О климатическом спутниковом мониторинге внешнего теплового баланса океанов и Черного моря

Спутниковая гидрофизика

УДК 551.46+551.571

H.A. Тимофеев, A.B. Юровский

О климатическом спутниковом мониторинге внешнего теплового баланса океанов и Черного моря

Уходящее в космос длинноволновое излучение, эффективная облачность, равная произведению количества облаков на их оптическую плотность, и температура поверхности океана, определяемые с ИСЗ, используются для расчета годового хода составляющих внешнего теплового баланса на поверхности океана, климатические аномалии которых, наряду с меридиональными переносами тепла и воды в системе океан - атмосфера, обусловливают внутри- и межгодовые крупномасштабные вариации погоды в различных регионах Земли. Развитие этих исследований связано с прогрессом спутниковой гидрофизики: информация, получаемая из космоса, становится достаточно точной, регулярной и глобальной. Увеличение современного массива по внешнему тепловому балансу океанов с — 15-20 лет до столетия и более будет способствовать решению проблемы колебания климата Земли. Приводятся примеры согласованных расчетов теплового баланса деятельного слоя (0-100 м) Черного моря на основе судовой и спутниковой информации.

Введение

В настоящее время в морских исследованиях выделяют три приоритета: океан и климат, динамика экосистем, управление акваториями прибрежной зоны, ее ресурсами [1]. В первой части предусматривается получение новых данных для более полного описания сложных процессов изменения глобального и регионального климата на основе сверхдлительных наблюдений с ИСЗ за параметрами, характеризующими крупномасштабные процессы взаимодействия океана и атмосферы.

Под взаимодействием океана и атмосферы понимают совокупность обмена различными свойствами в разномасштабных механизмах перераспределения и трансформации энергии Солнца. В водах Мирового океана благодаря поглощению солнечной радиации, длинноволнового излучения атмосферы и облаков накапливается большое количество тепла. Отдавая его в атмосферу в виде собственного длинноволнового излучения, а посредством механизма турбулентной диффузии не только тепло, но и влагу, океаны регулируют переносы этих субстанций в атмосфере, определяющие климат и природные условия Земли.

В монографии [2] на основе судовой и спутниковой информации описаны методы расчетов глобальных (рассматривается свободная от льда область

Мирового океана между 63°с.ш. и 63°ю.ш.) полей температуры поверхности океана (ТПО) t, суммарной солнечной радиации Qn, радиационного баланса

Д., эффективной облачности (ЭО), атмосферных осадков (АО) и аэрозоля, турбулентных потоков явного Н и скрытого LE тепла, испарения Е и Tente) H.A. Тимофеев, A.B. Юровский, 2007

¥

лоты конденсации водяного пара в атмосфере LE с точностью, удовлетворяющей требованиям международных исследовательских программ [3]. Эволюции крупномасштабных аномалий в полях температуры, солености и плотности воды в океанах и соответствующие им колебания меридиональных потоков тепла

систематизированы за период -15-20 лет [2]. Увеличение в несколько раз массивов, сформированных на основе спутниковых наблюдений, позволит более детально исследовать сверхдлительные вариации состояния системы океан - атмосфера - суша, что будет способствовать решению проблемы колебания климата Земли с учетом естественных и антропогенных факторов [4].

В климатическом спутниковом мониторинге радиации, потоков Н и LE предварительно необходимо по наблюдениям ЭО и ТПО восстановить годовой ход температуры С), влажности воздуха е (мбар) и скорости ветра и (м-с-1) в.приводном слое атмосферы. В настоящей статье, являющейся продолжением работы [5], эти задачи исследуются в глобальном и региональном (например Черное море) масштабах.

Мировой океан: радиация, эффективная облачность и ТПО

Интенсивность уходящей в космос длинноволновой радиации (УДР) /(0) в некоторых участках ИК-спектра при угле визирования

о

_ 180'

© =-arcsm

п

6370 + к' 6370 +/с

sin©

определяется на условной верхней границе атмосферы к «30 км по углу сканирования ©*, радиусу Земли (6370 км) и высоте орбиты спутника к'. При этом учитываются закономерности угловой структуры поля УДР в зависимости от времени года, свойств подстилающей поверхности, атмосферы, включая облачность [6].

