаемых) границах и численной схеме довольно сложной задачи, приведем некоторые результаты моделирования. На скорость преобразования термобарического поля и поля скорости движения оказывают влияние ряд параметров: разность температур (ДТ = Т2 - Т() между теплым и холодным воздухом, параметр горизонтальной бароклинности (Бт), вертикальные градиенты температуры (у, и у2) и относительные влажности (/, и /2) в холодном и теплом воздухе, амплитуда возмущения (а) в поле давления при 1 = 0, ширина клина (х2-х,) вторгающегося холодного воздуха и др.
Совершенно естественно, что общее число модельных расчетов исключительно велико.
Насколько существенна роль бароклинности вообще (когда ДТ* 0) и влияние различных факторов на скорость образования вихря (циклона), показывает рис. 1-3 в [32]. В случае баротропной среды (ДТ=0) происходит лишь незначительное изменение кривизны линий тока. С другой стороны, при наличии контраста температур под влиянием адвекции холода формируется циклонический вихрь, интенсивность которого возрастает с увеличением ДТ и уменьшением Бт.
В средней тропосфере при ДТ = 10-15°С чаще всего образуется ложбина, при этом термическая ложбина отстает по фазе от барической,что свидетельствует о том что циклон вблизи уровня моря находится в стадии углубления.
При увеличении вертикального градиента (у2) в теплой массе(в нижней тропосфере) давление в центре циклона (рд) уменьшается: у2, °С /км: 6 7 8
р0,гПа: 997,5 991,2 986,6
Значительна роль тепла конденсации. Чем выше относительная влажность /2 в теплой массе при 1 = 0, тем быстрее образуется облачность. Выделяющееся при этом тепло конденсации приводит к тому, что циклон становится более глубоким (давление в центре р0 уменьшается): /, , % 50 60 70 80 90 95 р0 , гПа 996,7 996,1 997,4 989,9 987,2 985,4 Вариации параметров у, и /, слабо сказываются на скорости развития вихря.
Как одну из очень характерных деталей, отметим образование антициклона южнее (при вторжении холода с севера) и восточнее (при вторжении с запада) основного циклона - под влиянием адвекции тепла по южной (восточной) переферии циклона.
6.2. Качественно-физический анализ возникновения синоптических вихрей.
Наряду с разработкой численных моделей атмосферных процессов и явлений (и прогноза погоды в целом) представляет большой интерес качественный анализ систем уравнений, позволяющий вскрыть механизм образования и развития атмосферных объектов, среди которых важнейшее место в формировании погоды и климата занимают синоптические вихри.
Уже давно подмечено (Г.И.Марчук,1958,1967г.г.), что уравнения для
вихря скорости ветра (Q) и его составляющие (£2 х, Q.z,) обладают рядом преимуществ по сравнению с уравнениями движения. Главное среди
них - переход к уравнению для £2 сопровождается исключением малой разности двух больших величин (градиента давления и кориолисовой силы), содержащейся в уравнениях движения.
Качественный анализ, подкрепляемый количественными оценками, позволяет дать объяснение большому числу фактов и закономерностей, которые установлены эмпирическим путем, на основе многолетнего опыта и специальных исследований по анализу синоптических и аэрологических материалов.
Наибольшее внимание уделено качественному анализу уравнений для вертикальной (Пг) и горизонтальной (Í2y) составляющих вихря скорости ветра. Выпишем эти уравнения, сохранив в правых частях лишь те члены, которые описывают влияние бароклинности (т.е. зависимости плотности воздуха р не только от давления р, но и от температуры Т и влажности q) на изменение вихря во времени:
где 2(Oi = 2 со sin ф, 2со =2 со cos ф- проекции переносного вихря Земли на оси z и у ; 4=-dTp/bz; ug, vg - проекции скорости географического ветра.
Хотя бароклинные члены в виде, допускающем наглядную синоптическую интерпретацию и количественные оценки, получены сравнительно давно (Матвеев Л.Т., 1956,1991 г.г.), потребовалось немало усилий, чтобы доказать существенность влияния этих членов на прцессы вихреобразования 46
(поскольку было высказано мнение о малости этих членов). Если оценивать бароклинные члены по полям средних величин, то они оказываются, действительно малыми. Более того, по данным существующей даже густой (не говоря о редкой) сети станций оценка бароклинного члена во фронтальных зонах, где только и зараждаются синоптические вихри, сильно занижается (по Элиассену, 1963, в десятки и даже в сотни раз).
Для количественной оценки бароклинного фактора - правой части уравнения (6.7) использованы данные по непрерывной регистрации Т с помощью термографов. На термограммах выделены участки с резким изменением Т во времени. Совершенно естественно, они соответствовали прохождению фронтов через станцию (следует лишь отметить, что на синоптических картах проводятся нередко и такие фронты, которые не отражены на термограммах).
С лент самописца температура снималась с временным разрешением А1 = 15мин. в течение 2ч. до и после прохождения фронта. Как и следовало ожидать, преобладают небольшие приращения АТ, не превосходящие (по модулю)0,1-0,2°С. Однако, на каждой термограмме (из соответствовавших прохождению фронта) можно было выделить такой интервал, в течение которого Т изменяется наиболее резко .
Результаты обработки термограмм по Ленинграду за 1983-1985г.г. приведены в табл.6.1.
Согласно этим данным, прохождение фронта через станцию сопровождается изменением Т , достигающим несколько градусов за 1ч.(наиболее часто 4-6° С /ч.)
