Содержание к диссертации
Введение
1 Обзор методов исследования длинноволновой (ДВ) радиации в атмосфере 12
1.1. Теоретические исследования переноса ДВ радиации в атмосфере 12
1.2. Методы расчета тепловой радиации в атмосфере 17
1.3. Экспериментальные исследования потоков ДВ радиации в атмосфере 25
2 Актинометрическое радиозондирование атмосферы на сети АРЗ, научно-исследовательских судах и в Антарктиде 31
2.1 Актинометрический радиозонд АРЗ-ЦАО 31
2.2. Точность измерения потоков и притоков ДВ радиации с помощью АРЗ-1 35
2.3. Сеть актинометрического радиозондирования СССР 40
2.4. Справочные данные АРЗ 42
3 Климатические характеристики радиационных параметров свободной атмосферы над территорией бывшего СССР 47
3.1. Средние многолетние характеристики 48
3.2. Сезонные изменения полей ДВ радиации 53
3.3. Пространственная изменчивость полей ДВ радиации 63
3.4. Суточный ход ДВ радиации в атмосфере 70
3.5. Модель стандартной радиационной атмосферы (длинноволновая радиация) 74
4 Потоки длинноволновой радиации над океанами 100
4.1. Меридиональные изменения 100
4.2. Изменчивость полей ДВ радиации в свободной атмосфере на полигонах АТЭП-74 и МОНЭКС-79 106
4.3. Статистические характеристики поля теплового излучения в центральной Атлантике 131
4.4. Результаты многолетнего и сетевого актинометрического радиозондирования применительно к задачам климата ,139
5 Длинноволновая радиация в атмосфере Антарктиды 145
5.1. Экспериментальные наблюдения ДВ радиации в советских антарктических экспедициях (САЭ) 146
5.2. Результаты многолетних исследований ДВ радиации в атмосфере Антарктиды 147
5.3. Статистические характеристики полей ДВ радиации в Антарктиде 156
5.4. Модель стандартной радиационной атмосферы в условиях Антарктиды 157
5.5. Влияние облаков на перенос ДВ радиации в
Антарктиде 166
Заключение 174
- Методы расчета тепловой радиации в атмосфере
- Точность измерения потоков и притоков ДВ радиации с помощью АРЗ-1
- Пространственная изменчивость полей ДВ радиации
- Изменчивость полей ДВ радиации в свободной атмосфере на полигонах АТЭП-74 и МОНЭКС-79
Введение к работе
Основой энергетики земной атмосферы является лучистый теплообмен. Радиация - единственный вид энергии, посредством которого осуществляется обмен между климатической системой и внешним пространством. Это - основной физический фактор, приводящий к возникновению циркуляции атмосферы и океанических течений. Вместе с тем, влияние антропогенной нагрузки на климат также осуществляется через радиационные процессы, поэтому в задачах долгосрочного прогноза погоды, общей циркуляции атмосферы, теории климата и ряда других необходимо учитывать радиацию. Для этого нужны данные об альбедо системы, пропускании и поглощении атмосферой солнечного и теплового излучения, а также эффективный поток излучения, дивергенция которого является радиационным выхолаживанием или нагреванием слоя или системы. Необходимо знать связи между указанными радиационными характеристиками, оптическими величинами, непосредственно их определяющими, оптически и ра-диационно активными составляющими атмосферы и полями метеорологических элементов. В связи с интенсивным развитием теоретических исследований процессов атмосферной циркуляции ощущается острая потребность в количественных обобщениях данных по радиации, что нашло соответствующее отражение в решении Международной ассоциации метеорологии и физики атмосферы (МАМФА, 1986) о разработке стандартной радиационной атмосферы, а также в организации долгосрочных и широкомасштабных программ исследований климата - таких как Всемирная программа исследований климата (ВПИК, 1984) и Советской программы климатологии облачности и радиации (СПКОР, 1986-1992).
В земной атмосфере, представляющей собой определенную термодинамическую систему, первичным источником энергии служит солнечная
радиация. Отсюда все атмосферные процессы являются лишь различными формами превращения солнечной энергии в системе "земная поверхность -атмосфера". Первым звеном в цепи таких процессов является взаимодействие солнечной радиации (область 0.3-3.0 мкм) с атмосферой, через которую она проходит почти невозмущенной (потери происходят лишь за счет молекулярного рассеяния и частичного поглощения) и земной поверхностью, где она поглощается почти полностью. В результате атмосфера приобретает энергию главным образом в форме тепла, явного или скрытого. Излучение земной поверхности и его преобразование в атмосфере формируют потоки длинноволновой радиации (область 3.0-30 мкм).
Вследствие сферичности и вращения Земли и окружающей ее атмосферы, а также неоднородности поверхности приток тепла происходит неравномерно. В неоднородном температурном поле под действием силы тяжести возникают барические градиенты, приводящие в движение слои атмосферного воздуха. Возникающие движения различных масштабов, модифицированные трением и отклоняющей силой вращения, переносят и изменяют поля других метеорологических величин, включая источники и стоки атмосферной радиации.
Можно ли, опираясь лишь на известные физические законы, теоретически описать радиационное поле земной атмосферы? Современный уровень знаний не позволяет ответить на этот вопрос утвердительно. Причина заключается в том, что атмосферный перенос, существенно преобразующий поле радиации, по своему характеру является турбулентным и, в силу этого, не может быть описан исчерпывающим образом с помощью динамических (в противоположность статистическим) законов. Это означает, что поле радиации в атмосфере, в большой степени определяемое характером атмосферных движений, является стохастическим. Описание такого поля возможно лишь с помощью статистических параметров, значения которых определяются из наблюдений.
