Калинин Н.А., Толмачёва Н.И. Космические методы исследований в метеорологии

Подождите немного. Документ загружается.

составляют ± 150 м, а на удалении более 50 км высота уже не опре-

деляется. Верхняя граница кучево-дождевой облачности на расстоянии

150 км от станции определяется с точностью ± 0,25 км, а на расстояни-

ях 200–300 км — с точностью ± 1 км.

Радиометеорологическ

нную

чности, его преоб-

ладаю

кам

относя

5.8.2. Анализ зон осадков и очагов гроз

ие наблюдения осадков и гроз проводят в

ближней зоне на расстоянии до 30–40 км от пункта наблюдения или в

дальней зоне на расстоянии от –40 до 300 км. В этих зонах по осо-

бенностям структуры вертикального и горизонтального радиоэха оп-

ределяют форму облаков и измеряют количественные характеристики:

максимальную высоту Н

mах

радиоэха; его радиолокацио отра-

жаемость на высоте 1 км о н Зт поверх ости емли (lgZ

), на уровне нуле-

вой изотермы (lgZ

) и на уровне 2,0–2,5 км выше нулевой изотермы

(lgZ

). На основании этих характеристик в дальней зоне определяют

три основных радиоэха: слоистообразной облачности (РСО), кучево-

образной облачности (РКО) и смешанной кучевообразной и слоисто-

образной облачности (РКСО). В ближней зоне определяют пять типов

радио ха: РСО каждого яруса в отдельности, РСО большой вертикаль-

ной п отяженности и РКО.

Негрозоопасные облака и осадки. Негрозоопасными облаками

являются мощные кучевые и кучево-дождевые облака, которые в про-

цессе развития не достигают стадии грозового облака, но могут сопро-

вождаться интенсивными восходящими движениями и ливневыми до-

ждями различной интенсивности и продолжительности.

В теплый период года зоны осадков выделяются лишь на рас-

стоянии до 90 км, причем критерием служит значение отражаемости

lgZ

>0. В холодный период зонами осадков считаются все очаги ра-

диоэхо, зафиксированные при углах возвышения антенны радиолока-

тора от 0,2 до 1° в радиусе до 90 км, в которых отражаемость lgZ

≥0,3.

Интенсивность жидких и твердых осадков определяется по реальным

значениям отражаемости lgZ

, а количество осадков, выпавших за ка-

кой-либо период времени, — по типу радиоэхо обла

щей и максимальной высоте.

розоопасные облака, ливни и грозы. К грозоопасным облаГ

тся кучево-дождевые облака на предгрозовой, грозовой и по-

слегрозовой стадиях. В большинстве случаев (90 %) высота радиоэха

кучево-дождевых облаков при ливневых осадках достигает уровня

изотермы –14°С, а при грозах превышает этот уровень. Критерием

разделения грозовых и ливневых очагов может служить отношение

232

высоты радиоэхо к высоте нулевой изотермы: летом для гроз оно рав-

но 0,9, а для ливней — 0,2. Для разделения можно использовать также

значения радиолокационных отражаемостей lgZ

и lgZ

, определенные

полуэмпирическим путем в различных районах европейской части

России.

Для определения степени грозоопасности используют и соот-

ношен

величине

ие вида

= Н

max

lgZ

, (5.1)

согласно которому различные грозовые явления определяются с раз-

личной вероятностью.

На расстоянии более 150 км не всегда можно определить зна-

чение lgZ

. В таких случаях наличие грозовых очагов можно об-

наружить по типу радиоэха облачного поля и по

ΔH = Н

max

– H

-22

, (5.2)

где H

–22

— высота изотермы –22 °С. При ΔH >5 км практически во

всех РКО и РКСО наблюдаются грозы; при ΔH = 3–5 км ливни с гро-

зой и без грозы равновероятны, а при ΔH = 1–3 км грозовые очаги от-

сутствуют.