Рассуждения, приведенные в [ 1, с. 110-111 ] и основанные на анализе уравнения притока тепла, показывают, что второй множитель в правой части (6.7) -геострофическая адвекция виртуальной температуры:
-(и? дТх1/<?х+Уе дТе/ду)- всегда больше (по модулю) локальной производной дТ/д1
Таким образом, для изменения С1г во времени в движущейся воздушной массе справедливо неравенство:
\<1аг/<Н\вры > 2шг/Т \дт/дг\. (6.9)
Полагая 2шг = 104 с'1 , То = 280К и дТ/д[=5°С/ч, получаем следующую оценку:
1<Ю1М|ври>5-1&«> с-2
При таком значении производной в перемещающейся фронтальной зоне под влиянием адвекции холода в течение суток формируется циклонический вихрь £21 > 4,3 10^ с1. Такой порядок величины характерен для синоптических вихрей, наблюдаемых в умеренных и высоких широтах.
В отдельных случаях фронты настолько обостряются, что бароклинный фактор увеличивается в десятки раз по сравнению с приведенной оценкой.
Отметим, что число хорошо выраженных в поле Т фронтов существенно (примерно на порядок) меньше, чем общее число фронтов, отмечаемых синоптиком на карте. Однако, и число вновь зарождающихся циклонов
также примерно на порядок меньше общего числа фронтов.
В монографии [ 1, с. 112-114] детально обсужден вопрос о дивергентном члене - третьем слагаемом в правой части (6.1), которое некоторые авторы считают главным в уравнении переноса вихря.
Таблица 6.1. Повторяемость (%) изменений температуры ДТ за часовой интервал при прохождении фронта.
|АТ| °С/ч Число
Фронт — -------- фронтов
2-4 4-6 6-8 8-10 10-12 > 12
Холодный 3 85 5 2 2 3 26
Теплый 16 50 17 17 6
Общий вывод, вытекающий из количественных оценок, анализа большого числа атмосферных процессов различного масштаба, многолетнего синоптического опыта сводится к следующему: всюду, где велики горизонтальные контрасты температуры (фронты, переходные зоны, разделяющие области с различными теплофизическими и оптическими свойствами, энергоактивные зоны, теплые и холодные морские течения и др.) баро-клинный фактор играет важную (нередко — определяющую) роль в зарождении и эволюции синоптических вихрей.
Велика роль бароклинности в формировании длинных волн в полях давления и температуры (Блинова; 1976г.), в резком увеличении амплитуды этих волн и возникновении резонанса (Машкович, 1980г.), в колебаниях(би-фуркациях) климата (Савченко, Бекряев, 1993г.).
Из значительного числа закономерностей и правил, установленных путем анализа эмпирических материалов и объясненных (истолкованных) в [1,34] на основе уравнений (6.7) и (6.8), остановимся здесь лишь на имеющих прямое отношение к проблеме облаков и синоптических вихрей.
Согласно уравнению (6.7), при адвекции холода (в общем случае - адвекции более низких значений Ту) в движущейся воздушной массе возникает новый или усиливается существующий циклонический вихрь (й£1г/(Н > 0; £2г(0 - С1г(0)>0), при адвекции более высоких Ту - образуется новый или усиливается существующий антициклонический вихрь (сШг / (И < 0; П,(0 - О (0)<0)
Находятся в согласии с этим выводом следующие фактические данные: - циклоны зарождаются только на холодных фронтах (где, согласно самому понятию фронта, наблюдается адвекция холода), а антициклоны -при выносе (в передней части циклона) теплого воздуха в более высокие широты;
- при втоке холодного воздуха в затухающий циклон последний начинает углубляться (регенерировать);
-поскольку в тыловой части ложбины и циклона наблюдается адвекция холода, а в передней - тепла, то, наряду с переносной, появляется барок-линная составляющая скорости движения ложбины и циклона, противоположная по направлению переносной.
Вследствие этого ложбины и циклоны (а вместе с ними и фронты) отстают от ведущего потока;
- карты повторяемости циклонов (построенные Х.П.Погосяном и др.) и карты зарождения циклонов (построенные С.Петерсеном) убеждают в том, что циклоны возникают в областях с наибольшими горизонтальными градиентами температуры и адвекцией холода ;
- внутритропическая зона конвергенции углубляется (вихрь усиливается) при проникновении холодного воздуха в более низкие широты (по М.А.Петросянцу и др., южнее 37° с.ш. в северном полушарии и севернее 22° ю.ш. - в южном); при ослаблении или отсутствии адвекции холода ВЗК начинает заполнятся. Существенную роль в изменении режима ВЗК играет облачность. В [1,с.144-148] показано, что совместный учет адвекции То и влияния облачности на радиационный баланс позволяет объяснить квазипериодические колебания ВЗК (с периодом от 2 до 7 сут.)
Остановимся несколько подробнее на объяснении годовых колебаний количества облаков (п), а также повторяемости синоптических вихрей над материками и океанами. Определяющую роль в этих колебаниях играет бароклинность.
Уже ранней весной тонкий деятельный слой почвы (толщиной 20-30м) на материках прогревается солнечной радиацией и затем в течение большей части теплого времени года сохраняет более высокую температуру по сравнению с температурой деятельного слоя воды (толщиной 200-300м) на океанах и морях.