В спутниковом мониторинге интегральный по спектру Я= 3,8 - 50 мкм полусферический поток УДР Fcn вычисляется по интенсивности излучения

/j(©) в спектральной полосе Я = 10,3 - 11,3 мкм. Метод основан на существовании тесных природных связей (коэффициенты корреляции г = 0,96 - 0,99) интенсвдноспгей излучений ^(0), /2()> в спектральных полосах

Я1 = 10,3 - 11,3 мкм, Я2 = 8 - 12 мкм и Я3 = 3 - 30 мкм между собой и с интегральным по спектру 3,8 - 50 мкм среднесуточным полусферическим потоком

УДР/V

Пусть над океаном в области спектра А^ = 10,3 - 11,3 мкм в точке, соответствующей углу © (град.), получена (без фильтрации облачности) радиационная температура (©), которой, согласно формуле Планка, соответствует интенсивность длинноволнового излучения [6]

^ 1332,2 , <2'

ехр--1

F 273,1 + ^

размерностью кВт-м""2 в телесном угле 1 стер, оконтуривающем на поверхности океана площадку в один пиксель. Под t} (0) понимается температура поверхности абсолютно черного тела, при визировании которой на выходе измерительного комплекса в спектральном интервале Л,я 10,3 - 11,3 мкм создается такой же сигнал, как и от наблюдаемого объекта. Далее последовательно перейдем от /, (0) к интенсивностям длинноволновых излучений /2, /3 в подспутниковой (0 = 0) точке соответственно для спектральных интервалов /Ц = 8 - 12 мкм и Лз = 3 - 30 мкм и к среднесуточному полусфери-

2 1

ческому потоку Fcn (в МДж-м" -сут~). Согласно [6 - 9],

0 =(з.бб-12ао-Уще)-2.1о-'<Э'

8124 2 1-11М0"8©3

/з_зо

FCn = 370 /3 -1590 /32 +4980 /33,

Кп == 240 /3 + 2,8,

Fcn = 443 /3 - 29481\ + 99701\.

Варианты (5) - (7) в пределах ± 0,5 МДж-м^-сут"1 равнозначны по точности.

При неизменном состоянии СОА суточный ход УДР над океанами, по данным ИСЗ «Метеор» [6], не обнаруживается. Этот вывод подтвержден наблюдениями с ИСЗ «Nimbus-7» [2], который находился на солнечно-синхронной орбите и пересекал экватор в 12 часов дня и ночи по местному времени. В области Мирового океана 60°с.ш. - 60°ю.ш. в среднем за 5 лет отношение (Fcn)denJ(Fcn),l04h равно 1,012 с разбросом ± 0,0077.

Межсуточные флуктуации радиации, турбулентных потоков тепла и влаги на поверхности океана обусловлены влиянием нелинейных термодинамических процессов, регулятором которых, помимо ТПО, является эффективная облачность (ЭО = л /) [5]. В ней одновременно учитываются пространственно-временные вариации количества 0 < п < 1 и условной оптической плотности 0 < / < 1 облаков. Эффективная облачность вычисляется по формуле [2]:

Э0=Р< - 0,7

F-F

С Ш1П

Параметр у, учитывающий влияние атмосферных аэрозолей, рассчиты-вается по отфильтрованной от облачности интенсивности УДР 1Х (0) в спектральном канале Я, = 10,3 - 11,3 мкм [9]. В среднем за год в широтной зоне океанов 63°с.ш. - 63°ю.ш. у= 0,99, а аэрозольная поправка мала:

АЭО < 0,007. Однако при высокой запыленности атмосферы в океанических районах, непосредственно прилегающих к большим пустыням Земли, /=0,80 - 0,87 с нижним пределом 0,67 - 0,68 [6]. В климатических описаниях используются значения у из раздела 3.1 монографии [2]. В формуле (8) полусферические потоки УДР Fc, Fmin соответствуют условиям «нормальной» атмосферы (ЭО = п = 0) и сплошной (п = 1) облачности с предельно высокой оптической плотностью (/=1), когда при ЭО = п /= 1 потоки радиации Qn, Rn на поверхности океана равны нулю. Последнюю ситуацию

часто можно наблюдать на лентах самописцев при непрерывной регистрации радиации на судах.

При определении эффективной облачности по длинноволновому излучению выделяют четыре случая: для Северного (СП) и Южного (ЮП) полушарий, разделенных внутритропической зоной конвергенции (ВЗК); для тропосферы и стратосферы, разделенных тропопаузой. В рамках этой бокс-модели удобно выполнять параметризации потоков УДР и исследовать процессы тепло- и влагообмена в СОА. Обмен теплом и влагой в тропосфере между полушариями происходит за счет сезонных перемещений ВЗК в сторону полюсов в летний сезон. Особенно интенсивен этот процесс при активизации индийского муссона.

Параметризации Fc по t получены следующим образом. По всей совокупности спутниковых наблюдений над океанами за 10 лет построены графики связей Fcn от ТПО при ЭО = 0 в отдельности для СП и ЮП [2]. По градациям ТПО (Аt = 2°С) формируются области УДР, имеющие отчетливо выраженные верхние границы, аппроксимации которых методом наименьших квадратов (МНК) дают следующие выражения:

Fc = 22,6 + 0,36 / -0,00512 - 0,00012 /3,

Fc = 22,2 + 0,16 Г + 0,007612 - 0,00031\

-2 -1

Среднеквадратические ошибки <jf равны 0,38 и 0,22 МДж-м -сут соответственно для СП и ЮП. Зависимости (9), (10) нелинейные. Максимумы Fc

имеют место в области t & 21 - 24°С. При дальнейшем росте ТПО в экваториальной области океанов (ВЗК) величины Fc уменьшаются в связи с преобладанием при формировании поля УДР излучений холодной тропосферы с высоким влагосодержанием [5], при этом Fc(K)n) < Fc(Cn), поскольку

/(ЮП) < /(СП) [10], что объясняется охлаждающим влиянием Антарктики.

