Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Источники и механизмы тропосферно-стратосферных возмущений геофизических полей 14
1.1. Вихревые источники атмосферных возмущений 15
1.1.1. Тропические циклоны 15
1.1.2. Внетропические циклоны 27
1.1.3. Маломасштабные вихри 29
1.2. Невихревые источники атмосферных возмущений 30
1.2.1. Струйные течения 30
1.2.2. Другие невихревые источники возмущений 31
1.3. Интенсивность источников атмосферных возмущений и механизмы их генерации 31
1.4. Вариации озона под влиянием интенсивных атмосферных процессов 34
1.4.1. Высотные циклоны и антициклоны 35
1.4.2. Струйные течения 36
1.4.3. Атмосферные волны 37
1.4.4. Холодные вторжения 39
1.4.5. Особенности пространственно-временного распределения озона и водяного пара как индикаторы развития атмосферных вихрей 42
Глава 2. Концептуальная модель воздействия тропического циклона на озоновый слой 44
2.1. Экспериментальные данные и метод их анализа 45
2.2. Наблюдаемые особенности вариаций ОСО и ВРО при развитии ТЦ 48
2.2.1. Вариации ОСО в течение жизненного цикла ТЦ 48
2.2.2. Вариации ВРО в зоне действия ТЦ 57
2.3. Физические причины наблюдаемых вариаций ОСО и ВРО. 59
2.3.1. Влияние макромасштабных процессов 60
2.3.2. Приближенная численная модель влияния внутренних циркуляционных систем ТЦ 62
2.4. О возможности определения вертикальных скоростей в ТЦ по данным измерения ВРО 70
2.4.1. Модель и основные соотношения 71
2.4.2. Результаты восстановления w(z) по данным о ВРО 73
2.5. Механизмы воздействия ТЦ на озоновый слой и оценка возможных эффектов 76
2.5.1. Динамический механизм 76
2.5.2. Волновой механизм 77
2.5.3. Электрохимический механизм 78
2.5.4. Особенности пространственно-временного распределения ОСО и ВРО как прогностические признаки тенденции развития и направления движения ТЦ 80
Глава 3. Коллективное влияние мощных циклонов тропических и умеренных широт на региональную изменчивость ОСО 85
3.1. Экспериментальные данные и метод их анализа 86
3.2. Тренды 90
3.3. Спектральные характеристики 95
3.4. Корреляционные связи 97
3.4.1. Связь активности циклогенеза с температурной изменчивостью 97
3.4.2. Связь изменчивости ОСО с циклонической активностью 98
3.4.3. Связь полей ОСО и циклонической активности по данным прибора TOMS 100
3.4.4. Связь изменчивости ОСО с температурной изменчивостью 104
3.5. Влияние ТЦ на минимальные значения ОСО 105
Глава 4. Влияние центров действия атмосферы на озоновый слой 109
4.1. Исходные данные и метод анализа 110
4.2. Долговременная изменчивость параметров ЦДА и ее возможные причины 114
4.3. Корреляционная связь изменчивости ОСО и параметров ЦДА 119
4.4. Статистическая модель связи межгодовых вариаций ОСО с вариациями параметров ЦДА 128
Глава 5. Методы исследования геофизических полей в окрестности тропических циклонов с космических аппаратов 132
5.1. Визуально-инструментальные наблюдения ТЦ с орбитальной станции "Мир" 133
5.1.1. Методика наблюдений ТЦ с орбитальной станции «Мир» 133
5.1.2. Некоторые результаты визуально-инструментальных наблюдений ТЦ с орбитальной станции "Мир" 135
5.2. Алгоритмы определения основных параметров ТЦ на основе данных дистанционного зондирования в различных спектральных диапазонах 139
5.3. Метод определения динамических характеристик средней тропосферы по спутниковым данным 146
5.3.1. Физико-математическая модель 147
5.3.2. Статистические характеристики неоднородностей поля водяного пара 158
5.3.3. Результаты восстановления динамических характеристик средней тропосферы 161
Глава 6. Определение характеристик тропических циклонов по данным дистанционного зондирования в СВЧ и УФ диапазонах длин волн 173