Через турбулентный, радиационный и конденсационный обмен тепло распространяется на пограничный и более высокие слои атмосферы. Тем самым возникает разность температур не только вблизи земной поверхности, но и в пределах всей тропосферы.
Согласно уравнению (6.8) в этом случае возникает вихревое движение (муссонная циркуляция) в вертикальной плоскости (вихрь с горизонтальной осью). При этом воздух движется с моря на материк в нижней тропосфере, в обратном направлении-в верхней ее части при восходящем движении над материком и нисходящем - над океаном.
Под влиянием адвекции холода, наблюдаемой в нижней тропосфере, летом на материке образуются циклоны, а на океане - под влиянием адвекции тепла - антициклоны.
Поскольку, кроме муссонной, есть зональная составляющая скорости ветра, а также влияние других факторов (в частности, перенос самих вихрей, образовавшихся в других районах), то, конечно, летом на материках наблюдаются не только циклоны, но и антициклоны. Если все же гипотеза
о существенном влиянии бароклинности верна, то на материках летом следует ожидать преобладания циклонов над антициклонами, а на океанах, наоборот, антициклонов над циклонами.
В холодную половину года в условиях отрицательного радиационного баланса деятельный слой почвы (с его малым запасом тепла) на материках быстро охлаждается и преобретает более низкую температуру по сравнению с температурой деятельного слоя воды на океанах. Через теплообмен между земной поверхностью и атмосферой возникает разность температур воздуха между океаном и материком.
Под влиянием первого слагаемого в правой части уровнения (6.8) в этом случае возникает вихревое движение с переносом холодного воздуха с материка на океан в нижней и переносом теплого воздуха в обратном направлении - в верхней тропосфере.
Адвекция холода внизу приводит зимой к образованию циклонов на океане, а адвекция тепла наверху - к образованию антициклонов на материке. Опять же речь идет о преобладании на материках антициклонов над циклонами.
Согласно развиваемому взгляду на условия вихреобразования, под влиянием муссонной составляющей (адвективного переноса) циклоны начинают зарождаться вблизи земной поверхности и затем распространяются вверх, а антициклоны, наоборот, сначала возникают в верхней части слоя охваченного муссонной циркуляцией, а затем распространяются вниз
Данные наблюдений подтверждают сформулированные выводы [1, рис.5.4]. Здесь представлен (по Хайруллину) годовой ход отношения числа циклонов к цислу антициклонов, наблюдавшихся за 10 лет (1961-1972г.г.) в СП (севернее 20° с.ш.) раздельно на материках и океанах. Легко видеть, что это отношение достигает максимума на материках летом, а на океанах - зимой.
В полном согласии с выводами, вытекающими из анализа уравнений (6.7 и 6.8), находятся данные об облаках: годовые колебания их количества на всех материках и океанах, плотность распределения и др.
Как уже указывалось выше, количество облаков на всех материках максимально летом и минимально зимой. Исключение составляет Европа, но это исключение подтверждает правило. Данные по Европе, находящейся под сильным влиянием Атлантики, согласуются с годовым ходом количества обдаков над океанами.
Учет влияния бароклинности в сочетании с влиянием облаков на радиационный баланс земной поверхности позволяет объяснить различие во времени существования синоптических вихрей в зимнюю и летнюю половины года (циклоны и антициклоны зимой существуют значительно более длительное время, чем летом (1,с.138-141)), а также объяснить существенно различное количество циклонов и антициклонов, возникающих на Земле (циклонов образуется почти в 2 раза больше, чем антициклонов).
7. ОСОБЕННОСТИ ОБРАЗОВАНИЯ И РАЗВИТИЯ ТРОПИЧЕСКИХ ЦИКЛОНОВ.
Тропические циклоны (ТЦ), называемые также тайфунами или ураганами, относятся к числу важнейших атмосферных объектов, кинетическая энергия которых вполне сравнима с энергией таких звеньев общей циркуляции атмосферы как струйные течения, стратосферные потепления и др.
В статье- [38, . ] обращено внимание и получены количественные оценки некоторых дополнительных эффектов, оказывающих влияние на формирование и последующее развитие ТЦ.
7.1 Скорость нагревания циклона.
Хорошо известно, что ТЦ зарождаются и перемещаются по теплой воде (с температурой поверхности океанаТПО не ниже 26-28 гр.С). Известно также, что после прохождения циклона температура воды до глубины 50-100м понижается на несколько градусов (наиболее часто на 1-2гр.С).
Исходя из этих фактов, не представляет большого труда оценить как общее количество (8), так и поток (<2) тепла, извлекаемого ТЦ из океана. Если циклон радиусом I? движется со скоростью Цч и при этом температура слоя воды толщиной кь понижается ДТв, то
£ = с. р 2И ДТ и х (7.1)
О г 0 Ь в ц
где т - время движения ТЦ, Сь и рь - массовая теплоемкость и плотность воды.
При Ьь = 50 м , ДТЬ = Iгр С , И = 200км , Цц = 10м/сек и т = 7 сут. по (7.1) получаем £ = 0,50 10 21 Дж.
Количество (поток) тепла, поступающего за 1с через 1м2 нижней границы ТЦ составляет
Р = £/(яИЧ) (7.2)
При принятых значениях параметров С} = 6,6 кВт/м2.
Большая часть (согласно оценкам, основанным на уравнении Клаузиу-са-Клапейрона, от 70 до 80%) потока (3 идет на испарение воды (скрытое тепло).