При параметризации

^ =1Д*

используется температура воздуха на уровне тропопаузы tтp [11] и постоянная Стефана - Больцмана 8 = 49,18-10 10 МДж-м 2-сут ^град"4. Коэффициент 1,1 учитывает вклад в результирующий поток УДР излучения стратосферы с ее высокой температурой. Формула (11) обобщает данные ракетных актино-метрических радиозондирований атмосферы над Тихим океаном [12].

Для Черного моря знаменатель формулы (8) запишем в виде

^-^=11,2 + 0,26*.

Величины ЭО, их аномалии являются информативными характеристиками состояния облачного покрова, в частности при оценках чувствительности атмосферных осадков, потоков Н, ЬЕ и компонент радиационного режима СО А к вариациям условий среды [2]. Они определяются с ИСЗ с точностью, удовлетворяющей требованиям современных моделей климата. Регулярная информация о полях эффективной облачности, ее оптической плотности полезна для решения широкого круга научных и прикладных задач - от проведения глобального спутникового мониторинга до изучения локальных явлений в различных районах Мирового океана. Использование данных по общему количеству облаков без учета их оптических свойств приводит к значительному снижению точности расчетов коротко- и длинноволновой радиации в СОА.

На поверхности воды при реальных условиях облачности 0 < ЭО < 1 суммарная солнечная радиация

<2„=гмЯн, 03)

—2 -1

а радиационный баланс (в МДж м -сут ) [2]

- [б,8 - 0,3 и + 0,017/2 - 0,0003 7/3 + 0,5(/ - /')]} у",

где

0,06 sin h -0,03 76 ^

0,94 + —-'-и -

sin Л+ 0,04 )

м = \-ЭО=Рсп Fmin ;

F—F

м с min

QH - солнечная радиация в условиях «нормальной» атмосферы (ЭО =0, У = 1); sin h- среднее за день для данного месяца значение синуса высоты Солнца, вычисляется как функция времени года и широты.

В работах [2, 6-8, 13] описаны и реализованы алгоритмы оперативного определения Qn и Rn по данным сканерных наблюдений радиометрами высокого разрешения в спектральных интервалах 0,725 - 1,1, 10,3 - 11,3, 8 - 12 и 3 - 30 мкм. Для декадных и месячных величин Qn, Rn погрешности находятся на уровне точности судовых наблюдений, т.е. не превышают 2 - 3%. Массивы Qn и Rn, сформированные на основе данных наблюдений УДР широкосекторными и сканерными приборами спутников «Метеор», NOAA и «Nimbus», имеют высокую степень коррелируемое™.

Температура поверхности воды t морей и океанов определяется из космоса с высокой точностью. В случае использования наблюдений со спутников NOAA и ERS-1 в спектральных интервалах 3,53 - 3,97, 10,3 - 11,3 и 11,5 -12,5 мкм средняя квадратическая ошибка восстановления t не превышает

0,3°С [2, 13, 14]. С целью исключения погрешностей, вызванных влиянием отраженного и рассеянного солнечного излучения в спектральном канале 3,53 - 3,97 мкм, измерения Iл (©) проводятся в ночное время.

В экспедициях 1986 - 1990 гг. на НИС «Академик Вернадский» был оборудован пункт приема и обработки спутниковой информации, по этим данным составлены атласы карт ТПО, ЭО, Qn и Rn для Северной Атлантики с пространственным разрешением 50 х 50 км, по времени - от пентады до месяца [13]. Спутниковый (ИСЗ NOAÄ) мониторинг указанных полей проводился также на акваториях Средиземного и Черного морей [14], составлен атлас-каталог декадных и месячных карт за период 1989 - 1991 гг. Опубликованные результаты подтверждают перспективность использования перечисленных методов в задачах восстановления полей ТПО, радиации и эффективной облачности на поверхности морей и океанов.