Свойственная атмосферным полям изменчивость, зависимость их состояния от времени суток, сезона и географического расположения в полной мере характерна также и для радиационного поля, поэтому задача экспериментального определения радиационных характеристик атмосферы могла бы быть решена на основе регулярно действующей планетарной сети станций, плотность которой должна соответствовать естественной изменчивости радиационных полей и не только у поверхности, но и непосредственно в атмосфере. Одна из важнейших проблем метеорологии -учет неадиабатичности процессов, формирующих общую циркуляцию атмосферы, в части, касающейся радиации, может быть успешно решена лишь путем использования полуэмпирических схем и методик статистической параметризации с максимальным использованием экспериментальных данных.
Оценка эффектов неадиабатичности может быть осуществлена на основе измерений потоков и баланса длинноволновой радиации, осуществляемых системой, контролирующей балльность облачности. Пространственная адекватная картина распределения ДВ радиации позволяет построить реальное поле энергетическое поле атмосферы и его эволюцию во времени. Экспериментальные данные подобного рода уточняют начальное состояние атмосферы, знание которого необходимо для прогноза. Очевидно, что обычно используемые в прогностических схемах климатологические данные о распределения характеристик в исходных энергетических полях уступают по точности экспериментально наблюденным распределениям в конкретный момент времени. Решение проблемы получения мгновенных данных об энергетическом поле атмосферы означало бы путь к созданию научных основ средне- и долгосрочного прогноза погоды и предвычисле-ния долговременных изменений климата. В настоящее время решение таких задач осуществляется на основе математического моделирования, эффективность которого определяется точностью и степенью полноты дан-
ных об эмпирических параметрах, в частности, радиационных. В свете этого, инструментальные наблюдения радиационного поля в атмосфере приобретают фундаментальное значение. Совершенствование и развитие инструментальной базы и осуществление наблюдений с целью определения эмпирических параметров составляют те ключевые проблемы, решение которых является необходимым условием для дальнейшего уточнения научных представлений и их эффективного приложения.
Актуальность данной работы определяется необходимостью изучения поля радиации, как одного из основных факторов, нарушающих адиабатичность атмосферных процессов. Наиболее важными задачами метеорологической науки являются задачи создания методов долгосрочного прогнозирования состояния атмосферы и моделирования процессов общей циркуляции атмосферы, в которых используются гидротермодинамические и физико-статистические методы. Успешное решение этих задач во многом определяется необходимостью учета наряду с другими факторами всех видов притоков тепла и, в частности, притоков тепла вследствие переноса лучистой энергии в атмосфере. В то же время успешному решению задачи учета радиационных процессов в численных схемах прогноза погоды препятствует исключительная их сложность и недостаточная изученность.
Проблема энергетики атмосферных процессов является одной из центральных проблем метеорологии. Для исследования физических закономерностей , определяющих крупномасштабные динамические и энергетические процессы в атмосфере, усовершенствования методов прогноза погоды и изучения климата необходимы данные о лучистом теплообмене и методы его расчета. Поэтому начало активных исследований с целью создания численных методов анализа и прогноза погоды (1970-е) ознаменовалось большим вниманием к теплообмену и появлением практических работ по общей циркуляции атмосферы с включением конкретных видов теплообмена, в частности, лучистого. Без учета влияния радиации невоз-
можно построение сколько-нибудь корректной схемы численного прогноза погоды. Наиболее сложным в этих схемах является учет неадиабатичности атмосферных процессов, поэтому успешному решению этой задачи в теоретическом плане препятствует исключительная сложность процессов переноса излучения в свободной атмосфере.
Основная часть коротковолновой радиации трансформируется на границах раздела сред (атмосфера - подстилающая поверхность, границы облачности). В атмосфере могут наблюдаться значительные эффекты ослабления коротковолновой радиации за счет влияния озона, аэрозоля или других факторов, но это влияние можно учесть введением средних характеристик. Трансформация же длинноволновой радиации происходит в самой атмосфере, причем в основном в тропосфере.
Длинноволновая радиация является единственным мощным фактором потери тепла системой Земля-атмосфера, а также одним из важных факторов перераспределения энергии в свободной атмосфере, формирующих поле температуры. Перенос длинноволновой радиации является одной из причин неадиабатичности атмосферных процессов, однако теоретические расчеты переноса длинноволновой радиации сложны и недостаточно точны из-за отсутствия информации о распределении поглощающих субстанций атмосферы. Даже сейчас, при наличии сверхмощных ЭВМ расчеты поля длинноволновой радиации достаточно успешно проводятся только для безоблачных условий и некоторых типов облаков (слоистые с неограниченной протяженностью облачных слоев по горизонтали).
Отсутствие простых и надежных методов расчета потоков радиации привело к развитию экспериментальных методов изучения длинноволновой радиации в свободной атмосфере. Наиболее активно эти работы развивались в 1960-1970-х годах прошлого века. Для этого используются: 1) аэростатный метод; 2) самолетный метод; 3) метод искусственных спутников; 4) метод актинометрических радиозондов. Основными недостатками
аэростатных и самолетных методов являются ограниченность их применения условиями погоды, а также невозможность получения статистически значимых рядов наблюдений. Информация с искусственных спутников Земли дает надежные статистические характеристики поля только уходящей, т.е. направленной вверх радиации, но интерпретировать эти результаты, а также изучать трансформацию поля радиации в атмосфере на этом материале невозможно.