Однако в последующем процессе образования облаков скрытое тепло также превращается в явное. Тепло, поступившее из океана, посредством восходящих вертикальных движений и турбулентного обмена распространяется на весь циклон, повышая в нем температуру.
Согласно уравнению первого начала термодинамики, среднее по всему вертикальному столбу приращение потенциальной температуры связано с О соотношением
т с^Ьв = С} Ы (7.3)
Здесь гп = (р0-рн)/g - масса столба единичного сечения, заключенного между уровнем моря и тропопаузой (где давление воздуха р0 и рь) Д1 -
интервал времени, для которого оценивается А0, £ - ускорение свободного падения.
Приращение А0 связано со средним (по всему столбу) приращением температуры ДТ соотношением
ДГ=ДТ(1000/р)°'286 (7.4),
где р- давление воздуха на среднем (по массе) уровне.
При полученном выше (3, р0-рь= 900 гПа и~р = 500 гПа из (7.3) и (7.4) находим:
ДТ = 2,1 °С за Д1 = 1 час или ДТ = 51°С за сут.
Из приведенных рассуждений и оценок следует важный вывод: под влиянием тепла, извлекаемого циклоном из океана, температура воздуха в ТЦ повышается на несколько десятков градусов за сутки.
Поскольку, однако, в реальных условиях температура увеличивается (и то лишь преимущественно в центральной части) всего на несколько градусов (по наблюдениям -от 3 до 15°С) за все время существования ТЦ, то приходим к заключению: наряду с притоком тепла из океана должен существовать механизм,обеспечивающий понижение температуры в циклоне. Таким механизмом служит адвективный и турбулентный тепло-и влаго- обмен между ТЦ и окружающей его средой.
Два важных следствия порождает наличие адвекции (притока) холода и турбулентного обмена по горизонтали.
Одно из них - в поцессе смешения холодного воздуха окружения с теплым воздухом ТЦ формируются облака и осадки, количество которых вполне сравнимо с наблюдаемым.
Второе - адвекция холода, согласно результатам разд.6, существенно влияет на изменение самого вихревого движения во времени.
7.2. Роль смешения воздушных масс в образовании облаков и осадков в ТЦ.
Детально вопрос о смешении воздушныхмасс с различными термогиг-рометрическими свойствами рассмотрен в статье [ 38 ]. Выполнение расчеты показали,что в образовании облаков роль смешения особенно значительна при высоких температурах (20-30°С), которые как раз и наблюдаются в нижней части ТЦ. При температуре в зоне смешения (Т) и разность (Т-Т,) между Т и температурой (Т,) вовлекаемого холодного воздуха водность облака образовавшегося под влиянием смешения колеблется между 0,61,0 г/м2 при Т - Т, - 5°С и 2,4 - 3,7 г/м3 при Т-Т, - 10°С. Такие значения водности наблюдаются, согласно измерениям, только в достаточно мощных кучево-дождевых облаках.
Если вблизи уровня моря температура воздуха 28-30°С, распределение ее по высоте в стене облаков близко к влажно-адиабатическому, а разность Т-Т, в пределах всей тропосферы равна 5 или 10°С, то водозапас (Ь) формирующегося в зоне смешения облака (масса жидкой воды в вертикальном столбе единичного сечения) составляет 4,6 или 18,7 кг/м2 соответственно, при этом основная масса жидкой воды (около 80%) сосредоточена в нижней тропосфере (до высоты 6км).
С учетом того, что адвективный приток холодного воздуха, а вместе с этим скорость смешения и обновление воды в облаке определяются радиальной составляющей (и) скорости ветра в ТЦ, получаем следующее выражение для количества жидких осадков (1см), образующихся под влиянием смешения в циклоне радиусом И за время А 1:. I = я Ь II и
см
Поскольку Ь порядка 10° - 101 кг/м2 , а и-5 - 20 м/с, то для циклона радиусом 200 км получаем следующие оценки количества осадков, выпадающих за
Д1= 1 сут.:
1си =2,5 10 -г 10 млрд.т при и= 5м/с и I см = 10° + 101 млрд.т при и= 20м/с
Эти значения совпадают по порядку величины с имеющимися (немногочисленными) оценками, согласно которым в тайфунах выпадает за сутки 10-50 млрд.т осадков
7.3 Роль бароклинности в образовании и развитии тайфунов.
Скорость понижения температуры во времени под влиянием адвекции холода
{дТ/д1)адв = -(и (дТ/дх)+и (дТ/ду)) (7.5)
должна быть такого же порядка величины как и скорость нагревания тайфуна под влиянием притока явного и скрытого тепла из океана, т.е. несколько десятков градусов за сутки. Полагая (дТ/<?0адв= -(50 100°С)/ сут., Т = 300К, получаем следующую оценку для скорости изменения ** во времени : (сЮ2/сИ) 6ркл= (1-2) 10"10с2. По истечении 7 сут. (из них 2сут. приходится на стадию депрессии) под влиянием адвекции Т в движущейся воздушной массе сформируется вихрь 0.2~ (6+11) 10 5 с '.На расстоянии 200-300 км от центра тангенциальная сотавляющая (и) скорости ветра при этих условиях достигнет 12-33 м/с. Поскольку, однако, приток тепла из океана и адвекция Т существенно различны в разных частях ТЦ (прежде всего, в передней и тыловой), то значения £2ги V могут отличаться от приведенных до 2-3 и более раз.