Связи характеристик приводного слоя атмосферы

над океанами с ТПО и эффективной облачностью

Важными свойствами формирования метеорологических условий в приводном слое атмосферы над океанами, используемыми в расчетах турбулентных потоков тепла и влаги, являются высокие природные корреляции между скоростью ветра и, температурой воздуха t' и упругостью водяного пара е в приводном слое атмосферы, с одной стороны, эффективной облачностью и ТПО - с другой. Температура воды характеризует энергетику, скорость ветра - интенсивность тепло- и влагообмена океана с атмосферой, а эффективная облачность учитывает влияние изменчивости метеорологических условий на эти процессы [5]. Среднемесячные разности А/ = f — и Ae = ew-e (ew-упругость насыщения водяного пара при заданной температуре и солености морской воды на поверхности), а также ТПО и ЭО осреднены по географическим квадратам 5 х 5° в зоне 63°с.ш. - 63°ю.ш. Поскольку / (ЮП) < / (СП) [10], весь массив судовой и спутниковой информации за 1974- 1983 гг. был разделен на два подмассива: для Северного (49470 точек) и Южного (75480 точек) полушарий [2, 15]. Методом наименьших квадратов получены следующие уравнения регрессии:

Ае(СП) = (1 - ЭО) [1,5 + (0,43 -1,614 Asin А)/-(0,01675 + + 0,028 A sin h)t2 + (0,0004675 + 0,002642 A sin И) Г3],

Ае(ЮП) = (1 - ЭО) [1,1 + (0,274 + 0,1008 A sin h) t - (0,001117 + + 0,08141 A sin К) t2 + (0,0001378 + 0,002653 Asin К) /3],

At(CTI) = (1 - ЭО) [7,1 - (1,129 + 4,419 A sin К) t + (0,06296 + + 0,285 A sin К) t2 - (0,001097 + 0,004866 A sin К) Г3 ],

At(IOn) = (1 - ЭО) [0,34 + (0,0236 -1,349 A sin h) i + (0,000579 + + 0,0789 Asin К) t2 -(0,0000286 + 0,001249 Asin К) f3],

где A sin h = sin h - sin h, a sin h, sin h - среднедневные значения синуса высоты Солнца для месяца и года. Для расчетных климатических величин

Л Л

Ае, At по квадратам 5x5° стандартные ошибки crAe = 0,6 мбар и а^ = 0,4°С; для зонально осредненных климатических величин сгДе= 0,35 мбар и

сгд, = 0,26°С, что соответствует погрешностям, обусловленным искажающим влиянием корпуса судна на метеорологические поля [16].

Многочлен для скорости приводного ветра и над океанами получен МНК по объединенному (49470 + 75480) массиву судовой и спутниковой информации за 10 лет [5]:

и = 9,9 — 0,041 / + 0,013312 - 0,00493613 + 2,925 • 10"4 t4 - 5,052 • 10"615 --0,42 ЭО-99,58 ЭО2 + 438,15 ЭО3 -658,8 ЭОА +329,57 ЭО5 +0,134х х (ЭО - 0 + 0,1068 (ЭО • О2 - 0,017113 (ЭО • /)3 + 0,0008486 (ЭО • t)4 -- 0,00001276 (ЭО-О5.

Величины w можно рассчитать по таблице 3 из работы [5], построенной методом двойной интерполяции. Исследуем точность многочлена (20). С этой целью объединенный массив судовой и спутниковой информации разобьем на

32 подмассива по градациям ТПО и ЭО с интервалами At = 2°С и А ЭО =0,05. Для каждого подмассива найдем средние фактические величины ЭО и и, а расчетные значения и определим из упомянутой таблицы [5]. На рис. 1 показаны корреляции между и и и . Среднеквадратическая погрешность формулы (20) сги= 0,32 м-с"1. Это существенно меньше различий между

скоростями приводного ветра их и и2 по двум версиям [15, 17] климатических массивов COADS (рис. 2). В [2, 5] и в настоящей работе при вычислении аи использовалась более поздняя переработанная версия [15].

аи= 0.32

5 V._I_I_I_I_I_

5 6 7 8 9 10

Л 4

¿7, М-С"1

Рис. 1. Сравнение наблюдаемых и и расчетных й скоростей приводного ветра по градациям

ДТПО = 2°С и эффективной облачности АЭО = 0,05 в интервалах -2 <ТГЮ<30°С и 0 <ЭО< 0,80

12

10

Ь 2 8

6

4

4 6 8 10 12

ц, м-с'1

Рис. 2. Корреляции среднемесячных зонально осредненных климатических скоростей приводного ветра и] [15] и и2 [17] над океанами по двум версиям судовой информации. Среднеарифметические разности ах 2(СП)= 0,51 и ах 2(ЮП) = 0,69; среднеквадратические разности СГХ 2 (СП) =0,55 И <7! 2 (ЮП) = 0,76

Среднеквадратическая ошибка срочных скаттерометрических измерений с ИСЗ скорости приводного ветра сти« 1,5 - 1,7 м-с"1 [5]. Она достигнута

в алгоритмах, где в качестве предиктора используется зависимость рассеяния отраженных радиоволн шероховатостью морской поверхности, которая, в свою очередь, зависит от ветра. Формула (20) по точности не уступает скат-терометрическим данным. В целом по полушариям погрешности восстанов-

А Л

ления Ае, At, и близки к нулю.

Полученные результаты показывают возможность восстановления крупномасштабных климатических аномалий радиации, потоков явного и скрытого тепла на поверхности океана на основе спутниковой информации по УДР, ТПО и ЭО с точностью, удовлетворяющей требованиям «Глобальной системы наблюдений за океаном», создаваемой по инициативе МОК.

