WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

 

На правах рукописи

Иванова Анна Рудольфовна

ДИНАМИКА ВНЕТРОПИЧЕСКОЙ ТРОПОПАУЗЫ

СЕВЕРНОГО ПОЛУШАРИЯ

25.00.30 – Метеорология, климатология, агрометеорология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени

доктора физико-математических наук

Москва 2011

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

Официальные оппоненты:

Доктор физико-математических наук Володин Евгений Михайлович

Доктор физико-математических наук Садоков Виктор Петрович

Доктор физико-математических наук Стерин Александр Маркович

Ведущая организация:

Институт физики атмосферы им. А.М. Обухова РАН

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

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

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

Автореферат разослан «  »________________ 2011 г.

Ученый секретарь

диссертационного совета,

доктор географических наук Нестеров Е.С.

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

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

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

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

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

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

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

Основные задачи:

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

- разработка и применение метода количественной оценки степени деформации тропопаузы;

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

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

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

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

       

Основные положения, выносимые на защиту, и их новизна:

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

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

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

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

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

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

Практическая значимость работы

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

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

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

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

Личный вклад автора

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

Апробация работы

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

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

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

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

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

- Международного совещания по проекту изучения тропосферного озона TOR-2 (Москва, 2002),

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

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

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

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

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

Структура и объем работы

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

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

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

Глава 1. Тропопауза как поверхность раздела и ее деформация

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

На сегодняшний день в литературе представлены следующие определения тропопаузы:

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

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

В количественном отношении определение термической тропопаузы (WMO, 1957) сформулировано следующим образом: тропопауза – это уровень, на котором вертикальный градиент температуры убывает до 20С/км или ниже (и остается столь же низким по крайней мере в вышележащем слое 2 км). Однако довольно часто зондирование обнаруживает несколько уровней, удовлетворяющих заданному критерию. В таком случае речь идет о множественности тропопауз. Тогда над самым нижним уровнем, удовлетворяющим критерию 20С/км, вторичная тропопауза должна удовлетворять критерию 30С/км.

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

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

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

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

Химическая тропопауза основана на значительных различиях ковариаций отношения смеси озона и моноксида углерода. Zahn et al (2004) установили, что в нижней стратосфере наблюдается отрицательная корреляция между содержанием О3 и СО, в то время как в тропосфере она положительна либо вообще отсутствует.

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

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

,  (1)

где - плотность воздуха, f – параметр Кориолиса, k- единичный вектор по вертикальной оси, v - скорость ветра, - потенциальная температура, - оператор трехмерного градиента. Для непосредственных расчетов величины ПВЭ сохраняют лишь его вертикальную составляющую в выражении вихря скорости и заменяют z на -р/g из уравнения статики:

q= -g(+f) /р, (2)

где – относительная завихренность.

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

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

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

В разделе 1.2  (п.1.2.1) представлен краткий исторический обзор исследований деформации тропопаузы в области высотных фронтальных зон (ВФЗ). В п.1.2.2 даны общие сведения о наклоне тропопаузы. Понятие наклона тропопаузы, широко используемое в литературе (англ. термины slope или tilt), до сих пор не имело количественного выражения и, как правило, задавалось лишь условно в теоретических модельных задачах (Song & Nakamura, 2000; Wang & Zhang, 2007; Room et al, 2007). Было показано, что недооценка наклона тропопаузы приводит к замедлению роста бароклинных волн, ослаблению струйных течений и некорректному воспроизведению температурного профиля в высотной фронтальной зоне. Тропопауза в конкретной точке меняет свою высоту как при адвекции  из других широт в системе планетарных волн,  так и за счет перемещений по вертикали в процессах эволюции. Вертикальные циркуляции, приводящие к глубокой деформации тропопаузы, возникают при интенсивных процессах фронтогенеза или фронтолиза в мощных слоях (Shapiro et al, 1978). Эти процессы  являются механизмом восстановления баланса термического ветра, нарушаемого вследствие нестационарности движений. Гидродинамическая формулировка этой закономерности носит название теоремы Сойера-Элиассена (Sawyer, 1949; Eliassen, 1962). При фронтогенезе восходящая ветвь циркуляционной ячейки, более широкая и медленная, развивается в теплом воздухе.  Тропопауза на теплой стороне ВФЗ поднимается, образуя купол. В холодном воздухе и в самой зоне раздела развивается более узкая и быстрая нисходящая ветвь; при этом  тропопауза прогибается до характерных тропосферных высот.

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

Рис.1. Схематическое изображение угла наклона тропопаузы , аппроксимируемой фрагментом поверхности (MKN) по отношению к горизонтальной плоскости (XOY)

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

SL= , (3)

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

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

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

В п.1.2.5 на основе 18-летнего ряда (1990-2007 гг.) данных реанализа 2 NCEP/NCAR в широтной полосе 30-700 с.ш. были проведены расчеты наклонов тропопаузы для различных изэртелических поверхностей в диапазоне 1-4 pvu. В подавляющем большинстве случаев (для поверхностей 1, 2 и 3.5 pvu соответственно в  89, 95.8 и 96.6% узлов сетки) углы наклона для представленных вариантов динамической тропопаузы не превышают полградуса. Принимая  во внимание соотношение горизонтального и вертикального масштабов тропосферы, углы, превышающие 1 градус, было решено относить к категории «значительных»,  соответствующих сильной деформации тропопаузы. Чем ниже изэртелическая поверхность, тем более «возмущенной» она оказывается. Для поверхности 1 pvu углы наклона более 1 градуса наблюдаются  в среднем в 4.3% случаев, для поверхностей 2 и 3.5 pvu это происходит в 3.3% и 0.5% случаев соответственно.

Диапазон максимальных углов наклона  различных вариантов динамической тропопаузы (1, 2 и 3.5 pvu) в узлах сетки за период 1990-2007 гг. составил 8.1-9.90, 3.3-9.00 и 3.2-7.50 градусов соответственно. Практически все максимальные значения наблюдались в северных широтах (65-700 с.ш.). Очевидно, из-за уменьшения шага по широте схема расчета позволяет обнаружить здесь степень деформации тропопаузы, не улавливаемую в низких широтах. Что же касается долготы, то чаще всего максимальные наклоны обнаруживаются в районе Северной Атлантики, где в отсутствие влияния орографии деформация тропопаузы за холодными фронтами развивающихся циклонов особенно выразительна.