Важным достижением 1960-х гг. явилась разработка актинометриче-ских радиозондов, предназначенных для измерения потоков и баланса длинноволновой (область 3 -30 мкм) радиации в ночное время. Советский актинометрический радиозонд АРЗ был создан и успешно испытан в начале 1960-х и уже через несколько лет в стране была создана вначале экспериментальная сеть из 3-5-ти станций актинометрического радиозондирования, а затем организована более обширная сеть из 15 станций на территории бывшего СССР. В 1970-1980-х, радиозонды АРЗ выпускались не только на сети, но и на судах погоды в Тихом, Индийском и Атлантическом океанах и в Антарктиде. Накоплен обширный материал наблюдений, позволивший исследовать закономерности изменения длинноволновой радиации в свободной атмосфере на разных широтах, в различных сезонах года и при разных условиях облачности.
Цель настоящей работы заключается в получении статистически достоверных экспериментальных данных о строении изменчивости полей ДВ радиации в свободной атмосфере, основанных на результатах многолетней работы по сбору и обобщению данных актинометрического радиозондирования на территории бывшего СССР, в полярных регионах, над океанами и результатах анализа полученных данных. Результатами работы являются описание основных закономерностей пространственного распределения и временных вариаций поля длинноволновой радиации в свободной атмосфере практически в глобальном масштабе, построение эмпи-
рической модели радиационной атмосферы и данные о радиационных характеристиках облаков различных форм.
В 1960-1980-х, автором была выполнена работа по организации сети актинометрического радиозондирования: разработка методических указаний "Методика эксплуатации актинометрического радиозонда АРЗ", вып. 42, Москва, 1971 г., регулярное методическое руководство станциями, включающее также проведение методических инспекций и рабочих семинаров; проверку качества поступающих с сети материалов, их архивация и статистическая обработка. В результате этой работы выполнен анализ пространственно-временной изменчивости поля ДВ радиации в свободной атмосфере в глобальном масштабе, получены статистически достоверные климатические характеристики потоков и притоков длинноволновой радиации, опубликованные в трех выпусках справочников, построена эмпирическая модель стандартной радиационной атмосферы для длинноволновой радиации и проверена ее работоспособность для различных условий. Результаты работы опубликованы в центральных отечественных и международных журналах.
Работа состоит из введения, пяти глав и заключения.
В первой главе дается обзор методов исследования длинноволновой радиации в атмосфере. Кратко описаны экспериментальные исследования потоков длинноволновой радиации в атмосфере, упомянуты теоретические исследования переноса длинноволновой радиации в атмосфере и выполнен анализ методов расчета тепловой радиации в атмосфере.
Вторая глава описывает историю развития актинометрического радиозондирования (АРЗ) атмосферы в СССР: организацию регулярно действующей сети АРЗ на территории бывшего СССР, выпусков актиномет-рических радиозондов на научно-исследовательских судах и в Антарктиде. Дано описание прибора АРЗ, приведены оценки точности измерения потоков и притоков ДВ радиации с помощью АРЗ-1. На основе созданного ар-
хива многолетних измерений потоков ДВ радиации получены и опубликованы справочные данные (3 тома) о полях длинноволновой радиации в свободной атмосфере над территорией бывшего СССР.
В третьей главе анализируются климатические характеристики радиационных параметров свободной атмосферы. Представлены средние многолетние характеристики, предложена эмпирическая модель стандартной радиационной атмосферы, построены карты, иллюстрирующие пространственную изменчивость полей ДВ радиации. Отдельно анализируется связь потоков ДВ радиации с облаками различных форм.
Методы расчета тепловой радиации в атмосфере
При изучении закономерностей пространственно-временной изменчивости поля ДВ радиации для учета ее энергетического эффекта в моделях или практических расчетах в основном решаются следующие задачи: 1) вычисление ос-редненных по времени или по территории значения потоков излучения; 2) вычисление потока излучения в конкретном пункте под или над облачным слоем в фиксированный момент времени; 3) исследование статистических характеристик поля теплового излучения в зависимости от статистических характеристик облачности. В ряде международных документов, связанных с Программой Исследования Глобальных Атмосферных Процессов (ПИГАП), представлена последовательность методов описания поля теплового излучения, начиная от подробных спектральных расчетов и кончая заданием средних многолетних данных. Наиболее разработан и практически применим в моделях общей циркуляции (МОЦ) метод решения уравнения теплового излучения при введении интегральной функции пропускания (ИФП).
Исходными выражениями для расчета поля теплового излучения в горизонтально стратифицированной атмосфере с использованием ИФП яв-ляются следующие. Для восходящего (F ) потока излучения: Здесь г - высота, 5(z) = сгТ4 (z), Г- температура, о-- постоянная Сте-фана-Больцмана, D (zj, z2) - интегральная функция пропускания диффузного теплового излучения для слоя атмосферы, заключенного между уровнями z\ и z2, В$ - излучение подстилающей поверхности. Функция пропускания направленного излучения Р (w/...m„) для нескольких поглощающих веществ с эффективными массами т, подробно описаны в части 1, а также в [20, 21, 87, 100]; mt вычисляются по формуле. Приближенно D (т) « Р (1,66 т). Здесь и ниже иногда для простоты записи формул рассматривается случай одного поглощающего вещества. Расчет поля излучения по (1.8) - (1.11) является оптимальным по своей точности и трудоемкости. С одной стороны сравнение спектральных расчетов и расчетов, использующих ИФП, построенную по тем же спектральным данным показывают, что погрешность Ft и Fi порядка 1-2% и лишь приток R, т.е. вторая разность односторонних потоков в отдельных слоях сможет иметь погрешность до 20% (см. выше). С другой стороны, параметры атмосферы обычно известны с точностью, недостаточной для существенного уточнения расчетов, а для моделей общей циркуляции требуется дальнейшее упрощение расчета радиации. В работах [19, 20, 24] рассмотрена последовательность упрощенных методов расчета потоков и притоков тепла в зависимости от оптической плотности атмосферы и оценена их точность по сравнению с (1.8)-(1.11).