Особенности метеорологических условий в приводном слое атмосферы над Черным морем

Среди физических механизмов, определяющих формирование полей температуры, влажности воздуха и скорости ветра в приводном слое атмосферы над Черным морем на сезонных масштабах, можно выделить следующие.

1. Фоновые поля, связанные с крупномасштабной средней циркуляцией атмосферы, безусловно определяемые с ИСЗ.

2. Сезонные эффекты динамической и термической природы, обусловленные наличием в регионе высоких гор. Летом над морем формируются антициклоны с дивергенцией потоков воздуха на поверхности; зимой ситуация противоположная - циклоническая завихренность с конвергенцией. Результаты реанализа NCEP/NCAR по скорости ветра на стандартных горизонтах 10 м и 850, 500 и 200 мбар, относящиеся к 1958 - 1997 гг., действительно показывают сезонную изменчивость, проявляющуюся над Черным морем в смене циклонической завихренности ветра в холодную половину года на антициклоническую в теплый период.

В отделе дистанционных методов исследований (МГИ) выполнен анализ полей ветра с целью контроля диагностических и прогностических моделей. Сопоставлены поля, полученные с августа 1999 г. по март 2001 г. из разных источников (данные спутника «QuickSCAT>>, реанализа NCEP и контактных наблюдений). Стандартные отклонения скорости ветра между данными «QuickSCAT>> и контактными измерениями находятся в пределах 2,1 -2,3 м-с-1. Смещение контактных измерений относительно данных NCEP составляет -0,6 м-с-1. Наблюдаемые особенности являются следствием наложения потоков воздуха разных направлений в нижней атмосфере над Черным морем и окружающей его сушей.

3. Муссонные эффекты определяются различием потоков тепла и влаги, формируемых над морем и сушей. Периодические (сезонные) разности ДАt и ААе (рис. 3) между расчетными и наблюдаемыми величинами температуры и влажности воздуха в приводном слое достигают максимальных значений в середине зимы и в конце весеннего периода, существенно ослабевая летом и в начале весны. Для скорости приводного ветра муссонный эффект максимально проявляется весной, существенно ослабевая в конце осени.

0.8 Г\ /л

& 0.4 ю 2  \ А г \

\ 1 / \ V

V 3 0.0 _ \ // \ 1 V

О о

3-0.4  \/ и ^Лз -

-0.8 \ -

-1.2 .1 1111111 1111

о -1 -2 -3 -4

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 месяцы

Рис. 3. Годовой ход поправок к градиентам температуры

Региональные (в целом для Черного моря) поправки к значениям Д/, Ае, й , рассчитанным по формулам (16), (18), (20), следующие:

AAt = А1ф - Дг« 0,74 Г - 0,025 - 4,27,

ААе = Аеф -Ае* 0,05 / — 0,6,

Ан-п 2,8-5 Дэт/г (дляХПЛ-У).

-0,9-5 Дет к (для VI-К) ^ ^

Здесь фактические величины, помеченные индексом «ф», получены из многолетних судовых наблюдений [18, 19], осредненных по 60 одноградусным квадратам, равномерно распределенным по акватории Черного моря. «Океанические» формулы (16), (18), (20) с учетом поправок (21) - (23) обеспечивают высокую точность восстановления годового хода градиентов температуры, влажности воздуха, скорости ветра в приводном слое атмосферы над Черным морем по спутниковым наблюдениям ТПО и ЭО (рис. 4). Поскольку соленость воды в Черном море существенно ниже океанической, число 1,5 в формуле (16) заменено на 1,8.

о 5

• I

<3

-е

э <

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 месяцы

Рис. 4. Годовой ход климатических градиентов влажности (У), температуры воздуха (2) и скорости ветра (5) в приводном слое атмосферы над Черным морем. Сплошные линии - фактические (с индексом «ф») данные [18, 19]; кружочками, крестиками, треугольниками и штриховыми линиями обозначены соответствующие величины, полученные по «океаническим» формулам (16), (18), (20) с учетом поправок (21) - (23); <7и, (Тд,, 0*Дс,- среднеквадратические погрешности

Теплообмен Черного моря с атмосферой

Как отмечалось, основными компонентами теплообмена моря с атмосферой являются радиационный баланс скрытая теплота испарения ЬЕ и

ощутимое тепло Н. Некоторое количество тепла расходуется на прогрев атмосферных осадков, речного и подземного стоков пресных вод, таяние льдов, фотосинтез планктона и морских водорослей. Меньший порядок имеют частично компенсирующие эти потери виды энергии: диссипация движений масс воды и воздуха в теплоту за счет трения и энергия, поступающая из недр Земли. В среднем для Черного и Азовского морей сумма малых компонент А« - 0,1 МДж-м~2-сут-1 [2, 18, 19]. Суммарное количество тепловой энергии В = Яп-ЬЕ-Н - 0,1, получаемое (знак плюс) или отдаваемое (знак минус) морем через поверхность, называется внешним тепловым балансом. Он отличается от полного баланса Б = В + П, характеризующего изменение теплосодержания слоя воды от поверхности до дна. Полный тепловой баланс определяется величиной В и переносом тепла (холода) в толще вод П, связанным с системой течений и макротурбулентным обменом.