Зависимость  среднего наклона тропопаузы от широты неодинакова для различных изэртелических поверхностей. Так, для значения ПВ=1 pvu средний наклон тропопаузы уменьшается от южной границы рассматриваемого региона примерно до 400 с.ш., а затем монотонно возрастает к северной. Такой же характер изменений отмечается и для количества «значительных» наклонов - на 30, 40 и 70 широтах процент узлов, где SL>10, составляет 6, 4 и 5 соответственно. Степень деформации изэртелической поверхности ПВ = 2 pvu монотонно уменьшается от северной границы рассматриваемого региона к южной так же, как и процент значительных наклонов (с 3.3 до 0.2%). Поверхность 3.5 pvu претерпевает максимальную деформацию на 35-400 с.ш.

Расчеты показали, что тропопауза, претерпевающая значительные наклоны, чаще расположена выше средней по широте, т.е. является результатом адвекции более высокой тропопаузы. Случаи с SL>10 для низкой тропопаузы (которая имеет место, в том числе, при стратосферных вторжениях) наблюдаются значительно реже, особенно в низких широтах. При этом для всех широт значения углов наклона при стратосферных вторжениях оказываются больше, чем в случаях адвекции высокой тропопаузы, особенно на 50-550 с.ш.

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

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

При предложенном способе расчета наклона тропопаузы очевидно, что  на результаты будет оказывать влияние горизонтальное разрешение используемых данных. Чтобы оценить значение такого влияния, в п.1.2.6 были проведены расчеты по материалам объективных анализов с различным горизонтальным  разрешением, архивируемых в базах данных ГУ «Гидрометцентра России». Это анализ UKMO  (шаг 2.5х2.50), анализ NCEP (шаг 1х10) и оперативный объективный анализ (ООА) Гидрометцентра России (шаг 1.25х1.250). Для любого сезона процент узлов с незначительными наклонами  убывает по мере возрастания горизонтального разрешения данных, а со значительными – возрастает. Минимальные площади сильно деформированной тропопаузы наблюдаются весной, максимальные -  в зимний период.  Эта разница особенно заметна в анализе UKMO (почти в 7 раз).

В каждый сезон средние значения наклонов тропопаузы в широтной полосе 30-700 с.ш. максимальны для анализа NCEP и минимальны для анализа UKMO.  Однако это справедливо не для всех изэртелических поверхностей. Летом и осенью эта закономерность действует для изэртелических поверхностей не ниже 2 pvu, зимой и весной – не ниже 3 pvu. Для всех выборок максимальные значения наклонов тропопаузы наблюдаются зимой, минимальные – в весенний период.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Анализ полученных результатов, проведенный в п.2.3.2, позволил выделить 4 типа процессов попадания стратосферного воздуха в приземный слой, три из которых связаны с затоком холодного воздуха в тылу фронтальной зоны по термически прямой циркуляции в глубоком слое. Типичной ситуацией для всех приведенных эпизодов (как правило, имевших место в холодный период) является наличие глубокого минимума высоты поверхности тропопаузы, имеющего вид широкого стримера, вытянутого вдоль атмосферного фронта, либо локализованной воронки, также обычно связанной с фронтом. Чаще всего опускание тропопаузы имеет место за холодным фронтом, но иногда оно может быть довольно значительным и перед теплым фронтом. При этом нижняя динамическая тропопауза, аппроксимируемая поверхностью 1 pvu,  обязательно обнаруживает значительные наклоны по отношению к поверхности земли (часто такие наклоны характерны и для более высоких изэртелических поверхностей  2 и 3 pvu).  Во всех случаях наблюдается глубокое проникновение к югу холодной воздушной массы и формирование глубокой высотной ложбины с замкнутым центром барической циркуляции. При этом струйное течение, очерчивая высотную ложбину и центр холода, описывает петлю. Интенсивность таких стратосферных вторжений достаточна для появления всплеска радиоактивности в приземном воздухе (рис.2).

Рис.2. Эпизод повышения суммарной бета-активности в 20 раз в сравнении с фоновыми значениями в Курске 25 января 1997 г. в 00 ч ВСВ (долгота на разрезе и положение на карте обозначены крестиком): а) разрез поля потенциального вихря через 500 с.ш (изолинии в pvu); б) атмосферное давление на поверхности 1 pvu; в) карта максимального ветра (изотахи в м/с) с указанием осей струйных течений; г) карта приземных атмосферных фронтов (заливка внутри изолинии фронтального параметра 20) и поле приземного давления.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

В п. 2.4.2 исследован возможный вклад интрузий стратосферного воздуха в  изменчивость приземного озона на Кольском полуострове. Материалом для исследования послужили данные ежечасных измерений ПКО на станции Ловозеро ИФА РАН (68 с.ш., 35 в.д.). Для станции, расположенной на равнинной части Кольского полуострова, сильная циклоническая активность и высокая повторяемость фронтальных процессов  может оказывать влияние на изменчивость значений ПКО, приводя к  их увеличению в опускающемся с больших высот постфронтальном воздухе. Однако это происходит менее чем в 20% случаев, отчасти из-за преимущественно неглубокой деформации тропопаузы в области ВФЗ. Кроме того,  даже при наличии явного опускания стратосферного воздуха в складке тропопаузы над станцией, нивелирование сигнатуры «падение-всплеск» может происходить из-за стока озона, очевидно, вызванного, наличием высокой влажности в течение всего года. Однако зафиксированы случаи, когда воздух, обогащенный озоном, при значительной деформации тропопаузы переносится из складок, расположенных  за сотни километров от станции, в процессе горизонтальной адвекции и влияет на сигнатуру ПКО, искажая суточный ход или накладываясь на него.

П. 2.4.3 посвящен анализу стратосферных вторжений, обнаруженных в сериях ПКО, регистрируемых при движении поезда-лаборатории по Азиатской части России в ходе экспериментов TROICA(2-4). Здесь также отмечены случаи как значительной деформации тропопаузы (максимальные углы наклона поверхности 1 pvu достигали 70), так и существенного влияния летней  глубокой конвекции, пробивающей тропопаузу. В последнем случае в приземном слое регистрировалось наличие стратосферного воздуха в виде всплесков ПКО, обусловленных переносом озона нисходящими конвективными потоками.

Глава 3. Тропопауза и общее содержание озона

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

Представляющие существенный интерес кратковременные колебания ОСО отмечаются как  по стационарным, так и по спутниковым наблюдениям, подтверждая, что  высокочастотная изменчивость ПВ и озона очень хорошо коррелируют вблизи тропопаузы. Так как основной вклад в  ОСО определяется нижней половиной стратосферы, процессы, которые стремятся понизить высоту тропопаузы, стремятся заместить бедный озоном тропосферный воздух богатым озоном стратосферным воздухом, т.е. приводят к увеличению ОСО.