6.1. Определение поля скорости приводного ветра в зоне действия тропических циклонов по данным СВЧ радиометра SSM/1 174
6.1.1. Описание данных СВЧ радиометра SSM/I и метод их обработки 175
6.1.2. Методика метеорологической интерпретации 177
6.1.3. Результаты восстановления поля приводного ветра 180
6.2. Метод определения характеристик центральной зоны тропических циклонов 188
6.2.1. Определение эффективных размеров зоны ураганных ветров 188
6.2.2. Определение интенсивности тропических циклонов 194
6.3. Особенности возмущений поля ОСО тропическими циклонами по данным спектрометра TOMS 197
6.3.1. Экспериментальные данные и метод анализа 197
6.3.2. Связь возмущений поля ОСО с характеристиками ТЦ 201
Заключение 210
Литература 216
Приложение 238
- Тропические циклоны
- Влияние ТЦ на минимальные значения ОСО
- Результаты восстановления динамических характеристик средней тропосферы
- Результаты восстановления поля приводного ветра
Тропические циклоны
Тропические циклоны (ТЦ) представляют собой гигантские атмосферные вихри, достигающие в диаметре 1000-1500 км и простирающиеся вверх на всю тропосферу (до 20 км). Согласно классификации, принятой Национальной службой погоды США [176], ТЦ в зависимости от интенсивности циркуляции (максимальной скорости ветра -Vm) подразделяются на следующие четыре группы:
1) тропическое возмущение - область слабой циклонической циркуляции с ярко выраженной областью конвекции диаметром 100-300 миль (185-555 км), существующая не менее суток;
2) тропическая депрессия (ТД) - слабый тропический циклон с явной приземной циркуляцией и одной или несколькими приземными замкнутыми изобарами, в котором наибольшая скорость установившегося ветра Vm (осредненного за 1 мин или больше) не превышает 34 узла (17.5 м/с; 1 узел = 1 морская миля/час = 0.5144... м/с);
3) тропический шторм (ТШ) - тропический циклон с несколькими замкнутыми изобарами, в котором 34 уз. Ут 64 уз. (17.5 м/с Ут 32.9 м/с);
4) ураган (У) или тайфун (TY) - тропический циклон, в котором Vm 64 уз. (Vm 32.9 м/с).
Следует заметить, что в настоящее время нет единой международной классификации тропических циклонических возмущений. В других странах тропической зоны Мирового океана могут использоваться иные, нежели в США, классификации, хотя разница между разными классификациями не столь существенна [242]. Тропические циклоны, достигшие значительной интенсивности (Vm 64 уз), имеют свое местное название. Наиболее распространенные из них - тайфун (в северозападной части Тихого океана) и ураган - в северной части Атлантики и северовосточной части Тихого океана.
Статистика тропических циклонов
Ежегодно на всем земном шаре возникает приблизительно 80 ТЦ с Vm 20-25 м/с, из них 50-66 ТЦ достигают ураганной силы [151,158,197].Существуют шесть районов, в которых ТЦ возникают и разрушаются или выходят в умеренные широты. На рис. 1.1 из [187] приведены основные районы циклогенеза и преобладающие траектории ТЦ в течение года.
Сведения о сезонных вариациях общего количества ТЦ, согласно [197], приведены на рис. 1.2. В среднем ежемесячно в тропической зоне можно ожидать от 3 до 12 ТЦ. Наименьшее их количество - в апреле и мае, наибольшее - в августе и сентябре. Анализ сведений о широтах появления начальных возмущений, усиливающихся в дальнейшем до интенсивности тропического шторма, позволяет заключить, что только 13% всех ТЦ зарождаются на широтах, больших 20, причем практически все они возникают в северном полушарии. Наиболее благоприятной областью возникновения ТЦ в северном полушарии является широта 16.