В очень плотной атмосфере вне непосредственной близости от границ применимо диффузионное приближение, в котором выражение для эффективного потока излучения принимает вид: Очевидно, что такое приближение применимо лишь в полярных или засушливых районах в пренебрежении аэрозольным поглощением. В таблицах 1.2 и 1.3 сравниваются эталонные спектральные расчеты эффективных потоков и притоков тепла для стандартной атмосферы с расчетами, использующими ИФП. Сравнение показывает, что выражения (1.8) — (1.12) имеют достаточную для практических применений точность и что приближения типа (1.15) и (1.16) можно использовать в средних условиях. Приближения Ньютона и диффузионное в таблицах 1.2 и 1.3 не приводятся, поскольку они применимы лишь в крайних условиях. Заметное уточнение приближения (1.15) можно получить для случая одного поглощающего вещества, если в (1.15) вместо D (z/, zi) использовать D, где Если в ИФП помимо газовых составляющих учесть поглощение капельной водой, то эту функцию можно использовать для расчета потоков теплового излучения в облачной атмосфере, включая внутренние слои облаков. Этим способом в [102] описаны особенности профиля потоков и притока тепла в облачной атмосфере: пик выхолаживания в верхней части и пик нагревания в нижней части слоистообразной облачности. Исследована зависимость поля теплового излучения от числа облачных слоев, их уровня, водности, спектра облачных капель, температуры и влажности атмосферы. Проведен асимптотический анализ оптически плотных облаков и слабой облачности. Получены простые приближенные выражения для местоположения и величины пиков выхолаживания - RB и нагрева - RH, оценены притоки тепла к атмосферным слоям, выделяемым слоистообразной облачностью. Экстремальные потоки в облаке формируются на расстоянии Az от границы, обратно пропорциональном величине jJflk%/. , где z средний коэффициент поглощения, a dmldz — градиент водности у границы облачности. При этом для облака в слое (z/, z?), RH Az[Bs-B(z,)]D(Q,z) (1.19) RB -&zB (z2) D (z2, со), (1.20) где D - ИФП для газовых составляющих под- и надоблачного слоев. Эти выражения наглядно показывают, что рассмотрение профиля притока внутри облачности возможно лишь в «локальной» модели, поскольку требуется знать не только общее содержание воды, но и профиль водности в облаке. Заметим, что из описанных выше приближений диффузионное пригодно для вычисления притока в глубине облака, a R2 для экстремальных пиков. «Локальная» модель не требует предположений о характере излучения облачных границ и вычисленные в этой модели непрерывные профили позволяют оценить погрешность приближений, неизбежно возникающих в более грубых моделях.
В моделях с малым разрешением по вертикали удобно использовать так называемое «черное» приближение (см. [102]), в котором предполагается, что облака излучают как черное тело с температурой, равной температуре облачной границы. «Черное» приближение позволяет определять притоки к облачному слою, под- и надоблачному, но не позволяет проследить профиль притока внутри облака. Из оценок, выполненных в локальной модели, следует, что реальное слоистообразное облако, есть излучатель, сравнимый с толщей атмосферы в целом. Облака с запасом влаги w:r 0,03 г/см уже можно считать оптически плотными, допускающими использование «черного» приближения, которое оказывается практически точным при расчете притока ко всей толще атмосферы или к ее надоблачной части. Приток к толще облака также определяется с точностью, удовлетворяющей требованиям большинства практических задач. Приток к подоблачному слою мал, поэтому относительная погрешность его вычисления может быть довольно велика. Однако, для многих задач общей циркуляции его вообще можно считать равным нулю, особенно при низкой облачности. Для расчета притока к толстым атмосферным слоям, выделяемым облачностью, вполне пригодно приближение (1.15). В «осредненной» модели поле тепловой радиации для малоуровен-ных МОЦ, не дающих информацию о водности, надо вычислять следующим образом. Если слой содержит облачность, что приток к нему полагается равным притоку к облачному слою. Если слой целиком расположен под сплошной облачностью, то притоком к нему можно пренебречь, по крайней мере, для облаков нижнего и среднего яруса. Для слоя, лежащего над сплошной облачностью можно вычислять эффективные потоки тепла по (1.15) с заменой Bs на В (z2). Если границы слоев проходят внутри облаков, то пик выхолаживания надо «размазать» на верхний, а пик нагрева на нижний слой. В случае частичной облачности любая радиационная характеристика, например, приток тепла, вычисляется по формуле
Точность измерения потоков и притоков ДВ радиации с помощью АРЗ-1
Оценка точности измерения восходящего и нисходящего потоков ДВ радиации производилась разработчиками теоретически путем изучения зависимости коэффициентов, входящих в уравнения баланса приемных, поверхностей, от теплопроводности воздуха при разных условиях температуры и давления. Экспериментально радиометр проверялся в наземных условиях как обычный радиометр по ледяной полусфере и черному телу. В результате было установлено, что среднеквадратичная ошибка измерения еТІ для реальных условий полета составляет не более 2-4 Вт/м2 при условии соблюдения методики проверки радиометра перед выпуском и методики проведения наблюдения и обработки результатов. Для проверки работы в реальных условиях полета выпускались спаренные радиозонды. По результатам спаренных выпусков АРЗ среднее от-клонение показаний двух радиозондов было менее 1 Вт/м", максимальное отклонение не превышало 4 Вт/м2. Среднеквадратичное отклонение по еТ для пары зондов было не более 3,5 Вт/м в тропосфере и 0,7 Вт/м" - в стратосфере. Среднеквадратичная ошибка определения скорости радиационного изменения температуры воздуха равна 0,007 С/ч.