Под влиянием бароклинности (адвекции холода), наряду с переносной скоростью движения ТЦ (она содержится в полной производной в уравнении (6.7)), возникает бароклинная составляющая. С учетом того, что притоки тепла из океана и адвекция Т неравномерно распределены в пространстве (носят очаговый характер), векторная сумма переносной и бароклинной составляющих может существенно (даже резко) измениться
во времени. Отсюда - нередко довольно сложный вид траекторий ТЦ.
Индивидуальные особенности зарождения строения и движения каждого ТЦ определяются малыми отклонениями от осесимметричности (Добрышман Е.М.,1994г.). Главный фактор появления этих отклонений -неоднородный характер распределения (по азимуту) адвекции холода в атмосфере и притоков тепла из океана.
Учет бароклинности позволяет объяснить ряд особенностей возникновения, развития и движения ТЦ.
8. ОБЩАЯ СХЕМА ОБРАЗОВАНИЯ ОБЛАКОВ И СИНОПТИЧЕСКИХ ВИХРЕЙ.
Поле облаков занимает важное место в том комплексе атмосферных процессови явлений, которые включаются в понятия погоды и климата.
Опираясь на проведенный анализ данных наблюдений, качественно-физический анализ уравнений и результаты численного моделирования, можно наметить следующую схему атмосферных процессов, сопровождающихся возникновением синоптических вихрей и образованием облаков, которые, в свою очередь, вносят существенный вклад в формирование погоды и климата (рис.8.1.).
Первоисточником энергии для Земли в целом и ее составной части -атмосферы - служит лучистая энергия Солнца. Поскольку атмосфера сравнительно слабо поглощает солнечную радиацию (не более 15-20%), то большая часть ее достигает и, частично отразившись, поглощается деятельным слоем Земли.
Вследствие этого непосредственным источником энергии для атмосферы выступает длинноволновая (инфракрасная) радиация, излучаемая земной поверхностью. Эта последняя, в отличие от солнечной радиации, очень сильно поглощается атмосферой.
Земная поверхность и деятельный слой по своим теплофизическим (теплоемкость, теплопроводность) и оптическим (отражательная и излу-чательная способность) исключительно неоднородны.
По этой причине, а также вследствие зависимости притока солнечной радиации от географической широты, времени года и суток, создаются условия для возникновения горизонтальной разности (контраста) температур, прежде всего между сушей и водой, материками и океанами.
Перепад температур, как правило, сосредоточен в сравнительно узкой (фронтальной) зоне, где горизонтальный градиент температуры на один -два порядка больше, чем вне этой зоны. Через турбулентный и радиационный теплообмен контраст температур от земной поверхности распостраняется и на атмосферу.
Рис.8.1 Схема развития атмосферных процессов.
В самой атмосфере также создаются условия для возникновения или усиления контраста температур. Это прежде всего облака, оптические свойства которых сильно отличаются от безоблачной атмосферы.
Горизонтальные разности (ДТ) температур (бароклинность) - важный фактор, под влиянием которого возникает движение атмосферы вообще и вихревое движение, в частности.
Под влиянием ДТ возникает, как следует из уравнения для горизонтальной составляющей вихря скорости ветра, вихревое движение (циркуляция) в вертикальной плоскости, при этом воздух движется от области холода к области тепла в нижней части слоя, в обратном направлении - в верхней, совершая восходящее движение над областью тепла и нисходящее
- над областью холода.
Поскольку в нижней части слоя наблюдается перенос (адвекция) холодного воздуха, то, согласно уравнению для вертикальной составляющей вихря скорости ветра, возникает вихревое движение в горизонтальной плоскости, при этом под влиянием адвекции холода формируется новый или усиливается существующий положительный (циклонический), а также ослабляется отрицательный (антициклонический) вихрь. Под влиянием адвекции тепла возникает новый или усиливается существующий антициклонический вихрь.
С вихревыми движениями в горизонтальной плоскости (синоптические вихри) связано возникновение вертикальных движений синоптического масштаба, как правило, восходящих в циклонах и ложбинах и нисходящих
- в антициклонах и гребнях. Скорость таких вертикальных движений имеет порядок нескольких сантиметров в секунду (10° см/с), в редких случаях (в очень глубоких ложбинах) - 10" см/с.
Именно такие вертикальные движения, наблюдаемые в синоптических вихрях, играют определяющую роль в формировании и эволюции всех трех классов облаков: слоистообразных (№ - Аб - Сб), волнистообразных (£Я -Бс - Ас Сс) и кучевообразных (Си - СЬ).
Это - основной вывод, который следует из результатов моделирования облаков на основе метода инвариантов
При этом для того, чтобы смоделировать облака N3 - Аб, достаточно знать, что воздух совершает восходящее движение {т > 0).
Конечно, время образования, высота границ и профиль водности облака существенно зависит от распределения по высоте вертикальной скорости (и>), температуры (Т) и массовой доли водяного пара в начальный момент, интенсивности турбулентного обмена и др., однако самый факт образования фронтальных облаков № - Аб при т> > 0 обязательно наступит.
Подчеркнем, что восходящие движения, сформировавшиеся в ложбине под влиянием сходимости (конвергенции) горизонтальных потоков, в сочетании с теплом конденсации играют существенную роль в формировании самой фронтальной зоны (поверхности) с ее наиболее характерной особенностью - ростом или замедленным падением температуры с высотой вблизи нижней границы облаков Ыб - Аб и перепадом (разностью) температур по горизонтали.