В конце 80-х годов прошлого века по данным контактных измерений с научно-исследовательских судов за период 1903 - 1982 гг. опубликованы карты температуры воды tr по горизонтам z [20]. Эти данные, полученные по несинхронным точечным измерениям температуры воды внутри 60 одноградусных квадратов, описывают мезомасштабные особенности поля t, на Черном море, устойчивые по времени. Массив [20] к тому времени являлся наиболее полным. Акватория моря разделена натри района: мелководный северо-западный (к северу от 45°с.ш.) и два глубоководных - соответственно к западу и востоку от 34°в.д. В указанных районах найдены отнесенные к середине каждого месяца значения температуры tz на стандартных горизонтах 0, 10, 20, 25, 50, 75, 100 и 200 м. Средние месячные значения температуры воды t2S в целом для Черного моря (площадью s) получены с учетом протяженности трех выбранных районов: s = sx + s2 + s3.

Полные тепловые балансы, или изменения теплосодержания слоев воды, толщиной Аz = z2-z] (z2>zi) для к -го месяца вычислялись по центральным разностям:

Б,

от 2

где

z2

J(Az)= jсврв t2dz ;

г - время; св, рв — соответственно теплоемкость и плотность воды с заданными температурой и соленостью. Расчеты Es(Az) выполнены для слоев

0 - 20, 20 - 30, 30 - 50, 0 - 100 и 0 - 200 м.

Годовой ход изменения теплосодержания, или полного баланса слоя воды 0 - 100 м, аппроксимирован четырьмя гармоническими составляющими с периодами Tj= 12, Т2 = 6, Т3= 4, Т4=3 мес:

N

E's

i

где coN =360/TN . Точность аппроксимации оценивалась по остаточному среднеквадратическому отклонению

полученному вычитанием из естественного годового хода Бv (0 — 100) величины Б[(0-100), восстановленной по N гармоническим составляющим. Амплитуды An и фазы (pN гармоник годового хода среднемесячных вели-

чин полного теплового баланса слоя воды 0 - 100 м определялись итеративным способом. На первом шаге

. ( 360 sin -

^,(0-100) = * + На втором шаге определяется амплитуда и фаза второй гармоники:

Б[г (0 -100) = Бs (0 -100) - Б'яХ (0 -100) = А2 sin^p- к + <р2 j и так далее.

Выражение (25) описывает годовой ход месячных величин 5^.(0-100) со

среднеквадратическими ошибками ст N = 0,14 - 1,07 в зависимости от числа гар-

—2 —1

моник N. В целом за год аБ = 0,4 МДж-м -сут . Кривая годового хода Б s (0-100) асимметрична в связи с относительно быстрым прогревом вод весной и более медленным их выхолаживанием осенью. Величины полных тепловых балансов слоев воды 0 - 100 и 0 - 200 м практически тождественны. Следовательно, в Черном море теплообменом с нижележащими (z >100 м) слоями воды можно пренебречь. В почти замкнутом бассейне Черного моря выполняются условия

Я,«0и БХ**ВЯ.

При расчетах Rn для Черного моря использовались рекомендации [6],

подготовленные в МГИ АН УССР на основе статистической обработки данных судовых наблюдений в различных районах Мирового океана (1950 -1990) за составляющими радиационного баланса и определяющими их параметрами. Анализ этих данных позволил найти эмпирические зависимости, использованные при расчетах Rn. Их отличительной особенностью является малое число параметров: при известной прозрачности атмосферы используются сведения об общем количестве облаков, их оптическая плотность задана «океаническим климатом» в зависимости от ТПО [10]. Как известно [6], облака над океанами пропускают в среднем на 15% больше солнечной радиации, чем над континентами. Методика [6] разрабатывалась для условий океанов, а Черное море, где 1, сравнительно небольшое по размерам и расположено в глубине континента вблизи горных массивов, поэтому климатические модельные значения ЭО увеличены на 15% с возможной ошибкой ± 10%.

Проинтегрированный по площади s радиационный баланс Rns восстанавливался на основе судовой и спутниковой информации. Использованы среднемесячные величины интегральных по спектрам уходящих в космос коротко- и длинноволновых излучений, полученные в 1969 - 1970 и 1974 -1983 гг. со спутников «Метеор», NOAA и Nimbus с пространственным разрешением 500 х 500 км2 [2, 6]. Годовые хода Rns, рассчитанные по двум видам исходной информации, можно считать практически тождественными (рис. 5).