Актинометрический радиозонд АРЗ-1 несколько раз был представлен на международных сравнениях [61, 78, 113, 118]. Общее резюме из всех выполненных экспериментов сводится к тому, что вертикальные распределения потоков ДВ радиации в тропосфере до уровня 100 гПа изменяются подобным образом и разброс величин составляет в тропосфере ±10%, а в стратосфере несколько больше (см. рис. 2.4). Датчики всех АРЗ достаточно чувствительны к изменениям радиационных потоков вблизи границ облачности. С учетом влияния конструктивных особенностей приборов и систем приема и регистрации данных полученные результаты признаны хорошими. Таким образом, было показано, что для решения широкого класса задач физики атмосферы точность определения радиационных параметров в свободной атмосфере с помощью радиозонда АРЗ является вполне достаточной. В таблице 2.1. показаны значения потоков еТ и е-l по данным одного из совместных выпусков, а в таблицу 2.2 представлены осредненные данные об ошибках измерения разных АРЗ [78, 113]. Сравнительно большой объем сравнительных данных АРЗ СССР и ФРГ был получен в ходе выполнения международного эксперимента Атлантического Тропического Эксперимента ПИГАП (Программы Исследования Глобальных Атмосферных Процессов) - АТЭП-74 [61]. Радиозонды АРЗ выпускались одновременно с борта советских НИС "Профессор Зубов" или НИСП "Океан" и немецкого НИС "Метеор", всего около 8 выпусков, из которых для анализа было использовано 6. На рис. 2.5 представлены данные одного из сравнительных выпусков. Возможность сравнить данные советских АРЗ с подобными приборами других стран использовалась также в ходе более поздних экспериментов. Так, в 1977 г. такие сравнения были проведены в эксперименте Муссон-77 в портах Бомбей и Калькутта. На рис. 2.6 показаны вертикальные профили параметров зондирования еТ и еі, В и dT/dx выпуска, сделанного в Бомбее 24 июня 1977 г. Несмотря на неподходящие для сравнения условия погоды - СЪ, Си. cong и Ас, временами дождь, сравнение показывает хорошее согласование результатов в тропосфере.
Таким образом, подтверждена достаточно высокая точность измерения потоков ДВ радиации с помощью АРЗ-ЦАО, поэтому данные, полученные на сети актинометрического радиозондирования, в Антарктиде и на судах погоды в Мировом океане, являются надежными. 2.3. Сеть актинометрического радиозондирования СССР. Акти-нометрическое радиозондирование атмосферы в бывшем СССР было начато в 1961-1962 гг., когда сотрудниками ЦАО было выполнено большое количество пробных выпусков в Москве (ЦАО), Минске, Ростове-на-Дону и Свердловске. Результаты этих выпусков подтвердили работоспособность прибора, относительную простоту его обслуживания и были использованы для предварительного анализа изменчивости поля ДВ радиации в свободной атмосфере. Была составлена техническая документация на радиозонд, которая была передана для серийного изготовления АРЗ-1 на Свердловском заводе гидрометприборов. Была отработана методика эксплуатации актинометрического радиозонда [49] и в 1963 г. организована экспериментальная сеть актинометрического радиозондирования из восьми пунктов. Впоследствии в 1965 г. число станций было увеличено до пятнадцати. В табл. 2.2. даны названия пунктов в алфавитном порядке с указанием синоптического индекса станций, высоты каждой станции над уровнем моря и год начала работы.
Выпуски радиозондов АРЗ-1 на наземных станциях производились вначале (1963-1967 гг.) регулярно два раза в неделю - во вторник и в пятницу, плюс в дополнительные дни по программе МГТ. Станции, расположенные за полярным кругом, зондировали атмосферу только во время полярной ночи. В 1968 году программа наблюдений была изменена: с целью большей статистической обеспеченности выпуски радиозондов проводились ежедневно в центральные месяцы сезонов, т.е. в январе, апреле, июле и октябре. С 1966 года выпуски АРЗ-1 были организованы в Антарктиде на станции Молодежная (три сезона), затем на станции Беллинсгаузен (1969-1972 гг.). В 1965 году актинометрическое радиозондирование проводилось в Тихом океане с борта первых судов погоды "Воейков" и "Шокальский" [45, 47], впоследствии на научно-исследовательских судах выпуски АРЗ проводились в Атлантическом океане в 1966, 1969, 1971, 1972 и 1974 годах [5, 45, 59], в Индийском - в 1977 и 1979 гг. [40,41]. В 1982 году по причине прекращения финансирования сеть актинометрического радиозондирования прекратила свою работу. К сожалению, за годы работы материалы актинометрического радиозондирования не нашли применения в оперативной практике работы Гидрометеорологического центра страны, но, с другой стороны, за годы работы был накоплен обширный материал (около пятнадцати тысяч выпусков АРЗ), который дал возможность исследовать закономерности пространственно-временной изменчивости полей ДВ радиации в свободной атмосфере практически в глобальном масштабе. 2.4. Справочные данные АРЗ. Получив огромный объем данных актинометрического радиозондирования, специалисты ЦАО приступили к созданию архива и обработке накопленных данных. В связи с большим объемом информации вся обработка велась на ЭВМ. Материалы поступали в ЦАО в виде исходных таблиц ТАЭ-АРЗ, представлявших по сути полуфабрикат, поскольку на станциях не было возможности обрабатывать данные на ЭВМ. Кроме того, таблица ТАЭ-АРЗ была более пригодна для проведения критического контроля данных наблюдений. На протяжении всей работы сети АРЗ методическое руководство работой сети осуществлялось автором настоящей работы: проверка данных, методическая переписка с сетевыми организациями, инспекции станций. Для выполнении технической работы была создана группа сотрудников, руководитель группы - к.г.н., C.H..C. ЦАО Н.А. Зайцева. Обработка данных АРЗ для архивации проводилась в следующем порядке: 1. Критический просмотр исходных таблиц ТАЭ-АРЗ и отбраковка сомнительных данных. 2. Перфорация данных таблиц ТАЭ-АРЗ. 3. Проверка и исправление перфолент с последующей перезаписью на магнитные ленты. 4. Получение таблиц значений термодинамических и радиационных параметров на стандартных барических уровнях: высоты Н м, температуры воздуха tC, относительной влажности и%, восходящего потока ДВ радиации е\ Вт/м2, нисходящего потока ei Вт/м2, радиационного баланса системы Земля-атмосфера В Вт/м" и скорости радиационного изменения температуры воздуха dt/dv град/ч. 5. Вторичное исправление ошибок, обнаруженных при анализе таблиц. 6. Счет статистических характеристик средних значений полученных значений (х = Zx/ri) с выбором максимальных хтм и минимальных xmin значений и вычислением среднеквадратичных отклонений а. С помощью специально составленного комплекса программ были рассчитаны средние годовые и средние сезонные значения всех параметров на стандартных барических уровнях, выбраны максимальные и минимальные значения и определены их среднеквадратические отклонения. Полученные данные опубликованы в трех выпусках справочников [50, 92, 93].