В формировании конвективных облаков (Си, СЬ) определяющую роль играют также вертикальные движения синоптического масштаба. Однако в отличие от № - Аб при моделировании конвективных облаков совершенно необходимо учесть не только знак, но и распределение ш по высоте. По скольку в нижней тропосфере над ровной (не горной) поверхностью вертикальная скорость растет с высотой, то это приводит к тому,что изменяется во времени не только сама температура (она понижается), но и ее вертикальный градиент у = - дТ/дг (он в нижней тропосфере увеличивается во времени).
Поскольку при и; > 0 и у<уа температура воздуха Т, согласно(5.5), понижается (<ЗТ/<?0, а доля пара q растет (дц/сИ = дг > 0 при д<\/
дг < 0) , то влажный воздух к определенному моменту времени (I*) достигает состояния насыщения, после чего начнется образование облака.
Далее возможны два варианта. Если по динамическим (вертикальная скорость, турбулентный обмен) и начальным (распределение Т и q по высоте при 1 = 0) условиям к моменту I* вертикальный градиент у не достиг Уа (у(гД*)<У ), то сформируется только слоистообразная облачность (N5, Аэ, Сэ).
Это объясняется тем, что в насыщенном (облачном) воздухе, как показывает (5.5), температура под влиянием т, равно как и турбулентного обмена, перестает изменяться, как только достигнуто значение у = у , т.е. переход к у > У в этом случае исключен. С другой стороны, если под влиянием динамики (прежде всего значений и;га) еще до начала конденсации водяного пара (до момента I*) достигнуты значения у , превышающие Уа, то начиная с момента 1* в насыщенном (облачном) воздухе возникает
влажнонеустойчивая стратификация: у (z,t) > Уа. Сила плавучести порождает в этих условиях мезомасштабные вертикальные движения, скорость которых имеет порядок 10 °-10 1 м/с. Эти последние, в свою очередь, приводят к образованию конвективных облаков: Си cong , Cb.
Только кучевые облака слабого развития (Си hum и Си med) чаще образуются в областях повышенного давления при сухонеустойчивом состоянии приземного слоя (у> уа). Однако, и здесь существенна роль w синоптического масштаба. В таких областях под влиянием нисходящих движений (w < 0) в нижней тропосфере формируется устойчивая стратификация (вплоть до инверсионной). Под влиянием притока солнечной радиации к земной поверхности и турбулентного перемешивания в некотором слое может сформироваться сухонеустоичивая стратификация (у>уа) при сохранении устойчивого (часто инверсионного) распределения Т по высоте вблизи верхней границы этого слоя. Подъем частиц воздуха в слое с у>уа при условии, что уровень конденсации расположен ниже задерживающего (инверсионного) слоя, и приводит к образованию слабо развитых по вертикали кучевых облаков (как правило, Си hum). Такие облака могут нередко распространяться на большие площади (как, например, в субтропических антициклонах).
Стоит, однако, нисходящим движениям ослабнуть или, тем более, смениться на восходящие, как кучевые облака начнут развиваться, достигая стадии Си cong и СЬ. Такие условия наблюдаются на периферии антициклонов: по мере перехода от антициклона в область пониженного давления (в частности, во внутритропическую зону конвергенции) происходит смена вертикального движения с нисходящего на восходящее и,как следствие, облака Си hum, наблюдаемые в антициклоне, уступают место облакам Си cong и Cb в ВЗК. Нам представляется, что так называемое проникновение конвективных облаков через инверсионный слой ("проникающая конвекция") в действительности является следствием прекращения нисходящего движения или смены его на восходящее, когда задерживающий слой разрушается под влиянием w, а не самой конвекции (известны многочисленные случаи, когда несмотря на большую энергию неустойчивости, кучевые облака не развиваются, если сохраняется w < 0.).
Из приведенных качественно-физических рассуждений и результатов численного моделирования следует главный вывод: в формировании не только класса слоистообразных (фронтальных) облаков (Ns - As - Cs), но и класса кучевообразных (конвективных) облаков (Си, СЬ) решающую роль играют вертикальные движения синоптического масштаба, при этом облака Ns - As - Cs во всех случаях, а мощные конвективные облака (Си cong, Cb) в подавляющем большенстве случаев образуются в областях пониженного давления (ложбинах, циклонах), где, как правило, наблюдаются восходящие вертикальные движения (w > 0), скорость которых в нижней тропосфере растет с высотой (dw/dz > 0).
Хотя слабо развитые по вертикали кучевые облака (Си hum, Си med) наиболее часто образуются в областях повышенного давления при неустойчивой стратификации приземного слоя, однако в формировании и этих облаков велика роль синоптических w, поскольку они располагаются под задерживающими слоями, образовавшимися под влиянием w.
Отметим что такую же стабилизирующую роль играют синоптические w в формировании класса волнистообразных облаков (St - Sc, Ac, Сс), большая часть (свыше 75-90%) которых имеет переносно-трансформационную природу: в области повышенного давления, куда принесены облака из соседней области, или в заполняющихся циклонах под влиянием нисходящих w вблизи верхней границы облака формируется инверсионный (задерживающий) слой, который в сочетании с турбулентным переносом влаги под этот слой способствует длительному сохранению облака в условиях нисходящих w.
ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ И ВЫВОДЫ.