Интенсивность выпадающих осадков оценивается по величине

lgZ

Градоопасные облака и грозовые облака с градом. Облака, в

которых образуется град диаметром 0,5 см и более, принято называть

градовыми. Если высота нулевой изотермы равна 3–4 км, то диаметр

образующегося града обычно меньше 1,6—1,8 см и такой град тает

при падении, не достигая земной поверхности. Облака, в которых об-

разуется такой град, называют градоносными. Если же изотерма 0°С

располагается на высоте 1,5–2 км, то такие облака становятся градо-

опасными, ибо выпадающий из них град, как правило, достигает по-

верхности Земли. Радиоэхо градовых и дождевых облаков резко раз-

личаются вертикальными профилями радиолокационной отражаемо-

сти lgZ

и lgZ

. Однозначным критерием распознавания грозовых об-

лаков с градом является достижение или превышение этими отражае-

мостями значения 4,5 (вероятность не менее 90 %).

5.8.3. Структура облачных систем атмосферных фронтов

Зоны активного взаимодействия воздушных масс называются,

как известно, атмосферными фронтами и связаны с образованием ха-

рактерных облачных систем. Пространственная структура фронталь-

ной облачности на космическом изображении может быть использова-

на для изучения особенностей макросиноптических процессов в атмо-

233

сфере. Для получения наиболее полного и детального представления о

погодных условиях в конкретном районе информацию МСЗ целесооб-

разно дополнить данными наблюдения метеорологического радиоло-

катора — структурными характеристиками радиоэхо облачности и

зоны осадков (РОЗО) атмосферного фронта. При этом следует учиты-

вать, что наблюдения МРЛ обладают некоторыми особенностями:

) облаков, причем в послед-

нем сл

ые фронты (основные и

вторич

ответственно от

40—60

50 % превышает ширину на других участках фронта. Верхняя граница

– картина радиоэхо меняется в зависимости от расстояния до

пункта наблюдения, т. е. по мере приближения радиоэхо уве-

личивается по площади и отдельные очаги (ливней, гроз и др.) могут

слиться в одну зону;

– зона облачности, осадков и атмосферных явлений обычно вы-

тянута вдоль фронта, а ширина радиоэхо уменьшается по мере удале-

ния от центра циклона;

– в холодное время года фронтальные разделы плохо отоб-

ражаются в поле радиоэхо.

Облачность холодного фронта. На космических изображениях

активным холодным фронтам соответствуют облачные полосы цикло-

нической кривизны шириной 200–300 км, а длиной около 1000 км (чем

глубже циклон, тем длиннее облачная полоса). Ширина облачной

фронтальной полосы, как правило, уменьшается с увеличением рас-

стояния от центра облачного вихря (имеет клиновидную структуру).

Облачность активных фронтов состоит из кучево-дождевых (зерни-

стая, куполообразная, иногда волокнистая текстура) или слоисто-

дождевых (матовая, волокнистая текстура

учае фронтальная облачная полоса имеет несколько большую

ширину. Слабоактивные холодные фронты над водной поверхностью

прослеживаются по узким, прерывающимся облачным полосам, а над

сушей в области таких фронтов облачности очень мало и их трудно

идентифицировать.

По данным наблюдений МРЛ холодн

ные) прослеживаются в виде изолированных очагов или полос

РКО, ориентированных вдоль фронта. Чем лучше фронт выражен в

полях температуры, влажности и ветра, тем отчетливее, длиннее и

плотнее очаги радиоэхо. В зоне фронта можно проследить до четырех

гряд РКО, ширина которых колеблется от 20 до 80 км. Наиболее ши-

рокая гряда обычно соответствует приземной линии фронта. Общая

ширина радиоэхо изменяется от 150–200 км за фронтом до 100 км пе-

ред ним в центральной части развитых циклонов, и со

км за фронтом до 20–30 км перед ним — на периферии цикло-

на. В волновых возмущениях ширина РОЗО у вершины волны на 30–

234

кучево-дождевой и слоисто-дождевой облачности, из которой выпа-

дают осадки, почти одинакова и составляет 5–7 км. Верхняя граница

кучево

е осадки или наблюдаются

редкие

км на его периферии. Летом хорошо прослеживается суточный

ход ра

может быть замаскирован

ости. Верхняя граница

-дождевых облаков с грозами достигает 9–13 км. Летом ночью

на холодных фронтах в 50 % случаев и более осадки прекращаются и

облачность распадается. Днем конвективная облачность вновь раз-

вивается и нередко сопровождается ливнями и грозами.