Это свидетельствует о надежности полученных оценок радиационного тепла

—2 —1

на поверхности Черного моря в целом за год: 9,1 МДж-м -сут .

Формулы для турбулентных потоков явного и скрытого тепла записываются в виде

Н = Сн12-0,4Г7) С/-/7) и,

1Е = Сн м

Средние месячные климатические величины Н и ЬЕ, рассчитанные с использованием постоянного 0,00189 и переменных (в зависимости от скорости ветра) коэффициентов Сн и1, для Черного моря тождественны [2, 19].

20

15

щ

¿10 5

п-1-1-1-1-1-1-1-1-1-г

2 4 6 8 10 12

I I > I I I I I I »» |

6 8 месяцы

10 12

Рис. 5. Годовой ход радиационного баланса и суммарного турбулентного потока тепла на поверхности Черного моря: 1 - климатические данные

Климатические месячные величины полного теплового баланса Черного моря и его компонентов, полученные с использованием судовой и спутниковой информации, представлены на рис. 5 и 6. Условия (0 — 100) &ВХ и

Я5 = 2>Л (0 — 100) - Вх ~ 0 реализуются со среднеквадратической погрешностью (7,3 = 0,4 МДж-м~2-сут-1. Ошибки <т12, сг23, достигающие 1,1-2 МДж-м~2-сут_1, связаны с использованием приближенных модельных значений оптической плотности облаков. Для года эти ошибки близки к нулю. В результате имеем для моря в целом за год: Яп5 = 9,1; (Я + ЬЕ)Х= 9,0; сумма малых компонент А, = 0,1 МДж.м^сугЛа 5,(0-100) = 5,=/гл^(Я + 1£),-Д, = 0.

2 4 6 8 месяцы

10 12

Рис. 6. Годовой ход полного теплового баланса Б5 = Вх =[Яп — (Я + ЬЕ) — 0,1]Л. Черного моря в слое воды 0 - 100 м при Пх « 0:1 - климатические данные (судовая информация); 2 - расчеты по ТПО и ЭО; 3 - расчеты по температуре воды К [20]

В дальнейшем эффективную облачность над Черным морем следует определять непосредственно на основе спутниковой информации:

эо = (22,6 + 0,36 t-0,00512 -0,00012/3)-Fa 11,2 + 0,2 6 t

Алгоритм (28), учитывающий параметризацию и структуру поля УДР, позволяет вычислять ЭО для любой географической точки. При этом могут использоваться среднемесячные величины Fcn и ТПО за период 1986 - 2002 гг.

из архива PODAAC JRL AVHRR Pathfinder. Информация (E-mail: jorde@seastore.jpl.gov; URL: http://podaac.jpl.nasa.gov/sst/), полученная с орби-

тальных спутников NOAA-1, -9, -14, -16 в сетке с шагом по пространству 18 км [21], содержит сведения о внутри- и межгодовых вариациях полей УДР, ТПО и эффективной облачности в глобальном и региональном масштабах.

Заключение

Данные по УДР, ЭО и ТПО, определяемые с ИСЗ, могут использоваться для расчетов годового хода крупномасштабных климатических аномалий радиации Qn и Rn, потоков явного Н и скрытого LE тепла, внешнего теплового баланса В 9 атмосферных осадков АО и испарения Е на поверхности морей и океанов, а также радиационного и теплового балансов в COA. Необходимость длительных (порядка 100 лет) и непрерывных (в течение года) спутниковых наблюдений указанных параметров обусловлена тем, что их климатические аномалии, являясь следствием взаимодействия океана и атмосферы, определяют крупномасштабные внутри- и межгодовые вариации погоды в различных регионах Земли.

Эффективная облачность выступает как регулятор термодинамического состояния COA при облачно-радиационных взаимодействиях, а АО - как источник доступной потенциальной энергии за счет скрытой теплоты конденсации. Развитие этих исследований связано с прогрессом спутниковой гидрофизики [1], заключающимся в том, что упомянутые наблюдения из космоса становятся достаточно точными, регулярными и глобальными. К настоящему времени информация по внешнему тепловому балансу океанов систематизирована за 15-20 лет [21]. Увеличение спутникового массива в несколько раз позволит более детально исследовать сверхдлительные вариации процессов в COA, включая меридиональные переносы тепла и воды, что будет способствовать решению проблемы колебаний климата Земли с учетом естественных и антропогенных факторов [4].

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Развитие морских наук и технологий в Морском гидрофизическом институте за 75 лет / Под ред. В.Н. Еремеева. - Севастополь: МГИ HAH Украины, 2004. -С. 11- 103, 585 - 625.

2. Тимофеев H.A., Юровский A.B. Радиационные, тепло- и водобалансовые режимы океанов. Климат и изменчивость. - Севастополь: ЭКОСИ-Гидрофизика, 2004. - 256 с.