В п.3.2 изучается динамика тропопаузы в случаях резких изменений ОСО  (> 100 e.Д. в сутки) в некоторых районах Северного полушария. Исходным материалом послужили данные прибора OMI со спутника Aura, производящего измерения ОСО в каждом квадрате географической сетки с шагом 1 градус по широте и долготе в момент времени, приблизительно соответствующий местному полудню. В отличие от предыдущих исследований, в настоящей работе было проведено пространственно-временное согласование информации о тропопаузе и озоне – сравниваемые величины должны были относиться к одним и тем же квадратам сетки в один и тот же момент времени. Поскольку получение данных о тропопаузе в местный полдень на каждой долготе не представляется возможным, для исследования были выбраны четыре меридиана в полосе 30-700 с.ш., на которых местный полдень (момент измерения ОСО со спутника) совпадает со сроком объективного анализа NCEP (по которому производится расчет тропопаузы). Это 00 , 900 в.д., 1800 и 900 з.д., где местный полдень имеет место в 12 ВСВ, 06 ВСВ, 0 ВСВ и 18 ВСВ соответственно. Данные анализа NCEP имеют то же горизонтальное разрешение, что и спутниковые измерения.

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

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

Таблица 1

Количество квадратов 1х10, в которых было зафиксировано изменение ОСО более чем на 100 е.Д. в течение суток (+ означает увеличение ОСО, уменьшение)  в полосе  30-700 с.ш. в 2009 г.

Месяц

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

+

830

1409

644

556

147

3

0

0

0

0

59

276

-

1024

2159

1020

658

13

11

0

1

0

7

66

202

Min

-194

-171

-158

-157

-114

-140

-

-102

-

-

-114

-132

Max

159

188

136

150

122

146

-

-

-

104

129

228

Максимальное увеличение общего содержания озона в течение суток (+228 е.Д.) было зафиксировано 23-24 декабря вблизи 600 с.ш., 1510з.д. (южное побережье Аляски). Максимальное падение ОСО (-194 е.Д.) наблюдалось 23-24 января в северной Атлантике, к западу от южной оконечности Гренландии (590 с.ш., 330 з.д.). Для каждого случая с |ОСО| > 100 e.Д. производилось сравнение начального и конечного значения ОСО со средней величиной по широте для данных суток (осреднение по 360 точкам). Например, для апреля в ситуациях ОСО< - 100 e.Д. ОСО в начальный момент, как правило,  превышало среднее значение на 20-25%, а через сутки оказывалось ниже  на 10-12%. В декабре максимальные повышения ОСО, превышающие 200 е.Д., соответствовали ликвидации существующего ранее дефицита ОСО в 60 % и более от среднего значения по широте.

Предварительная оценка корреляции ОСО с высотой тропопаузы в зависимости от широты показала, что для поверхности 3.5 pvu (аналога термической тропопаузы) коэффициенты корреляции оказываются практически везде несколько выше, чем с высотой поверхности 2 pvu (аналогом озонопаузы). Корреляция достигает максимума в широтной полосе 45-500 с.ш. Эти расчеты согласуются с выводами Stohl et al (2003). Для оценки времени отклика ОСО на динамические процессы, управляющие высотой тропопаузы в момент времени t=0, были посчитаны коэффициенты корреляции для разных , где – временной сдвиг между измерениями ОСО и тропопаузы (от -24 до + 24 ч через 6 ч)

  ,  (3)

где Y – общее содержание озона, X – высота тропопаузы. Оказалось, что для всех широт и в целом для широтной полосы 30-700 корреляция между ОСО и высотой тропопаузы максимальна при =0, т.е. время отклика ОСО на изменение высоты тропопаузы стремится к 0 или, по крайней мере, меньше 6 ч (рис.4).

Рис. 4. Коэффициенты корреляции r между ОСО и высотой динамической тропопаузы (3.5 pvu), наблюдавшейся за часов от срока измерения ОСО для 45-500 с.ш.

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

Анализ случаев резких междусуточных  изменений ОСО и наблюдаемых при этом изменений высоты тропопаузы в зависимости от широты был проведен (ввиду небольшого размера выборки) с использованием  осреднения данных по 5-градусным широтным полосам. Оказалось, что для данной выборки в 2009 г. отсутствовали случаи резкого уменьшения ОСО южнее 350 и севернее 650 с.ш., в то время как резкое увеличение озона наблюдалось во всем изучаемом широтном диапазоне. 77% случаев резкого сокращения ОСО приходится на 50-650 с.ш.. Между тем, 55% случаев с О3 > 100 e.Д.  имеют место между 450 и 600 с.ш. Это соответствует диапазону миграции струйного течения  умеренных широт (Зверев, 1977), на холодной стороне которого происходит опускание тропопаузы.

По данным 2009 г.  было выявлено и проанализировано 13 эпизодов повышения ОСО более чем 100 е.Д. за сутки и  17 эпизодов, в которых наблюдалось столь же резкое уменьшение ОСО.  Продолжительность некоторых эпизодов составила несколько суток. Это  не означает, что в каждом из квадратов с указанными координатами происходило изменение ОСО со скоростью более 100 е.Д. в сутки в течение всего периода. На самом деле это следствие процесса адвекции тропопаузы вдоль указанных долгот в течение нескольких суток и последовательной регистрации резких изменений ОСО в разных квадратах.

Из отмеченных  13 эпизодов резкого увеличения ОСО в течение суток глубже всего тропопауза опускалась вблизи Гринвичского меридиана – в  среднем на 3.8 км.  Самыми незначительными средние суточные  амплитуды высоты тропопаузы оказались вблизи 1800 д. (2.0 км). Для всех эпизодов в течение суток обязательно были зафиксированы участки сильной деформации тропопаузы (наклоны изэртелической поверхности 3.5 pvu превышали 10).

Анализ конкретного случая в период с 20 по 21 января 2009 г. (сроки 12 ч ВСВ) вблизи Гринвичского меридиана между 32 и 380 с.ш. показал увеличение ОСО в диапазоне от 103 до 122 е.Д. При этом опускание тропопаузы составило от 1.9 до 8.9 км. В начале рассматриваемого эпизода ОСО  на широтах 32-370 с.ш. было близко к среднему по широте значению. Через сутки превышение этого среднего значения составило 34-45%.