Общие выводы относительно районов тропического циклогенеза могут быть сформулированы следующим образом [197]:
1) наиболее благоприятные для зарождения ТЦ зоны расположены в широтной области 6-20 в северном полушарии и 8-17 - в южном. В пределах 4-5 по обе стороны от экватора ТЦ не образуются. В южном полушарии на широтах, больших 22 , ТЦ не зарождаются, в северном полушарии они могут возникать и на более высоких широтах - до 35;
Заштрихованы области, в которых можно ожидать появление не менее одного ТЦ в год в квадрате 5х5, числа в скобках - среднее годовое число ТЦ в данном районе. Ширина стрелок пропорциональна частоте ТЦ вдоль указанных путей.
2) около 2/3 всех ТЦ возникает в северном полушарии. Особенно благоприятные зоны зарождения ТЦ сосредоточены около 90 в.д., 140 в.д. и 105 з.д. Причем около 2/3 всех ТЦ образуется в восточном полушарии;
3) на северо-западный район тропической зоны Тихого океана приходится почти одна треть всех ТЦ. Зарождение ТЦ в этом районе возможно в любое время года, хотя большинство ТЦ возникает только летом;
4) в северной части Индийского океана в широтной области 5-15 образование ТЦ происходит в течение двух сезонов: небольшого периода весной, связанного с появлением юго-западного муссона, и большого периода осенью, связанного с его прекращением;
5) в юго-восточной части Тихого океана и южной Атлантике ТЦ не возникают;
6) особенно благоприятны условия зарождения ТЦ вблизи сезонного расположения внутритропической зоны конвергенции (ВЗК).
Идея о связи зон тропического циклогенеза с зонами аномалий гравитационного поля и влиянии гравитационных эффектов на траектории ТЦ высказана в [21,22].
Циклоны часто развиваются сериями. Нередко в течение 1-2 недель на земном шаре можно наблюдать появление 5-15 ТЦ. Причем такие серии разделяются периодами малой циклонической деятельности продолжительностью 2-3 недели. На временные интервалы одинаковой протяженности в периоды активного циклогенеза приходится в 2-6 раз больше ТЦ. Общая продолжительность периодов активного циклогенеза равняется примерно 1/4 - 1/3 продолжительности сезона ураганов (тайфунов), но именно в эти периоды зарождается до 2/3 или даже 3/4 всех ТЦ.
Следует отметить, что таких явно выраженных временных особенностей не наблюдается для слабых тропических систем, таких, как облачные кластеры, которые существуют почти всегда, но весьма редко развиваются до ТЦ. По всей видимости, ТЦ являются результатом изменений крупномасштабной циркуляции тропической атмосферы, происходящих с временными масштабами от 10 до 20 дней [197,259].
Зарождаясь в тропиках, циклоны, как это следует из рис. 1.1, перемещаются к западу с составляющей в сторону более высоких широт со средней скоростью 10-15 км/ч. Достигнув 25-30 широты, ТЦ часто меняют направление движения и смещаются обычно с большей скоростью к северо-востоку, приобретая на широте 32-35 свойства внетропических циклонов. Следует заметить, что средние скорости перемещения ТЦ и положение точки поворота зависят от многих факторов, в частности от времени года. Кроме того, циклоны Индийского океана (в северном полушарии) перемещаются в основном на северо-запад. Точки поворота с переходом траектории на восток, как правило, отсутствуют [191].
Время жизни ТЦ в среднем по земному шару равно приблизительно 6 сут [135]. Наименьшее оно для ТЦ Индийского океана (около 3.5 сут) и наибольшее для ТЦ Тихого океана (около 9 сут).
Важное значение, в том числе для практических целей, имеет распределение числа ТЦ (N) в зависимости от их интенсивности. Нам известна только одна работа [30], в которой построено такое эмпирическое распределение по данным о 685 ТЦ, наблюдавшихся в 1956 - 1986 гг. в северо-западной части Тихого океана. В качестве меры интенсивности ТЦ используется дефицит давления Ар в его центре. Как известно, величина Ар функционально связана с Vm. Эта выборка составляет приблизительно 28% от числа всех ТЦ за указанный период. Распределение N(Ap) оказалось одномодальным с максимумом при Ар = 20 гПа.