3. Кондратьев К.Я. Всемирная исследовательская климатическая программа: состояние, перспективы и роль космических средств наблюдений // Итоги науки и техники. Метеорология и климатология. - М.: ВИНИТИ, 1982. - Т. 8. - 276 с.

4. Тимофеев H.A. Парниковый эффект атмосферы и его влияние на климат Земли (спутниковая информация) // Морской гидрофизический журнал. - 2006. - № 6. - С. 13 - 28.

5. Тимофеев H.A., Юровский A.B. Определение температуры, влажности воздуха, скорости ветра, потоков явного и скрытого тепла на поверхности океана по наблюдениям с ИСЗ // Там же. - 2007. - № 2. - С. 56 - 70.

6. Тимофеев H.A. Радиационный режим океанов. - Киев: Наук, думка, 1983 - 247 с.

7. Тимофеев H.A., Иванчик М.В., Севостьянов А.И. Восстановление потоков радиации на поверхности океана по данным спутников NOAA Н Морской гидрофизический журнал. -1990. - № 3. - С.30 - 36.

8. Тимофеев H.A., Иванчик М.В., Севостьянов А.И. Солнечная радиация и радиационный баланс на поверхности океана по наблюдениям с искусственных спутников // Исследование Земли из космоса. - 1991. 2. - С. 15 - 25.

9. Тимофеев Н.А, Юровский А.В. Учет континентальных аэрозолей при восстановлении полей эффективной облачности и атмосферных осадков над океанами по данным наблюдений с ИСЗ // Морской гидрофизический журнал. - 2004. - № 2. - С.60 - 72.

10. Тимофеев Н.А., Юровский А.В. Длинноволновое излучение в космос как индикатор радиационного режима океанов // Исследование Земли из космоса. - 1999. — № 1. - С.9- 17.

11. Маховер З.М. Климатология тропопаузы.- Л.: Гидрометеоиздат, 1983. - 255 с.

12. Зайцева Н.А., Костяной Г.Н. Меридиональное изменение поля длинноволновой радиации в атмосфере над Тихим океаном (по данным кораблей погоды) // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. - 1966.-2, № 12. - С. 1235 - 1252.

13. Тимофеев Н.А. Методы и результаты спутникового мониторинга гидрометеорологического режима Атлантического океана // Гидрофизика Тропической Атлантики - Киев: Наук, думка, 1993.-С.51 -74.

14. Гришин Г.А., Тимофеев Н.А., Калинин Е.И., Боровик И.Е. Спутниковый мониторинг Средиземных морей в оптическом диапазоне спектра // Исследование Земли из космоса. -1992. - № 6. - С.45 - 54.

15. Da Silva A.M., Young C.C., Levitus S. Atlas of Surface Marine Data 1994. Vol. 1: Algorithms and Procedures 11NOAA Atlas NESDIS 7. - 1994. - 74 p.

16. Тимофеев Н.А. К вопросу измерения температуры и влажности воздуха с судна // Труды ДВНИГМИ. - Л.: Гидрометеоиздат, 1963.-Вып.15.-С.156- 166.

17. Slutz R.J., Lubker S.J., Hiscox J.D. et al. Comprehensive ocean-atmosphere data set. Release 1. -Climate research program. - Colorado: Boulder, 1985.

18. Ефимов В.В., Тимофеев Н.А., Юровский А.В. и др. Оценка методов расчета тепло- и влаго-обмена между океаном и атмосферой. - Севастополь, 1984. - 46 с. (Препринт / АН УССР. МГИ).

19. Ефимов В.В., Тимофеев Н.А. Теплобалансовые исследования Черного и Азовского морей. - Обнинск: ВНИИГМИ-МЦД, 1990.- 247 с.

20. Альтман Э.Н., Гертман И.Ф., Голубева З.А. Климатические поля солености и температуры воды Черного моря. - Севастополь: СОГОИН, 1987. - 108 с.

21. Бабий М.В., Букатов А.Е., Станичный С.В. Температура поверхности Черного моря по спутниковым данным 1986 - 2002 гг. - Севастополь: ЭКОСИ-Гидрофизика, 2005. - 265 с.

Морской гидрофизический институт НАН Украины, Материал поступил

Севастополь в редакцию 01.08.06

ABSTRACT Outgoing to space long-wave radiation, effective cloudiness equal to the product of cloud quantity and their optical density, and the satellite-defined ocean surface temperature are used for calculating the annual variation of the components of the external heat balance on the ocean surface whose climatic anomalies together with the meridian heat and water transport in the ocean-atmosphere system, condition intra- and inter-annual large-scale weather variations in various regions of the Earth. Development of these investigations is connected with progress of satellite hydrophys-ics: the information obtained from space has become rather accurate, regular and global. Increase of the modern data array on the external heat balance of the oceans from 15-20 years to hundred years and more promote solution of the problem of the Earth climate fluctuations. The examples of the agreed calculations based on ship and satellite information on heat balance of the Black Sea active layer (0-100 m) are represented.