Анализ карт высоты тропопаузы, аппроксимируемой поверхностью 3.5 pvu обнаружил ее сложную топографию в данном регионе с зонами глубокой деформации, характеризуемыми значительными наклонами. Развивающийся процесс был связан с  адвекцией низкой тропопаузы с характерными значениями 7-8 км из полярной области в южные широты. На рис. 5а показана динамика  высоты тропопаузы в течение суток  на 32 и 370 с.ш. Если  в последнем случае тропопауза характеризуется практически монотонным опусканием, то для 320 с.ш., несмотря на общую тенденцию к опусканию, обнаруживаются резкие изменения высоты тропопаузы, связанные с миграцией зон значительных наклонов. По существу, здесь основное опускание тропопаузы (на 7 км)  произошло в последние 6 часов – с  13.8 до 6.8 км. Однако и этого периода оказалось достаточно для того чтобы проявился экстремальный суточный прирост ОСО. Данный пример демонстрирует тот факт, что резкое увеличение ОСО в течение суток связано с адвекцией низкой тропопаузы из высоких широт и вторжением богатого озоном стратосферного воздуха на высоты порядка 6 км. Это согласуется с теорией «метеорологических режимов» (Hudson et al, 2003).

Рис. 5. Изменение  высоты тропопаузы при резких суточных  изменениях ОСО:

а) в период с 20.01  12 ВСВ по 21.01 12 ВСВ  на 320 с.ш., 00 д. (ОСО=105 e.Д.) и на 370 с.ш., 00 д. (ОСО=102 e.Д.) б) в период с 07.03  18 ВСВ по 08.03 18 ВСВ  на 530 с.ш., 900 з.д. (ОСО=-130 e.Д.) и на 580 с.ш., 900 з.д. (ОСО=-106 e.Д.)

Из 17 эпизодов резкого уменьшения ОСО случаи наиболее интенсивного уменьшения озона были отмечены вблизи 900 з.д., хотя средняя суточная амплитуда высоты тропопаузы при  этом оказывалась минимальной (2.2 км). Максимальная суточная амплитуда высоты тропопаузы (3.4 км) при ОСО <  - 100 e.Д. наблюдалась вблизи меридианов 0 и 900 в.д.

Для подробного анализа был выбран случай  7-8 марта 2009 г., когда в течение суток происходило значительное уменьшение ОСО в широтном диапазоне 53-580 с.ш. вблизи 900 з.д. (над североамериканским континентом). Максимальное падение ОСО для этого эпизода составило 137 е.Д.  Значения ОСО понижались с 430-460 е.Д. до 300-350 е.Д, что соответствовало изменениям в течение суток более чем на 30%. Причем, если в начале эпизода наблюдалось превышение ОСО в сравнении со среднеширотным значением примерно на 9-17%, то через сутки образовался дефицит в размере 12-20%.

Оказалось, что и в данном случае изменение высоты тропопаузы не везде происходило монотонно. На 530, как и на 580 с.ш.,  тропопауза поднялась с 7.7 км до 10.1 и 10.2 км соответственно. Это согласуется с положением ее в начале эпизода на 10-15% ниже среднеширотного, а в конце – на 10-12% выше. Между тем в течение суток в более южной точке тропопауза испытывала подъем только в течение первых 18 часов, за которым последовало падение, в то время как для северной происходило постепенное увеличение высоты тропопаузы в течение суток (рис.5б). Амплитуда изменений высоты тропопаузы для первой и второй точек отличаются почти вдвое (5.2 и 2.7 км соответственно).

Анализ топографии тропопаузы показал, что в начале эпизода на 900 з.д. 07.03.09 в 18 ВСВ между 50 и 60 с.ш. наблюдалась адвекция низкой тропопаузы из полярных широт, чем было обусловлено повышенное содержание ОСО в сравнении со среднеширотными значениями. В то же время ложбине тропопаузы, продвинувшейся далеко на юго-запад, соответствует гребень на западе, где высота тропопаузы превышает  11.5 км, с довольно крутыми склонами. В результате адвекции высокой тропопаузы на северо-восток в течение суток этот гребень разрушается, оставив на этой долготе «остров» относительно высоких значений как раз между 53 и 580 с.ш. Севернее 580 с.ш., где резкие изменения ОСО не были отмечены, обнаруживается зона значительных наклонов тропопаузы.

Следует отметить, что случаи резких междусуточных колебаний ОСО как в ту, так и в другую сторону, часто связаны с развитием одного процесса. Так, эпизоды, относящиеся к одному и тому же периоду времени, можно обнаружить среди случаев как резкого увеличения, так и резкого уменьшения ОСО. Например, адвекция низкой  тропопаузы на юг вблизи Гринвичского меридиана привела сначала к экстремальному увеличению ОСО с 20 по 21 января в южных широтах, в то время  как адвекция к северу высокой тропопаузы в системе сопутствующего гребня выявила экстремальное уменьшение ОСО  на этой же долготе на следующий день. Для случая первой декады марта, рассмотренного выше, в последующие сутки в ходе эволюции высотной ложбины дефицит озона ликвидировался.

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

Глава 4. Динамика характеристик тропопаузы в полярных широтах

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

При изучении тропопаузы в полярных широтах возникает большая проблема неопределенности из-за изрядной «слоистости» тропосферы, вызванной наличием большого количества инверсий. Это позволяет идентифицировать две или даже три тропопаузы, соответствующие определению (WMO, 1957),  в полярных широтах. Тем не менее, применять в этих широтах «динамический» вариант тропопаузы при приближении к полюсу проблематично (из-за расчета горизонтальных производных в выражении для относительной завихренности по данным реанализа с шагом  2.50). Кроме того, как показали расчеты давления на уровне динамической тропопаузы, полученные результаты сильно зависят от используемых данных в полярной области (напр., реанализа NCEP/NCAR и объективного анализа Гидрометцентра России). Поэтому было решено провести исследование на базе радиозондовой информации, поступающей со  всех аэрологических станций, расположенных севернее 600 с.ш., для определения самой нижней термической тропопаузы в полярной зоне Северного полушария за период с 1 января 1990 г. по 31 декабря 2007 г.  Таких станций оказалось всего 58, причем 33 из них находятся  за полярным кругом.

Качество аэрологического материала для этих станций существенно различалось. Прежде чем приступить к обработке обширного и неоднородного материала, было решено отработать методику исследований на качественных данных. Поэтому на первом этапе  были проанализированы материалы  радиозондирования станции Барроу, расположенной на северном побережье Аляски (71.300 с.ш., 156.780 з.д.) и работающей по программе высокоширотной обсерватории Глобальной службы атмосферы. Особой задачей, решенной попутно, явилось формирование 18-летних рядов сообщений  из «сырых» аэрологических сводок и разработка процедуры  контроля  качества информации.

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

,  (5)

где ТТР – температура на уровне тропопаузы, ТТР+Z и ТТР-Z  - температура на границе слоя Z (в данном случае равного 1 км), расположенного над и под тропопаузой соответственно.