Новые концепции в исследовании тропического циклогенеза развиваются в работах [6,7,121-125,167-169]. Основу их составляет глобальный подход, рассматривающий образование и эволюцию тропических возмущений как связанную последовательность событий в глобальном и региональном масштабах. Фундаментальной основой глобального подхода является изучение структурных особенностей эволюции тропических возмущений, рассматриваемых в виде модели стохастического потока однородных событий в региональном и глобальном масштабах.
Мезомасштабная структура тропических циклонов
Основные элементы мезомасштабной структуры ТЦ: глаз (безоблачная зона в центре), окружающее глаз кольцо мощной облачности и периферия (пространство с отдельными облачными спиралями, примыкающими к стене) хорошо прослеживаются по спутниковым снимкам облачности ТЦ в видимом диапазоне длин волн.
Влияние ТЦ на минимальные значения ОСО
Влияние ТЦ на временной режим ОСО проявляется также в появлении более низких по сравнению с фоновой станцией значений Хт;п. На рис. 3.8 для всего рассматриваемого периода наблюдений представлены гистограммы распределения значений Xmj„ на ст. Мауна Лоа и Наха для 2 месяцев: января и ноября, характеризующихся практически одинаковыми значениями X, лежащими вблизи минимума кривой внутригодового хода средней многолетней величины Хт, но существенно различающимися активностью тропического циклогенеза (рис. 3.2). Если для января гистограммы распределения Xmjn для ст.Мауна Лоа и Наха практически не отличаются, то для ноября разница весьма существенна. Значения Xmjn 230 е.Д. определяют более 60% кривой распределения для ст. Наха и менее 5% для ст. Мауна Лоа.
Учитывая ярко выраженный зональный характер поля ОСО в рассматриваемом регионе [8], единственным разумным объяснением указанного различия временного режима ОСО на ст. Мауна Лоа и Наха может быть, с нашей точки зрения, влияние тайфунов. Отрицательные аномалии ОСО, возникающие за счет динамического воздействия ТЦ на озоновый слой, приводят к заметному уменьшению минимальных значений ОСО. Причем эта особенность ярко проявляется в конце осени на фоне минимальных значений X в его внутригодовом ходе.
Изложенные выше результаты позволяют представить связь рассмотренных геофизических характеристик в виде следующей условной схемы ( рис. 3.9 ). Связь (1) согласно [87] может приводить как к усилению, так и к ослаблению вихревой активности в атмосфере за счет конкуренции двух противоположных механизмов. Первый из них, связанный с уменьшением перепада температур экватор - полюс при потеплении, способствует снижению скорости генерации и уменьшению общего числа вихрей в атмосфере. Второй, связанный с уменьшением статической устойчивости атмосферы за счет увеличения облачности и среднего вертикального градиента температуры в атмосфере, вызывает увеличение скорости генерации вихрей. В разных регионах и в разные промежутки времени может преобладать первый или второй из этих механизмов.
В Азиатско-Тихоокеанском регионе на рассматриваемом временном интервале связь (1) усиливает тропический и ослабляет внетропический циклогенез. Связь (2) за счет ослабления перемешивания атмосферы внетропическими циклонами ведет к усилению других факторов, в том числе и антропогенного происхождения, вызывающих понижение ОСО - связь (4). Рассмотрение этих факторов, подробное обсуждение которых можно найти в работах [2,3,19,42,50,51,62,64,74,165,260,261], выходит за рамки нашего анализа.Отметим одно важное, на наш взгляд, обстоятельство, а именно присутствие обратной связи (3). Отметим, что эта связь может быть как положительной, так и отрицательной.