Пространственная изменчивость полей ДВ радиации
Анализ пространственных вариаций средних многолетних характеристик поля длинноволновой радиации проводился путем построения карт, которые строились по данным станций, расположенных на Европейской территории бывшего СССР. На рис. 3.4 а), б) и в) представлены карты восходящего ДВ излучения на уровнях 970, 500 и 100 гПа. Анализ этих карт обнаруживает четкую связь изолиний еТ с рядом географических и климатических особенностей территории. На уровне 970 гПа изолинии имеют в основном широтный ход, хорошо согласующийся с ходом изотерм. Отчетливо проявляется влияние морского климата: изолинии еТ в районе Прибалтики имеют меридиональное направление. Влияние Черного и Каспийского морей сказывается в заметном уменьшении горизонтального градиента еТ южнее 52 с.ш. Связь климата с полем ДВ радиации особенно заметна при сравнении данных, полученных на станциях, лежащих на одной широте, например, станций Рига и Свердловск. Станция Рига имеет гораздо более мягкий климат, чем Свердловск, и значение еТ для этой станции на 32 Вт/м" превышает величину еТ станции Свердловск. Обнаруживается четкая связь восходящего потока ДВ радиации с температурой воздуха в тропосфере (970 и 500 гПа). В стратосфере эта связь ослабевает (рис. 3.4 в) - на уровне 100 гПа ход изолиний еТ более соответствует изотермам нижележащих уровней. Изолинии восходящего потока радиации сохраняют широтный ход до больших высот, но горизонтальные градиенты еТ с высотой заметно ослабевают.
Пределы изменений горизонтальных градиентов восходящего потока на нескольких разных уровнях в атмосфере (рассчитанные в значениях изменения потока на 100 км) показаны в таблице 3.4. Связь пространственных изменений поля ДВ радиации с климатическими особенностями отдельных районов еще более отчетливо проявляется на сезонных картах (рис. 3.5). Так как у земной поверхности еТ почти целиком определяется ее температурой, то и горизонтальные градиенты еТ, в среднем, зимой больше, чем летом (табл. 3.4). Однако, здесь некоторую роль может играть также граница залегания снежного покрова, которая проходит вблизи 52 с.ш. При переходе от зимы к лету существенно меняется не только величина горизонтального градиента еТ, но и его направление. На рис. 3.5 видно, что в полосе 45-65 с.ш. изолинии зимой имеют направление с северо-запада на юго-восток, и только южнее 45 с.ш. (в районе Кавказа) они приобретают широтное направление. Летом изолинии еТ в средней полосе имеют почти широтное направление, а в южной части направлены с юго-запада на северо-восток. Очевидно, что приземное поле восходящего потока излучения определяется теми же процессами атмосферной циркуляции и притока солнечного тепла, под совместным воздействием которых формируется температурное поле у земной поверхности. В средней тропосфере, на уровне 500 гПа, и зимой, и летом горизонтальные градиенты уменьшаются, и направление изолинй меняется. Зимой изолинии с высотой принимают все более широтное направление. Это вызвано совместным влиянием двух факторов: на востоке территории излучение земной поверхности меньше, чем на западе, но поглощение этого излучения холодной и сухой атмосферой также меньше. Летом направлением изолиний еТ с высотой почти не меняется, так как на юго-востоке излучением земной поверхности больше, а влияние сухой атмосферы меньше. Поэтому на уровне 500 гПа так же, как у земли, максимальные значения еТ наблюдаются на юго-востоке.