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

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

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

Производился анализ высоты тропопаузы, а также температуры, давления, скорости ветра и (для некоторых станций) влажности на уровне тропопаузы по всему спектру значений исследуемых характеристик. При этом влажность и скорость ветра на уровне тропопаузы  в таком объеме анализировались впервые. Между тем, скорости ветра, близкие к скоростям СТ, дают указание на повторяемость зон высокой бароклинности в этих регионах, а наличие высокой влажности – на повторяемость глубокой конвекции. Анализ годового хода температуры и высоты тропопаузы показал хорошее согласие с ранее полученными результатами  и  так же, как и в период 1979-1993 гг. (Zangl, Hoinka, 2001), в 1990-2007 гг.  не выявил тренда указанных величин.

Были обнаружены региональные  особенности характеристик на уровне тропопаузы:

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

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

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

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

Параллельное  исследование за этот же период изменчивости среднегодовых значений давления на уровне динамической тропопаузы (аппроксимируемой поверхностью 4 pvu) обнаружило на 60 и 700 с.ш. существенное различие в расчетах по данным объективного анализа Гидрометцентра России и реанализа 2 NCEP/NCAR.  Однако оба результата выявили «феномен 1998/99 гг.», связанный с резким увеличением ОСО в это время (Thouret et al, 2006) и проявившийся в резком снижении тропопаузы, подтвержденном  также данными радиозондирования на станциях  во всех регионах Арктики.

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

Все эти тренды оказались положительными, указывающими  на увеличение модуля значений градиентов температуры в слое вокруг тропопаузы за период 1990-2007 гг. Тренд самой контрастности тропопаузы проявлялся только в случае наличия тренда одной из ее составляющих. Этот вывод свидетельствует о том, что климатические изменения  в данный период проявляются не в изменении высоты тропопаузы, а в формировании более резкой, контрастной границы между тропосферой и стратосферой. Такая тенденция выражена везде, за исключением североамериканского сектора Арктики с самой низкой тропопаузой. В наибольшей степени увеличение контрастности тропопаузы  прослеживается над территорией Евразии – как за счет уменьшения устойчивости в верхней тропосфере, так из-за увеличения устойчивости нижней стратосферы. Над Атлантикой это происходит главным образом  за счет тропосферного компонента контрастности, обусловленного, очевидно, распространением по вертикали сигнала глобального потепления, максимального в приземном слое (Sherwood et al, 2008). Над территорией Евразии заметное увеличение вертикального градиента температуры часто имело место в нижнем километровом слое стратосферы. Подтверждением этого является замеченная Звягинцевым и др. (2005) тенденция к увеличению парциального давления озона в нижней стратосфере, начиная с середины 1990-х годов.  Этот процесс, приводя к нагреванию воздуха в слое  над тропопаузой, способствует увеличению ее контрастности и ослаблению обмена через тропопаузу.

Рис.6. Станции, на которых в период 1990-2007 г. был обнаружен тренд следующих величин: вертикального градиента температуры под тропопаузой (черный круг),

вертикального градиента температуры над тропопаузой (белый круг),  контрастности тропопаузы (К).

Глава 5. Энергообмен между движениями различных масштабов в слое тропопаузы

В п.5.1 представлен обзор исследований энергетического обмена между тропосферой и стратосферой. Такие исследования, как правило, производятся на основании изучения взаимодействия атмосферных движений различных масштабов, представляемых в виде волн.  Несмотря на известную теорему Чарни-Дразина  о нераспространении волн синоптического масштаба из тропосферы в стратосферу, в стратосфере вплоть до уровня 50 гПа  обнаруживаются черты синоптического масштаба (Canziani & Legnani ,2003). Синоптические возмущения в тропосфере могут оказывать существенное влияние на динамику и химию стратосферы (Hitchman, 1999; Canziani et al, 2002.) Особенно характерны в этом отношении случаи тропосферного блокирования, возмущающие стратосферную циркуляцию. В то же время, как было доказано Colucci (2010),  стратосферное влияние на формирование блокирующих образований оказалось большим, чем это считалось ранее, и противоположным тропосферному.  В настоящее время появление блокинга связывается с динамикой волн типа Россби и рассматривается как результат их нелинейной неустойчивости и опрокидывания, которое иногда заменяется понятием «обрушение». Этот сугубо нелинейный процесс сопровождается и поддерживается обменом энергией как с крупномасштабными движениями, так и с вихрями синоптических масштабов – циклонами и антициклонами.

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

В п. 5.3 анализируется летний процесс блокирования  2010 г. (продолжительностью  около 55 дней – с последней декады июня до середины августа) в сравнении с другими случаями блокирующих антициклонов над ЕТР. Эпизод блокирования над ЕТР в 2002 г. был зафиксирован в июле, в 2007 г. – в августе. Периоды, выбранные для исследования: с 1 мая по 31 августа 2002 и 2010 гг. и с 1 июня  по 30 сентября 2007 г.

Было установлено, что блокирующий антициклон лета 2010 г. проявлялся как процесс обрушения волн Россби (ОВР), не характерный для образования блокинга.  Оказалось, что ОВР на тропопаузе проходило не по антициклоническому типу, а по циклоническому. Процесс оказался настолько устойчивым, что проявился даже при осреднении за месяц (рис.7).

В отличие от эпизода 2010 г., для других эпизодов наличие блокирующего антициклонического гребня и сигнатура обрушения волн Россби при осреднении за месяц прослеживалась только в средней тропосфере (500 гПа). На 250 гПа в 2002 и 2007 г. над ЕТР наблюдался лишь слабовозмущенный западный перенос.

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

Пространственно-временной анализ критериев Тибальди-Мольтени и Пелли-Хоскинса позволил выяснить, что для всех эпизодов обрушение волн Россби не отмечается непрерывно в период существования блокинга. Чаще, чем на тропопаузе, процесс ОВР наблюдается в средней тропосфере – на уровне 500 гПа. Что касается тропопаузы, то здесь ОВР проявляется в виде амплитудных мерцаний (рис.8)

  МАЙ ИЮНЬ ИЮЛЬ АВГУСТ

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

В случае наиболее интенсивного  и продолжительного блокинга 2010 г. периоды обрушения волн Россби  на тропопаузе проявлялись чаще, чем для других  случаев  блокирующих  антициклонов.  Кроме того,  во  всех  случаях

существовали более короткие эпизоды, удовлетворяющие критериям блокирования, в предыдущие месяцы. Наличие такого периода в мае 2010 г.  внесло дополнительный вклад в катастрофические последствия лета, усугубив почвенную засуху.