В Азиатско-Тихоокеанском регионе на рассматриваемом временном интервале эта связь положительная: уменьшение ОСО ( точнее концентрации озона в стратосфере и верхней тропосфере) при ослаблении внетропического циклогенеза должно приводить к изменению радиационного баланса и охлаждению этих слоев атмосферы. Таким образом рассматриваемая цепь связей геофизических процессов в Азиатско-Тихоокеанском регионе будет поддерживать тенденцию отрицательного тренда температуры стратосферы. Однако в случае, когда вихревая активность в атмосфере будет усиливаться при глобальном потеплении, обратная связь может стать отрицательной, стабилизируя тем самым температурный режим атмосферы и состояние озонового слоя.
Результаты восстановления динамических характеристик средней тропосферы
Изложенный выше метод был применен для определения динамических характеристик средней тропосферы по данным радиометра MVIRI (канал водяного пара) геостационарного спутника METEOSAT. Расчеты были проведены в основном по аналоговым данным (режим WEFAX) и отдельным имевшимся в нашем распоряжении данным высокого разрешения (HR). Указанная спутниковая информация была любезно предоставлена в наше распоряжение Жупановым В.Д. и Манаенковой Е.Б. (НПО "Планета").
Принципиальным является вопрос о выборе размеров рабочего «окна», от которого существенно зависит объем вычислений и точность получения искомых характеристик. Основываясь на определении структурной функции (5.13), можно указать нижний предел линейного размера Н рабочего "окна", исходя из того, что перемещение элементарного объема за время х при скорости ветра V должно быть в пределах этого "окна", т.е. V х Н /п, где п 2. При V = 250 км/ч (что можно, по-видимому, принять за верхний предел скорости ветра на рассматриваемых высотах) и х = 2 ч, получаем Н 1000 км. Расчеты с рабочими "окнами" различных размеров показали, что уже при Н 500 км в большинстве случаев обеспечивается хорошее согласие вычисленных значений V с данными наблюдений.
Для расчетов был выбран географический район (20с.ш. - 45с.ш., 20в.д. -20 з.д), характеризующийся наибольшей повторяемостью ясного неба (60-90% в летнее время) [28]. Расчеты проводились для пар снимков с временным интервалом 1.5 часа и пространственным разрешением 10 км (режим WEFAX). Для данных HR временное и пространственное разрешения были другими. Для визуального контроля пригодности снимков для расчетов (отсутствие плотной облачности верхнего яруса) привлекались снимки в видимом и ИК-"окне прозрачности" атмосферы за ближайшие к основной информации сроки. Вычисления структурных функций D проводилось с постоянным рабочим «окном», размером 101 х 101 пикселей ( 1000 км х 1000 км).
Для сравнения с данными наблюдений вычисление V проводилось в точках с координатами станций аэрологического зондирования, попадающих в расчетную область. При этом использовались данные за ближайший синоптический срок на уровнях 300 и 500 гПа, как наиболее соответствующих уровню максимума канала водяного пара радиометра MVIRI, а также средние векторные значения скорости ветра в слое 300 - 500 гПа. Данные станций, для которых имело место существенное различие в наблюденных значениях ветра на уровнях 300 и 500 гПа (в 3 раза и более по модулю или более чем на 90 по углу), не учитывались при сравнении с расчетами. Данные наблюдений V были получены в Росгидрометцентре.
Сопоставление результатов расчетов поля V для серии из 6 пар снимков за апрель-май 1991 г. в указанной расчетной области для различных типов синоптической ситуации с данными наблюдений на уровнях 300 и 500 гПа продемонстрировало хорошую точность метода. Статистические оценки сравнений расчетов V с данными наблюдений на 8 станциях аэрологического зондирования (всего 22 случая) представлены в табл. 5.4.