1. Проведено обобщение и выполнен анализ наблюдений за облаками с помощью отечественных метеорологических спутников серии "Метеор" за более, чем 25-летний период (1966-1992 г.г.). Эти наблюдения использованы для построения статистической модели глобального поля облаков, включающей средние значения, стандартные отклонения, асимметрию и эксцесс, спектральную плотность и корреляционные функции количества облаков.
Эти параметры получены при различном пространственном (от точки до полушарий и Земли в целом) и временном (от мгновенных до десятилетних) осреднении.
2. Построены глобальные (мировые) карты средних месячных, сезонных и годовых значений количества облаков для двух 10-летних периодов наблюдений (1971-1980 и 1981-1990 г.г.); а также сезонные карты стандартных отклонений.
3. Впервые доказано, что приципиально различное распределение п (U-образное и куполообразное), отличающее поле облаков от полей всех других метеовеличин, объясняется влиянием площади обзора, по которой определено п.
Проведена аппроксимация (параметризация) эмпирических плотности и функции распределения п с помощью нескольких аналитических выражений (обобщенного логнормального, Вейбулла и др.)
4. Выполнен спектральный и корреляционный анализ глобального поля облаков. Выявлена существенно различная корреляционная связь п в широтном и меридиальном направлениях.
5. Построена численная модель изменения термической стратификации влажной атмосферы под влиянием вертикальной скорости синоптического масштаба и ее распределения по высоте.
6. Выяснены условия, при которых в областях пониженного давления образуются или слоистообразные или/и конвективные, в том числе грозовые облака. С целью подтверждения выводов териии и получения статистических параметров выполнен анализ наземных (радиолокационных) наблюдений за облаками в сопоставлении с синоптической обстановкой.
7. Построена модель формирования инверсий температуры (приземных и вблизи границ облаков), учитывающая эффекты изменения вертикальной скорости с высотой и конденсации водяного пара в облаке.
8. Впервые на основе спутниковых наблюдений исследованны суточные и годовые колебания п.
9. Углублена теория смешения (вовлечения) воздушных масс с различными термогигрометрическими характеристиками. Показано, что при высоких температурах, в частности, наблюдаемых в нижней части тропических циклонах роль смешения в формировании полей водности и осадков вполне сравнима с ролью вертикальных движений.
10. Оценены временные тренды количества облаков на всех материках и океанах, а также статистические связи поля облаков с полями других метеовеличин.
11 .На основе качественно-физического анализа уравнения переноса вихря скорости ветра и моделирования возникновения синоптических вихрей в бароклинной атмосфере дано толкование (объяснение) особенностей образования и развития целого ряда атмосферных процессов и явлений. Применительно к теме доклада особенно важен вывод о влиянии адвекции тепла (холода) на формирование синоптических вихрей, с которыми тесно связано образование и эволюция облаков различных форм. Учет баро-клинности позволил объяснить наблюдаемые годовые (сезонные) колебания количества облаков на материках и океанах, установить, что разность температур и других метеовеличин между ними играет ничуть не меньшую роль, чем разность зональных значений метеовеличин между низкими и высокими широтами.
Основные результаты опубликованы в следующих работах.
Монографии и учебные пособия
1. Глобальное поле облачности. -Л.:Гидрометеоиздат,1986, 287с. (Соавт. Л.Т.Матвеев и С.А.Солдатенко, на долю которых приходится около 20% общего объема монографии).
2. Cloud dynamics. Chapters 8 and 9, pp. 231-280 D.Reidel Pub. Company, Dordrecht , Holland, 1984.
3. Данные о структуре и изменчивости климата. Глобальное поле облачности. Обнинск, ВНИИГМИ - МЦД, 1985, 99с. (Соавт. В.И.Титов).
4. Теория общей циркуляции атмосферы и климата Земли. Гл.4, с.63-108; гл.7, с.158-186, - Л.: Гидрометеоиздат, 1991.
5. Курс общей метеорологии. Физика атмосферы. Главы 9,15 и 17. -Л ,:Гидрометеоиздат, 1996.
Научные статьи
6. О функциях распределения водности облаков. Тр. ВНИИГМИ-МЦД,
1979,в.65,5с.
7. Поле облачности над южным полушарием. Тр. ВНИИГМИ-МЦД,
1980,в.71,8с.(Соавт.В.И.Титов.)
8. Зональное поле облачности южного полушария по спутниковым данным. Тр. ВНИИГМИ-МЦД, 1980,в.73,8с.
9. Роль пограничного слоя атмосферы в образовании фронтальной облачности. Межвузовский сборник трудов 1983,в.81, ЛГМИ-ЛПИ, 1 Ос.(Со-авт. С.А.Солдатенко.)
10. Программа расчета векторов средних, стандартов и коеффициентов пространственной автокорреляции и автокорреляционной матрицы. Аннотированный перечень новых поступлений в ОФАП Госкомгидромета, ВНИИГМИ-МЦД, 1979,в.4
11. Модель облачности стационарного фронта. Метеорология и гидрология, 1981, N 2,9с.(Соавт.С.А.Солдатенко)
12. Статистические характеристики глобального поля облачности. Материалы семинара "Атмосфера-океан-космос" под рук. акад. Г.И.Марчука, ВИНИТИ АН СССР, препр. N15, 1981, 27с.