Были проведены оценки энергообмена между длинноволновой частью спектра (волнами типа Россби) и коротковолновыми возмущениями путем расчета потока Элиассена-Пальма. Для разделения движений различных масштабов применялся фильтр Ланцоша (Duchon et al, 1980). Коротковолновые возмущения составляли часть спектра с зональными волновыми числами от 5 и выше. Оказалось, что ситуация вблизи тропопаузы весьма показательна при наличии и отсутствии блокирующего процесса (рис.9). В ситуациях блокирования  для широтной  полосы 50-600 вблизи тропопаузы происходит

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

ДО ( 5 ИЮНЯ)

БЛОКИНГ (8 ИЮЛЯ)

ПОСЛЕ (31 АВГУСТА)

Рис.9. Дивергенция потока Элиассена-Пальма (10-6 м/с2) для эпизода 2010 г. до (слева), во время (в центре) и после (справа) блокирующего процесса. Вертикальная ось - давление, гПа, горизонтальная - широта. Среднее по широте положение тропопаузы обозначено точками.

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

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

В п.6.1 обосновывается необходимость качественного краткосрочного прогноза характеристик тропопаузы для целей метеорологического обеспечения авиации. Информация о высоте и температуре тропопаузы является составной частью карт особых явлений на верхних и средних уровнях (SWH и SWM соответственно). Производится  оценочный расчет времени нахождения воздушного судна в неблагоприятных условиях пересечения тропопаузы при ее значительной деформации. Если представить схематично область тропопаузы как слой конечной толщины, наклоненный под углом 10, а толщину его принять, исходя из  протяженности внетропического слоя переходной устойчивости (Bell & Geller, 2008), порядка 1 км, то окажется, что воздушному судну, пересекающему этот слой по горизонтали, необходимо преодолеть участок около 60 км. При характерной путевой скорости 900 км/ч это займет примерно 4 мин. Этот интервал времени, в течение которого может изменяться режим работы двигателей, следует учитывать для обеспечения безопасности полетов.

Современные требования к прогнозу характеристик тропопаузы, сформулированные в документах Международной организации гражданской авиации, ICAO, и действующие с июля 2007 г., составляют для высоты  ±300 м в 80% точек и  для температуры ±20С в 90% точек. Существенное ужесточение требований (прежде они составляли  ±600 м в 70% точек и ±30С в 90% точек для высоты и температуры соответственно)  обусловлено  внедрением программы сокращения минимумов вертикального эшелонирования воздушных судов ICAO. Это привело к резкому снижению показателей качества прогнозов тропопаузы глобальными моделями.

В п.6.2 были обобщены результаты мониторинга качества прогноза характеристик тропопаузы, рассчитываемых по выходным данным глобальных прогностических моделей, среди которых 2 отечественные (спектральная T85L31 и полулагранжева модель с 28 уровнями и сеткой 0.9х0.720), и 2 зарубежные (модель UKMO, на базе которой формируется авиационная прогностическая продукция Всемирного центра зональных прогнозов Лондон, и американская модель Национального центра прогнозов окружающей среды NCEP). Характеристики  успешности прогноза, рассчитанные в зависимости от сезона и для различных широтных поясов, позволили сделать вывод о неправомерности использования единого интегрального показателя  для  оценки качества прогнозов. Оказалось, что во всех моделях хуже всего положение тропопаузы прогнозируется в умеренных широтах, где максимальна повторяемость экстремальных значений высоты тропопаузы как за счет адвекции из соседних широтных поясов, так и при фронтогенетических процессах. Успешнее всего модели  воспроизводят тропопаузу в высоких широтах. Отметим также, что экстремально низкая тропопауза прогнозируется хуже, чем экстремально высокая, а высота тропопаузы, с позиций требований ICAO, – хуже, чем температура.

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

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

Таблица 2

Процент узлов  сетки модели UKMO, в которых прогностические значения высоты динамической (Д) и термической (Т) тропопаузы с заблаговременностью 24 ч  отличаются от фактических (рассчитанных по анализу) не более чем на 300 метров (2010 г.); средняя квадратическая ошибка   давления на уровне экстремальной высокой (p<150 гПа) и экстремально низкой (p > 400 гПа) тропопаузы

Широтные зоны, 0 с.ш.

, гПа

30-90

30-60

60-90

<150 гПа

> 400 гПа

Т

Д

Т

Д

Т

Д

Т

Д

Т

Д

Январь

73.6

78.5

70.1

74.8

77.1

82.2

29.6

14.1

114.

32.9

Апрель

75.8

77.6

70.3

73.0

81.2

82.2

18.6

10.7

112.

31.3

Июль

74.3

74.9

70.2

75.1

74.5

74.6

25.0

11.8

208.

34

Октябрь

72.8

75.1

65.0

73.5

80.5

81.9

14.6

9.9

60.8

33.2

В п.6.3 описаны численные эксперименты по усовершенствованию воспроизведения топографии тропопаузы в глобальной полулагранжевой модели ПЛАВ (Толстых, 2010), основой которой является  использование в качестве прогностических переменных пары «вертикальный компонент абсолютной завихренности – горизонтальная дивергенция». В настоящее время оперативный прогноз характеристик тропопаузы для карт SWH и SWM выпускается в ГУ «Гидрометцентр России» на базе выходных данных этой модели. Недостаточная успешность такого прогноза  привела к необходимости проведения целого ряда численных экспериментов для  исследования влияния различных факторов на корректное воспроизведение топографии тропопаузы. Одним из ключевых моментов усовершенствования модели ПЛАВ с горизонтальным разрешением 0.9х0.720 явилось повышение вертикального разрешения с 28 до 50 уровней, при котором количество уровней в слое наиболее вероятного положения тропопаузы ( 400-150 гПа) повысилось вдвое (с 5 до 10). Серия экспериментов с 28- и 50-уровенными версиями  (В28 и В50  соответственно) модели, содержащими исходные значения коэффициентов диффузии вихря и дивергенции и исходные значения вертикальных профилей горизонтальной диффузии, показала значительно худшую способность к воспроизведению участков сильной деформации  тропопаузы в В50. Среднеквадратическая ошибка при оценке самых глубоких воронок тропопаузы  (>400 гПа) в В50 оказалась почти вдвое выше, чем в В28.

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

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

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

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

Подтверждение зависимости качества расчета завихренности от горизонтального разрешения было найдено при оценке аналогичных прогнозов по модели ПЛАВ с разрешением 0.56х0.260. Оказалось, что среднеквадратические ошибки прогноза значений завихренности в этом случае уменьшаются до 15-30% от среднего значения градации, что существенно лучше, чем для разрешения 0.9х0.720.