Анализ результатов расчетов показывает, что при прочих равных условиях наилучшая точность достигается для простых барических систем с незамкнутыми изобарами без глубоких ложбин (16 случаев). Такие условия имели место в апреле 1991 г. Среднеквадратическое отклонение а рассчитанных V от наблюденных в области 300 - 500 гПа лежит в пределах 5-17 м/с по величине и 9 - 14 по направлению. Для сложных барических систем (6 случаев) с замкнутыми изобарами при наличии циклонов (такие условия имели место в мае 1991 г.) точность восстановления направления ветра несколько ухудшается ( та «18 -22 ), а модуля практически не меняется. Поскольку 7 из 8 станций аэрологического зондирования, данные которых использовались для сравнения с расчетами, расположены в умеренных широтах, восстановленные значения V наилучшим образом соответствуют измеренным на уровне 500 гПа, вблизи которого в умеренных широтах располагается максимум весовой функции канала водяного пара радиометра MVIRI (рис. 5.3). Средние по всем рассмотренным случаям ошибки восстановления V для этого уровня (сту 5 м/с, иа 16 ) не превышают ошибок наиболее точных современных спутниковых методов определения V [190,244 ].
На рис. 5.8 приведен пример расчета полей скорости ветра V по спутниковым данным для простой (а) и сложной (б) синоптической ситуации за 22 апреля и 23 мая 1991 г. соответственно. Отчетливо видно, что направление рассчитанных векторов достаточно хорошо согласуется с ходом изогипс на уровне 500 гПа даже в областях их значительной кривизны. Максимальное значение абсолютной величины завихренности отмечается в области циклона (rot V = - 4 10"5 с"1).
Объективным критерием пригодности участков снимка для применения указанной методики расчета поля V может быть, на наш взгляд, вид гистограмм распределения «яркости» снимка. Задавая определенный уровень «яркости», соответствующий облакам среднего яруса (этот уровень определяется при сопоставлении снимков в разных участках спектра), можно выявить области снимка с разной степенью закрытости облаками. Анализ показал, что хорошая точность расчета V достигается в областях, где удельный вес облаков в гистограмме распределения «яркости» не превышает 3 - 5%. При этом участок гистограммы, соответствующий чистому водяному пару, должен иметь тонкую структуру, свидетельствующую о наличии достаточно выраженных пространственных неоднородностей водяного пара. При отсутствии тонкой структуры величина и направление V вычисляются с большими погрешностями.
Значения коэффициента турбулентной диффузии Ked на основе двумерной изотропной модели диффузии вычислялись в виде Ked = Ve re. Алгоритм расчета скорости временной эволюции Ve и радиуса эквивалентного по площади круга ге изложен выше. Для рассмотренного выше случая сложной синоптической ситуации значения Ked меняются от 6 103 до 8 105 м2/с (рис. 5.9). Для других рассмотренных синоптических ситуаций значения Ked лежат приблизительно в том же диапазоне. Как показывает анализ, почти всегда имеет место анизотропия временной эволюции поля влажности - вдоль преобладающего потока она несколько выше, чем поперек.
Одним из ограничений метода является, на наш взгляд, фактор конечных размеров рабочего «окна». При линейных размерах «окна» 500 - 1000 км в рамках данного подхода хорошо описываются макромасштабные атмосферные процессы. Можно надеяться, что применение спектральной обработки первичных спутниковых данных позволит расширить возможности рассматриваемого здесь метода и получить адекватную информацию о динамических характеристиках более мелкого масштаба.
Результаты восстановления поля приводного ветра
Тропические циклоны северо-западной части Тихого океана
Проанализируем особенности полей V для указанных выше ТЦ. Как показывает анализ, для зависимостей V(R) в разных секторах характерна существенная асимметрия. Это связано прежде всего с перемещением ТЦ как целого с поступательной скоростью Vn. Согласно [264] во время зондирования ТЦ Walt его Vn находилась в пределах 4-6 м/с, ТЦ Tim - 5-7 м/с, а ТЦ Kinna - 2-3 м/с. В предположении квазисимметричности V в покоящемся ТЦ при его перемещении на северо-восток (большая часть траектории ТЦ Walt, см. рис. 6.1) , как нетрудно показать, V в северном секторе (Vn) должна быть меньше, чем V в южном секторе (Vs), а V в восточном секторе (Ve) больше, чем V в западном (Vw). При перемещении ТЦ на северо-запад (ТЦ Tim) следует ожидать Vn Vs и Vw Ve. Именно такая картина наблюдается для большинства зондирований. Однако имеются отдельные случаи, например зондирование ТЦ Walt 19.07.94г. в 21h9 46" UTC (кадр w6), когда описанная структура поля V нарушается. На рис. 6.2 в качестве примера представлены профили V(R) в сечениях С-Ю и 3-В, проведенных через центры ТЦ Walt (кадр w6) и Tim (кадр Т2). Для профилей V(R) кадра w6 в сечении 3-В характерно некоторое превышение V в секторе 3 над значениями V в секторе В. Объяснение такого характера поля V требует дополнительного исследования.