13. Влагосодержание вертикального столба атмосферы. Тр. ВНИИГ-МИ-МЦД, в.94, 7с.(Соавт. С.А.Солдатенко)
14. Зависимость функций распределения количества облачности от площади осреднения и их параметризация. Сб. "Основные вопросы обеспечения гражданской авиации", Л., Академия гражд.авиации (АГА), 1982,6с.
15. Параметризация и восстановление крупномасштабных полей облачности. Сб. "Объективная оценка метеоинф. при обеспеч. полетов возд. судов в целях повыш. безоп. полетов", АГА, 1983, 12с.
16. Роль пограничного слоя атмосферы в образовании фронтальной облачности. Тр. ЛГМИ-ЛПИ, 1983, в.81, 10с. (Соавт. С.А.Солдатенко)
17. Параметризация глобального поля облачности в моделях общей циркуляции атмосферы. Тр. КазНИИ, 1984, в.87, 11с.
18. Физико-статистический анализ глобального поля облачности. Изв. АН СССР, Физика атмосферы и океана. 1984, т.20, N11, 13с.
19. О временной структуре зонального поля облачности. Тр. ГГО, 1984, в.485, 11с. (Соавт. В.А.Васильев)
20. Осредненные по большим площадям параметры глобального поля облачности. Тр. Академии гражданской авиации, 1985, 10с.
21. Корреляционный анализ спутниковых данных об облачности. Тр. ЛГМИ-ЛПИ, 1986, в.90, 8с.
22. Функции распределения количества облаков. Тр. ВНИИГМИ-МЦД, 1986, в.126, Юс.
23. Годовые колебания облачности и циклогенез. Тр. Академии гражданской авиации, 1986, 9с.
24. О роли крупномасштабных вертикальных движений в возникновении конвективных явлений в атмосфере. Метеорология и гидрология, 1986, N4, 8с.
25. Годовые колебания облачности над материками и океанами. Тр.У Всесоюзного совещания по применению стат. методов в метеорологии. Л.: Гидрометеоиздат, 1987, 4с.
26. Эволюция поля облачности северного полушария в годовом ходе по спутниковым данным. Тезисы доклада на семинаре СПКОР. Тарту, 1987, 1с. (Соавт. И.И.Мохов)
27. Внутригодовая эволюция глобального поля облачности по спутниковым данным. Метеорология и гидрология, 1990, N5, 8с. (Соавт. И.И. Мохов)
28. Спектральный анализ глобального поля облачности. Тезисы доклада VI Всесоюзн. совещания по применению статистических методов в метеорологии. Калининград, 1990, 1с.
29. Глобальное поле облачности и синоптические вихри. Тр. Всесоюзн. конференции "Активные воздействия на гидрометеорологические процессы". Киев, 1990, 7с.
30. Метеорологические условия образования гроз. Метеорология и гидрология, 1992, N4, 7с. (Соавт.Т.В.Краснова)
31. Физико-статистический анализ условий образования облаков. Изв. АН. Физика атмосферы и океана. 1994, т.30, N3, 7с.
32. Математическая модель циклогенеза при вторжениях холодного воздуха. Изв. АН Физика атмосферы и океана, 1994, т.30, N6, 5с. (Соавт. Л.Т.Матвеев, С.А.Солдатенко)
33. Автомодельность статистических распределений антропогенных примесей. Доклады РАН , 1994, т.338, N1, Зс.
34. Качественный анализ возникновения синоптических вихрей в атмосфере. Метеорология и гидрология. 1994, N8, 13с. (Соавт. Л.Т.Матвеев, С.А.Солдатенко)
35. Функция и плотность распределения загрязняющих веществ и температуры воздуха. Оптика атмосферы и океана. 1994, 7, N2, 6с.
36. Вертикальные движения в пограничном слое атмосферы и поле облаков. Изв. АН Физика атмосферы и океана. 1995, т.31, N3, 7с.
37. Динамические инверсии температуры в атмосфере. Тр. Пермского госуниверситета, 1996
38. Роль вовлечения и смешения воздушных масс в образовании и эволюции кондесационных следов, облаков и туманов. Оптика атмосферы и океана. 1996, 9, N4, 9с.
39. Влияние метеорологических условий на вертикальные профили и потоки атмосферных примесей. Оптика атмосферы и океана. 1996, 9, N4, 6с.
40. Плотность распределения и суточные колебания количества облаков. Метеорология и гидрология. 1996, N1, 8с.
41. The Global Clondiness field and Synoptic Vorticity - the Important Formation Factors of Weather and Climate, third International Conference on Modelling of Global Climate Change and Variability. Hamburg, September 1995, lp. (Тезисы доклада)
42. Численная модель синоптических вихрей в бароклинной атмосфере.В сб. " Исследования вихревой динамики и энергетики атмосферы и проблемы климата" (под ред. Е.Г.Никифорова и В.Ф.Романова). JI.: Гидро-метеоиздат, 1990, 8с.
-
Матвеев, Юрий Леонидович
-
доктора физико-математических наук
-
Санкт-Петербург, 1996
-
ВАК 04.00.22
- СВЧ-радиометрические исследования влагозапаса атмосферы и водозапаса облаков
- Экспериментальные исследования термодинамических и микрофизических характеристик тропических конвективных облаков
- Динамика вод и перенос субстанции в Балтийском море в синоптическом диапазоне масштабов
- Радиолокационные характеристики облаков и сопровождающих их явлений на территории Вьетнама
- Тепло- и влагообмен в кучевых облаках и их влияние на крупномасштабные атмосферные возмущения в тропической зоне