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

Оценка способности модели ПЛАВ к воспроизведению топографии тропопаузы в зависимости от горизонтального и вертикального разрешения производилась на основании трех выборок данных за январь 2010 г. – В28, В50 и В50ч (в последней версии модели с 50-ю уровнями горизонтальное разрешение составляет 0.45х0.370). Для всех выборок топография прогностической тропопаузы сглаживается в сравнении с диагностическими данными. Однако это сглаживание тем меньше, чем выше вертикальное и горизонтальное разрешение данных. При расчетах по В28 количество узлов со значительными наклонами  (SL>10) уменьшается в прогнозе в сравнении с анализом в 1.9 раза, для В50 и В50ч это уменьшение составило 1.6 и 1.3 раза. Таким образом, площадь зон сильной деформации, принимаемая в анализе за 100%, уменьшается в версиях В28, В50, В50ч до 53, 62 и 77%, соответственно. Кроме того, не всегда корректно воспроизводится моделью положение таких зон сильной деформации. Оказалось, что из общего числа узлов с фактическими значительными наклонами правильно прогнозируются всего 17-23 % (для сравнения, одноградусный прогноз NCEP за этот же период верно воспроизводит 50.2% таких областей), а от 55 до 64 % таких случаев интерпретируются как отсутствие деформации. Причем уменьшение шага сетки не всегда ведет к улучшению прогноза зон сильной деформации.

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

Оказалось, что критерий Пирси, выбранный для оценки успешности, для высоты тропопаузы как единственного предиктора незначим во все сезоны и для всех градаций осадков. Однако при оценке прогностической значимости парных сочетаний – высоты тропопаузы (TR) вместе с фронтальным параметром F  или уровнем нейтральной плавучести LNB  – результаты оказались более обнадеживающими. Было установлено, что в некоторых случаях парное сочетание F, TR сравнимо по своей успешности с наилучшим парным сочетанием F, LNB (Шакина, Скриптунова, 2006). Например, это справедливо для зимы в градации осадков умеренной интенсивности. С практической точки зрения этот результат важен потому, что расчет высоты тропопаузы не зависит от влажности, и в конкретных численных моделях такой расчет может быть более точным, чем расчет уровня нейтральной плавучести.

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

Отметим, что существующее разрешение осадкомерной сети не позволяет улавливать мезомасштабную структуру  областей резкой деформации  тропопаузы при фронтогенезе или фронтолизе. Увеличение осадков слабой и умеренной интенсивности под низкой тропопаузой, противоречащее эффекту «сухого потока» (Browning, 1974), скорее всего, объясняется влиянием следующей за ним «холодной несущей полосы» гораздо большей горизонтальной протяженности. С другой стороны, «купола» тропопаузы, образующиеся над «теплой несущей полосой», вызывающей обильные осадки, также имеют гораздо меньший масштаб, чем области подъема тропопаузы в антициклонах. По этой причине  под областями высокой тропопаузы в целом наблюдается уменьшение осадков.

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

Сравнение распределения повторяемости модельных осадков в целом по выборке и под низкой тропопаузой (табл.3) позволило установить, что в версии В28 хорошо воспроизводится способность модели генерировать слабые и умеренные (0.2- 6 мм/12 ч) осадки под низкой тропопаузой. Увеличение в 1.6 раза повторяемости модельных осадков в прогнозе в сравнении с общей выборкой  примерно соответствует распределению фактических осадков под низкой тропопаузой в анализе (в 1.8 раза). Что касается версии В50, то эта тенденция в прогнозе выражена хуже (увеличение в 1.3 раза).  Очевидно, это связано с проблемами в системе усвоения, так как анализ практически не продемонстрировал зависимости осадков от высоты тропопаузы ни в одной из градаций интенсивности. 

Таблица 3

Повторяемость (%) различных градаций осадков, случаев наклонов >10 (N1) и случаев низкой тропопаузы (N2, p>400 гПа) для модели ПЛАВ с 28 и 50 уровнями (в целом и для случаев низкой тропопаузы) для 20 сроков декады 11-20 января 2010 г.

28 уровней

50 уровней

0.0-0.2

0.2-6.0

>6

N1/N2

0.0-0.2

0.2-6.0

>6

N1/N2

Анализ тропопаузы - фактические осадки

Всего

76.1

21.5

2.4

12.3

76.1

21.6

2.4

11.3

р>400 гПа

57.4

39.6

3.0

0.5

72.6

25.8

1.7

0.7

Прогноз тропопаузы  – модельные осадки

Всего

56.3

36.4

7.2

4.7

58.4

34.9

6.7

4.2

р>400 гПа

33.8

58.8

7.4

0.2

44.3

53.3

2.5

0.4

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

Исследование взаимосвязи наклона тропопаузы и характеристик СТ  в Северном полушарии в зависимости от сезона было проведено по данным реанализа 2 NCEP/NCAR  за период 1990-2007 гг. Оказалось, что в среднем за год недеформированная тропопауза (SL<0.30)  вне СТ наблюдается в 1.3 раза чаще, чем в зонах СТ. Напротив, площадь областей значительных наклонов (SL>10)  внутри зон СТ возрастает в 12 раз.

Эта тенденция прослеживается для всех сезонов года. Наибольший разрыв (17 и 16 раз соответственно) в количестве узлов со значительно деформированной тропопаузой внутри и вне зон СТ имеет место весной и летом. Однако летом наблюдается вдвое больше количество узлов с SL>10  в СТ (3.2 против 1.7% весной). Это происходит несмотря на значительное сокращение площади зон СТ в летний период (до 24.1%, зимой она вдвое больше - 52.1%). Доля узлов с недеформированной тропопаузой в СТ также минимальна в летний период  (63.2% площади) и максимальна в зимний (78.8%). Площади зон как с минимальными, так и с максимальными наклонами  в зонах СТ и вне их меняются от сезона к сезону незначительно.

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

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

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

Подробный анализ высоты тропопаузы совместно с высотой оси СТ  показал, что при некотором взаимном расположении тропопаузы и струйного течения модель может предсказывать высоту тропопаузы с почти удовлетворительной успешностью. Так, для всех версий модели при наличии очень высоких (>100 гПа) или очень низких (<400 гПа) струй, тропопауза в градации 250-200 гПа предсказывается с успешностью ±300 м в 74.4, 79.7, 78.1% узлов сетки (для В28, В50 и В50ч  соответственно). Наибольший эффект на повышение успешности прогноза СТ оказывает увеличение вертикального разрешения. Для всех версий модели ПЛАВ при близком расположении тропопаузы и оси СТ (в пределах одной градации 50 гПа) значения оправдываемости прогноза оказываются ниже средневыборочных. Этот эффект особенно выражен во внетропической области (широтная полоса 30-700 с.ш.) и объясняется тем, что максимальные ошибки в прогнозе скорости ветра, чьи горизонтальные градиенты используются при расчете динамической тропопаузы, имеют место именно при высоких скоростях, т.е. в области интенсивных ВФЗ, там, где деформация тропопаузы возрастает.