Другой заметной особенностью профилей V(R) для большинства зондирований является наличие одного или нескольких локальных максимумов V на расстояниях 400-1000 км от центра. При этом значение V в локальном максимуме может на 50% превышать соседние значения V (рис. 6.2а), а в отдельных случаях значения V в области локального максимума достигают 20 м/с. Анализ полей W показывает, что положение областей указанных локальных максимумов V совпадает с положением областей повышенного интегрального содержания жидкокапельной влаги облаков, т.е. с положением спиральных облачных полос или отдельных облачных образований. А как отмечено в [57] на основе самолетных исследований структуры ТЦ, локальные максимумы скорости ветра связаны с наиболее активными дождевыми полосами. Наиболее вероятной причиной появления указанных локальных максимумов V может быть, на наш взгляд, реальное возрастание V за счет конвергенции горизонтального потока, обусловленной мощными вертикальными восходящими движениями воздуха в облачных образованиях.
Для расчета по восстановленным значениям V параметра R30, данные о котором имелись в шторм-сводках для северо-западного района Тихого океана, были выбраны кадры зондирования ТЦ, содержащие информацию о V во всех четырех секторах -С,Ю,3,В. Это давало возможность получить характерное среднее значение R30 для сравнения с независимыми данными, приводимыми в шторм-сводках. Из всех имевшихся кадров зондирования указанному критерию удовлетворяли четыре кадра зондирования супертайфуна Walt (w3 - w6 ) и один кадр зондирования тайфуна Kinna (К1). Восстановленные профили V(R) в каждом секторе сглаживались путем экспоненциальной аппроксимации вида exp(A R + В), где А и В - искомые коэффициенты. По сглаженной кривой для каждого сектора определялось значение Rj30 (i=1...4), на котором V = 30 уз (-15.4 м/с). Далее вычислялось среднее значение Rp30 - 1/4 S Rj30.
В табл. 6.3 представлены результаты сравнения рассчитанных (Rp30) и наблюденных (RH30) согласно шторм-сводкам значений параметра R30 для ТЦ Walt и Kinna. Здесь же для информации из шторм-сводок приведено давление в центре ТЦ на уровне моря (Р0 в гПа) за ближайшие ко времени зондирования сроки. Указанные кадры для ТЦ Walt получены на стадии тайфуна (Vm 64 уз) и супертайфуна (Vm 130 уз), причем кадр w6 - в период его максимальной интенсивности. Кадр К1 получен на стадии шторма. Как следует из табл.6.3, для всех случаев Rp RH, причем средняя разность Rp- RH = 38 км практически совпадает с величиной пространственного разрешения СВЧ радиометра SSM/I на используемых для определения V частотах (см. табл. 6.1).
Интересной особенностью анализируемых данных является присутствие в кадре w7 "глаза" бури. Область "глаза" отчетливо проявляется в поле V в виде пониженных (до 14 м/с) скоростей ветра на фоне обширной области с V 20 м/с. Точно определить пространственные размеры "глаза" бури по полю V затруднительно, в силу отсутствия сведений о пространственном распределении значений V 20 м/с. Однако, считая известным максимальное значение скорости ветра ( Vm ) из независимых измерений [264], можно оценить эффективные размеры "глаза" бури (ёЭф ) на уровне Vm/e. Согласно [264] для кадра w7 Vm 40 м/с. (табл. 6.2) Тогда восстановленные значения V в области "глаза" бури позволяют получить d3(p -30 км.