В районе Белоруссия-Прибалтика на уровнях 500 и 100 гПа вследствие экранирующего влияния облачности летом горизонтальные градиенты в восходящем потоке практически отсутствуют, и ход изолиний еТ не согласуется с ходом изотерм на этом уровне. Зимой же на уровне 100 гПа обнаруживается довольно хорошее совпадение направлений изолиний еТ и изотерм. В летнее время на уровне 100 гПа градиенты поля восходящего потока излучения направлены прямо противоположно горизонтальным градиентам поля температуры. Температура воздуха на уровне 100 гПа понижается в направлении с северо-запада на юго-восток, а восходящий поток максимален на юго-востоке и минимален на северо-западе. Все это можно объяснить тем, что в летнее время главным источников восходящего потока излучения в верхних слоях атмосферы бывают капельно-жидкие кучевые и кучево-дождевые облака, вершины которых располагаются между уровнями 500 и 100 гПа. Из-за радиационного экранирования этими облаками поверхности земли температура вышележащих слоев понижается. Пространственные вариации нисходящего потока и эффективного излучения системы "Земля-атмосфера" значительно меньше вариаций восходящего потока (рис. 3.6). Главным фактором, влияющим на величину нисходящего потока у земной поверхности, являются свойства воздушных масс. В Свердловске средняя годовая величина еі на 35 Вт/м2 меньше, чем в Риге, вследствие того, что в Свердловске (в глубине материка) континентальные воздушные массы имеют в течение большей части года более низкую температуру и меньшее влагосодержание. Облачность в Риге в среднем за год составляет 8,6 балла, а в Свердловске - только 6,7 балла. От зимы к лету ei изменяется в меньших пределах, чем еТ (рис. 3.6). С высотой Деі быстро уменьшается и на уровне 100 гПа в течение всего года практически не изменяется. Пространственные различия нисходящих потоков на уровне 100 гПа зимой и летом незначительны, что свидетельствует о малых сезонных колебаниях поглощающих и излучающих компонентов верхней атмосферы. Пространственные вариации эффективного излучения системы "Земля-атмосфера" в целом за год изменяются значительно меньше, чем его составляющие - восходящий и нисходящий потоки. Это означает, что длинноволновая радиация дает примерно постоянный вклад в изменение температуры воздуха в течение года. 3.4. СУТОЧНЫЙ ХОД ДЛИННОВОЛНОВОЙ радиации. В 1970 году актинометрическое радиозондирование атмосферы было включено в программу Комплексного энергетического эксперимента 1970 года (КЭНЭКС-70) [62, 70]. Для изучения суточного хода поля ДВ радиации, а также трансформации его за короткие периоды времени (6-8 часов) в период с 4 по 26 октября 1970 г. в районе г. Чарджоу по программе КЭНЭКС было произведено 12 серий выпусков АРЗ-1 по 2-3 ночных выпуска в каждой серии при различных синоптических ситуациях. Анализ изменчивости потоков радиации в безоблачные, ночи показывает, что значительная трансформация потоков et" и е-l происходит лишь в нижней тропосфере до 3-5 км. Эффективное излучение В в этом слое практически не изменяется. По данным измерений восходящий поток в течение ночи уменьшается на 21-28 Вт/м , при этом температура почвы понижается на 4-5 С. Уменьшение е за такой период равно 15-20 Вт/м". Выше 5 км изменчивость потоков от срока к сроку уменьшается и, в среднем, равна 7-14 Вт/м2. В большинстве случаев восходящий поток уменьшается в течение ночи на всех уровнях в атмосфере, хотя имеются также данные, свидетельствующие об отсутствии изменения еТ в верхней тропосфере и в стратосфере. Что касается нисходящего потока, то изменения его в течение ночи упорядочены только в нижней тропосфере. Выше 5 км нисходящий поток меняется довольно нерегулярно и максимальные изменения его от срока к сроку не превышают 14-16 Вт/м2. В связи с этим и результирующий поток - эффективное излучение, тоже меняется нерегулярным образом. Его максимальная изменчивость между сроками в два раза превышает изменчивость восходящего и нисходящего потоков радиации. Это указывает, что в данном случае изменения потоков со временем происходят в противоположных направлениях.
Изменчивость полей ДВ радиации в свободной атмосфере на полигонах АТЭП-74 и МОНЭКС-79
В 1974 году был успешно проведен Атлантический Тропический Эксперимент ПИГАП (АТЭП), в котором были получены массовые данные АРЗ на 10 научно-исследовательских судах СССР. Эта сеть не имела себе равных в АТЭП. На основе анализа полученных данных изучена пространственно-временная изменчивость потоков и притоков ДВ радиации и оценен вклад облачности [58, 59], в [60] сделана попытка рассмотреть влияние тропической облачности на поведение лучистых потоков и радиационное выхолаживание атмосферы. Анализ материалов, полученных в АТЭП, подтвердил полученные ранее общие закономерности меридионального хода потоков ДВ радиации. В то же время, результаты, полученные в стационарных точках, т.е. временные разрезы, выявили значительную междусуточную изменчивость поля ДВ радиации, которая вызывалась большой активностью процессов во внутритропической зоне конвергенции (ВЗК). Данные АРЗ показали, что восходящий поток радиации вблизи поверхности океана практически полностью определяется температурой воды и лежит в пределах 453-482 Вт/м\ На уровне тропопаузы его величина составляет в среднем 209 Вт/м", в стратосфере еї уменьшается на 3-4 Вт/м2 на 1 км и на высоте 30 км ко леблется в пределах 174-188 Вт/м2. ". . Вследствие высокой температуры и большой влажности воздушных масс нисходящий поток ДВ радиации вблизи поверхности океана имеет значения 418-453 Вт/м". В стратосфере противоизлучение атмосферы со-ставляет 21-35 Вт/м . Результирующий поток В увеличивается с высотой от 35 Вт/м2 вблизи поверхности океана до 175-210 Вт/м" в стратосфере.