Более успешный прогноз положения  динамической тропопаузы в сравнении с положением осей СТ возможен благодаря большим градиентам ПВ между тропосферой и стратосферой, которые позволяют определить нужную изэртелическую поверхность с высокой степенью точности. В то же время поиск максимума на  сглаженном вертикальном профиле скорости ветра, восстановленным  по данным с грубым  вертикальным разрешением, может привести к значительным ошибкам в определении высоты уровня максимального ветра (положения оси СТ). Еще в 1993 г. в работе, опубликованной в соавторстве с Н.П. Шакиной и др., содержалось указание на то, что требования ICAO к точности прогноза скорости и высоты уровня максимального ветра не согласованы  между собой. Было показано, что даже малые ошибки в определении скорости максимального ветра, МВ, ведут к значительным ошибкам в определении положения оси СТ. С целью исправления ситуации авторами было предложено указывать на картах SWH высоту не уровня МВ, а границ слоя, в котором скорость ветра отличается от максимальной на 0.5 м/с (величины, гораздо меньшей как погрешности измерений ветра, так и  модельных ошибок на этих высотах).

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

В заключении перечисляются главные результаты представленной работы.

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

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

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

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

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

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

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

Благодарности. Автор выражает признательность всем своим соавторам, в первую очередь своему учителю – профессору, доктору физ.-мат.наук Н.П. Шакиной, а также Е.Н. Скриптуновой, к.г.н. И.Н. Кузнецовой, Н.И. Богаевской и всему коллективу Отдела авиационной метеорологии ГУ «Гидрометцентр России».

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

  1. Иванова А.Р., Борисова В.В. Некоторые особенности сезонной изменчивости взаимного расположения тропопаузы и оси струйного течения. Труды Гидрометцентра России, 1992, вып.321, с.109-114.
  2. Иванова А.Р. Расчет фронтогенеза двумерной фронтогенетической функции в слое 300-200 гПа по данным объективного анализа. Труды Гидрометцентра России, 1992, вып.321, с.115-119.
  3. Шакина Н.П., Иванова А.Р., Кузнецова И.Н. Некоторые особенности атмосферной циркуляции при повышении радиоактивности в приземном воздухе за счет стратосферных вторжений. Метеорология и Гидрология, 2000, №2,с.53-60. *
  4. Кузнецова И.Н., Шакина Н.П., Иванова А.Р. Эпизоды повышения радиоактивности в приземном воздухе на территории России. Труды международной конференции «Радиоактивность при ядерных взрывах и авариях», Москва, 24-26 апреля 2000 г., с. 507-513.
  5. Chakina N.P., Ivanova A.R., Skriptunova E.N. Quantitative estimates of grid-scale forcing of heavy precipitation in the Mediterranean cyclones in Russia. Mediterranean storms. Proceedings of the 3rd EGS Plinius Conference held at Baja Sardinia, Italy, 1-3 October 2001, p.33-36.
  6. Chakina N.P., Skriptunova E.N., Ivanova A.R.  The Mediterranean cyclones in the Ukraine and Southern Russia: Diagnostic studies of vertical motion dynamic forcing and the tropopause folding. Mediterraneam Storms.Proceedings of the EGS Plinius Conference held at Ajaccio, Corsica, France, 1-3 October 2003, р.101-106
  7. Shakina N.P., Ivanova A.R., Elansky N.F., Markova T.A. Transcontinental observations of surface ozone registration in the TROICA Experiments: 2. The Effects of Stratosphere-Troposphere Exchange. Izvestiya, Atmospheric and Oceanic Physics, 2001, Vol.37, Suppl.1, pp.S39-S48. *
  8. Шакина Н.П., Иванова А.Р., Кузнецова И.Н. Волны холода и их проявление в озонометрических данных Кисловодской высокогорной научной станции. Известия РАН, сер. Физика океана и атмосферы, 2004, т.40,№4, с.485-500.*
  9. Ivanova A.R., Chakina N.P., Kuznetsova I.N. Stratospheric intrusion possible contribution to the ozone variability in the Kola Peninsula. Proceedings of the XX Quadrennial Ozone Symposium, 1-8 June 2004, Kos, Greece, pp.882-883.
  10. Chakina N.P., Kuznetsova I.N., Ivanova A.R., Tarasova O.A. Horizontal and vertical transport as a cause of ozone maxima in the Kola Peninsula, Russia. Proceedings of the XX Quadrennial Ozone Symposium, 1-8 June 2004, Kos, Greece, pp.895-896
  11. Tarasova O.A., Kuznetsov G.I., Elansky N.F., Senik I.A., Ivanova A.R., Kuznetsova I.N., Chakina N.P., M.G.M. Roemer. Preliminary results of LOTOS model application for Russia. Proceedings of SPIE - The International Society for Optical Engineering2004, т. 5396, pp. 99-110.
  12. Chakina N.P., Ivanova A.R., Kuznetsova I.N. Cold air outbreaks and their signature in the ozonometric data at the mountain station near Kislovodsk, Russia. Atmospheric Chemistry and Physics Discussion, 2004, 4, рр.267-297.
  13. Иванова А.Р. Характеристики тропопаузы в полярной зоне Северного полушария в 1999-2007 гг. Труды международной конференции по авиационной и спутниковой метеорологии памяти проф. С.В.Солонина, 7-10 октября 2008 г., Санкт-Петербург, 2008, с.49-51.
  14. Шакина Н.П., Скриптунова Е.Н., Иванова А.Р. Прогностическая значимость динамических факторов генерации осадков. Метеорология и гидрология, 2008, №5, с.31-44.*
  15. Иванова А.Р.  Исследование характеристик тропопаузы в полярной зоне по данным радиозондирования на станции Барроу. Метеорология и гидрология, 2010, №3, с.18-27. *
  16. Иванова А.Р. Наклон тропопаузы как характеристика ее деформации. Метеорология и гидрология, 2011, №2, с.17-29.*
  17. Иванова А.Р. Динамика тропопаузы для случаев резкого изменения озона в умеренных широтах Северного полушария. Метеорология и гидрология, 2011, № 6, с.13-24.*
  18. Шакина  Н.П., Иванова А.Р., Бирман Б.А., Скриптунова А.Р. Блокирование: условия лета 2010 г. в контексте современных знаний. Сборник докладов «Анализ условий аномальной погоды на территории России летом 2010 г.», М., Триада лтд, 2011, с.6-21.
  19. Иванова А.Р., Шакина Н.П., Скриптунова Е.Н., Богаевская Н.И. Сравнение динамических характеристик блокирующего антициклона лета 2010 г. с более ранними эпизодами. Сборник докладов «Анализ условий аномальной погоды на территории России летом 2010 г.», М., Триада лтд, 2011, с.65-71.
 



© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.