Тропические циклоны Атлантики
Дальнейшим этапом развития методики метеорологической интерпретации данных дистанционного зондирования системы океан-атмосфера в зонах действия ТЦ явилась разработка программного обеспечения для исследования возмущений геофизических полей интенсивными атмосферными вихрями, позволяющего одновременно отображать несколько исследуемых величин в виде полутоновых изображений и изолиний [73]. В частности, построение изолиний скорости приводного ветра V, восстановленной по данным СВЧ зондирования, позволяет определять положение, форму и эффективные размеры зоны штормовых ветров (V 34 уз = 17.5 м/с). При этом рассчитанный эффективный размер зоны Rp34 определяется как радиус круга, равного по площади области, ограниченной изолинией V = 34 узла. Такой подход избавляет от необходимости точного определения центра ТЦ по радиометрическим данным. Естественно, при этом необходимо следить за соблюдением условия, при котором указанная изолиния охватывает центр ТЦ, поскольку возможны ситуации наличия нескольких областей с V 34 уз., располагающихся, в частности, в зонах облачных спиралей.
На рис. 6.3 представлено изображение ТЦ Ivan ( 26.09.98, 11:27:40 UTC) в канале 85.5 (h) ГГц (горизонтальная поляризация) на стадии урагана. Изолиния скорости приводного ветра V = 34 уз (17.5 м/с) очерчивает зону штормовых ветров вокруг центра ТЦ (крестик). Отчетливо видно отличие зоны от круговой. Наибольшая деформация зоны отмечается в направлении движения ТЦ и справа от него (кривая со стрелкой - траектория движения ТЦ).
Для детального анализа поля приводного ветра в зонах действия ТЦ, а также генерируемых ими возмущений озонового слоя был создан банк данных квазикомплексированных по времени и пространству зондирований системы океан-атмосфера в УФ и СВЧ диапазонах длин волн в зонах действия всех тропических циклонов Тихого (северо-западная часть) и Атлантического океанов 1998 года и программные обеспечения для работы с ним [73,138]. Банк включает 4 вида данных: а) сведения о характеристиках (географические координаты центра, минимальное давление в центре на уровне моря, максимальная скорость приводного ветра, направление и скорость перемещения циклона как целого, размеры зон штормовых и ураганных ветров по традиционным методикам) тропических циклонов через каждые 6 часов в течение всего времени их жизни; б) радиояркостные изображения системы океан-атмосфера в зонах действия ТЦ в СВЧ диапазоне, полученные радиометром SSM/I со спутников серии DMSP в 5 каналах низкого и 2 каналах высокого разрешения; в) поля скорости приводного ветра, рассчитанные по данным SSIVH; г) поля среднедневных значений общего содержания озона (ОСО) в зоне действия каждого ТЦ в течение всего времени его жизни по данным озонного картографа TOMS.
Данные SSM/I получены по сети Internet из Global Hydrology and Climate Center, Huntsvill, Alabama, USA; данные TOMS - из Goddard Space Flight Center, Greenbelt, USA; данные о траекториях и параметрах тропических циклонов (подспутниковые данные) - из Гидрометцентра Российской Федерации. Общий объем указанной информации за 1998 год превышает 500 Мбайт.
С использованием указанного программного обеспечения были проанализированы поля V в окрестности ТЦ Атлантики 1998 года. Сведения о параметрах ТЦ, времени зондирования, наблюденных (RH34) и рассчитанных (Rp34) значениях R34 приведены в табл. 6.4. Отметим, что для ТЦ Атлантики в отличие от ТЦ Тихого океана по данным независимых наблюдений (совокупность данных плавающих буев, островных и прибрежных станций, судовых измерений, спутниковых снимков и др.) имеются сведения как о параметрах R30 и R50, так и о размерах зон именно штормовых (V 34 уз.) и ураганных (V 64 уз.) ветров (параметры R34 и R64). При этом в шторм-сводках приводятся данные в основном о параметрах R34 и R64.