Что касается временных изменений, то в нижних слоях, прилегающих к поверхности океана, вследствие почти постоянной температуры воды, временные изменения еТ незначительны. Междусуточная изменчивость еТ возрастает с высотой и в верхней тропосфере определяется условиями развития облачности. В период повышенной активности ВЗК увеличивается количество облаков и уменьшается значение еТ над облаками. Данные зондирования показывают, что в границах ВЗК (между 5 и 12 с.ш.) меридиональный ход еТ не проявляется, однако между 5 с.ш. и экватором, т.е. южнее ВЗК в средней и верхней тропосфере имеется значительный меридиональный градиент еТ. Нисходящий поток в атмосфере формируется под влиянием ее тепло-и влагосодержания и значительно зависит от наличия облаков. На экваторе, где в период проведения эксперимента господствовал пассатный воздух южного полушария, встречное излучение атмосферы постоянно на 14-42 Вт/м" меньше, чем в зоне действия ВЗК. В условиях развитой зоны на уровне 500 гПа el составляет 265-279 Вт/м", а вблизи поверхности океана - 433-447 Вт/м2. В периоды ослабленной ВЗК при уменьшении облачности el уменьшается соответственно, до 230-244 и 412-425 Вт/м". На рис. 4.5 показано временное изменение эффективного излучения в условиях высокой активности ВЗК, а в таблице 4.1 приведены значения В, осредненные по всему полигону отдельно за весь период и для случаев интенсивно развитой ВЗК и спокойного состояния атмосферы, а в правой части - значения скорости радиационного изменения температуры. Оказалось, что на уровне 100 гПа средние значения В по полигону при интенсивном развитии ВЗК и спокойной атмосфере различаются всего на 17-18 Вт/м2, что вызвано тем обстоятельством, что ни в одном случае облачность не покрывала весь полигон. В качестве иллюстрации воздействия облачности на вертикальные профили В на рис. 5.6 показаны профили эффективного излучения при разных условиях облачности и для сравнения - средний профиль В для всего полигона АТЭП. Очевидно большое влияние облачности. В таблице 4.2 показаны значения dT/dx для профилей, приведенных на рис. 4.6, они дают возможность оценить вклад облаков различных форм в радиационный режим разных слоев атмосферы. Приблизительные оценки потери тепла атмосферой за счет ДВ излучения следующие. В зоне действия пассатных течении северного и южного полушарий потери тепла в тропосфере, т.е. в слое от 1000 до 100 гПа, составляют примерно 140 Вт/м2, что соответствует выхолаживанию 1,3 град/сутки. В области ВЗК потеря тепла уменьшается в среднем до 91 Вт/м (0,84 град/сутки). Появление мощных кучево-дождевых облаков и облачных скоплений уменьшает потерю тепла до 56 Вт/м", очень часто в подоблачной атмосфере наблюдается нагревание атмосферы, в отдельных случаях до 2,5-3,0 град/сутки в слоях толщиной 10-30 гПа. жены подробные результаты статистического анализа и построенные в результате различные радиационные модели. Классификация потоков теплового излучения. Классификация данных АРЗ выполнялась на основе следующего подхода. Данные систематизировались по расположению судов, поскольку 7 из 10-ти располагались по периметру и в центре основного полигона АТЭП А/В (рис. 4.7), на экваторе работали НИС «Академик Курчатов» и «Пассат», а НИСП «Волна» располагался западнее в центре Атлантики. Поэтому для полигона А/В выбраны три модели: облачная, безоблачная и все данные вместе. Отдельно выделена экваториальная модель, в которой облачные и безоблачные ситуации не выделялись, так как в этот период на экваторе преобладала пассатная неплотная облачность, которая незначительно влияла на перенос лучистых потоков. Таким образом, в итоге построены четыре модели: экваториальная, тропическая, тропическая безоблачная, тропическая облачная и общая. Для объективного выделения облачных условий с помощью ЭВМ и получения некоторой дополнительной информации об облаках в дополнение к визуальным наблюдениям был использован метод, предложенный в [60], в котором рассматриваются отношения ftp) = В(р)/В6о_(р). В этой формуле В(р) = et(p) - ei(p), т.е. это эффективный или результирующий поток излучения; В&0(р) - средний эффективный поток по данным измерений в облачных условиях. Если/(р) j при 970 р 100 гПа, где/ - за- данное число, меньшее единицы, то атмосфера была безоблачной во время зондирования на пути радиозонда вверх. При f{p) j в некоторой области (р\,рг) можно ожидать наличия облаков.
Центр облака или его наиболее плотная часть находится на уровне рО, которому соответствует минимальное значение minjip) =f0 =Дро) ир\ ро р2. Границы облака трудно точно установить, но, во всяком случае, они не выходят за пределы области (рирт) , условно, р\ и/ь принимались в качестве уровней облачных границ. Проверенный на 477 случаях выпусков АРЗ этот метод оказался плодотворным. Оказалось возможным выделить 135 случаев, удовлетворяющим неравенствам 0,8 fp) 1.3 при 970 р 150 гПа. В 95% этих случаев рамки неравенства сужались до 0,8 ftp) 1,1, а в 70% - до 0,9 Др) 1,1. При этом в качестве Вб_0.(р) в формуле До) = В(р)/В5о_(р) была принята средняя величина потока, вычисленная по данным АРЗ на трех судах главного меридиана при безоблачных или малооблачных условиях. Последние выделялись по облачной легенде (я0бш 2 баллам) при тщательной проверке профилей В(р) и отбраковке тех из них, которые обнаруживали влияние облаков. Очевидно, попадающие в пределы неравенств 135 случаев зондирования представляют радиационный режим безоблачного неба собственно тропических широт. Узкие рамки этих неравенств свидетельствуют об однородности радиационного поля безоблачной тропической атмосферы. Остальные 343 случая представляют облачные условия. В таблице 4.1 дано распределение облачных слоев и их центров по предложенной методике оценки, которую мы назвали «радиационной». Как видно из этой таблицы, преобладает облачность, простирающаяся на всю или почти всю толщу тропосферы, т.е. мощная конвективная облачность. В ряде случаев по наличию двух значений min j[p) удавалось выделить двуслойные облака. Облака были однослойными в 68% случаев, двуслойными - в 31%. Вероятно, часто при конвективных облаках присутствовал и третий - верхний слой перистых облаков. Однако его выделить не удалось. В то же время, как показывает таблица 4.3, в некоторых случаях при отсутствии нижних облаков обнаруживались верхние.