Облачность теплого фронта. На снимках МСЗ эта облачность

сравнительно хорошо выражена на ранних стадиях развития циклонов.

В этих случаях характерна облачная система с типичной полосной

структурой шириной 300–500 км и длиной 500–1000 км. Фронтальная

облачная полоса имеет антициклоническую кривизну (или прямоли-

нейна), более заметную на тыловой границе полосы, и состоит, как

правило, из слоисто-дождевых облаков (матовая, волокнистая тексту-

ра). С началом процесса окклюдирования облачная полоса теплого

фронта резко сокращается, сливается с облачными системами других

фронтов, а затем постепенно исчезает. В теплое время года фронталь-

ная облачность может включать кучево-дождевые облака (куполооб-

разная текстура), заметные по наиболее яркому тону изображения.

Летом перед теплым фронтом можно наблюдать разбросанные куче-

вые облака, за фронтом — безоблачно или отдельные кучевые облака.

Зимой (тыловая) граница фронтальной облачности сливается с облач-

ностью (туманом) теплого сектора и различить ее можно только при

сопоставлении одновременно полученных снимков в видимом и ин-

фракрасном участках спектра излучения.

Данные радиолокационных метеорологических наблюдений по-

казывают, что основная площадь РОЗО располагается перед линией

теплого фронта, которая не совпадает с границей радиоэхо, если в теп-

лом секторе циклона выпадают моросящи

РКО. Полосы радиоэхо конвективных облаков могут обнару-

живаться и перед фронтом, параллельно ему.

Ширина радиоэхо предфронтальной облачности в среднем со-

ставляет 170 км (вблизи центра циклона она увеличивается до 250–300

км, а на его периферии уменьшается до 40–60 км). Ширина зафрон-

тальной зоны радиоэхо изменяется от 100 км вблизи центра циклона

до 50

диоэха (ночью и утром в 70 % случаев отмечается максимальное

развитие радиоэха, иногда даже с ливнями и грозами; в середине дня

радиоэхо часто отсутствует), особенно на периферии.

Вблизи центра циклона суточный ход

из-за большого скопления разнообразной облачн

235

радиоэ

мках, по-

лученн

аков совпадает с центром

цикло

выр ю-

зии находи , остав-

шейся

особенно, когда пункт наблюдения находится вбли-

си-

ноптическим наблюдает

хо слоисто-дождевых облаков составляет 3–7 км, а кучево-

дождевой облачности с грозой 9–10 км.

Облачность фронта окклюзии. На космических сни

ых в видимом и инфракрасном диапазонах спектра излучения,

эта облачность выглядит одинаково и имеет форму спирали шириной

около 300 км, фокус которой на уровне обл

нической циркуляции. Внутр нняя граница облачности хорошо

ажена: за нею малооблачная или безоблачная зона. Точка оккл

тся либо в самой широкой части облачной полосы

от теплого фронта и располагающейся с правой стороны облач-

ной спирали, либо в массиве перистых облаков струйного течения,

граница которых как бы отсекает облачную спираль центральной час-

ти циклона от основной фронтальной облачности.

На экране метеорологического радиолокатора фронт окклюзии

может быть выражен грядами радиоэха, расположенными и перед

фронтом, и за ним (если на уровне 850 гПа еще прослеживается уча-

сток теплого фронта, линия которого на карте барической топографии

совпадает с предфронтальной грядой радиоэхо), или обширными об-

ластями радиоэха (

зи центра циклона). Ширина радиоэха вдоль фронта изменяется мало.

В среднем она составляет 160 км и колеблется в пределах 40–260 км.

За фронтом окклюзии ширина РОЗО изменяется от 40 до 90 км. Верх-

няя граница слоисто-дождевых облаков в зоне фронта составляет

3–7 км, а кучево-дождевых облаков с ливневыми осадками 6–9 км. При

грозах эта граница может достигать 11 км.

Эволюция атмосферных фронтов определяется по структуре ра-

диоэха и его характеристикам (интенсивность, высота верхней грани-

цы, тенденция к изменению):

– если фронт не выражен в поле облачности и осадков, то он бу-

дет обостряться, когда вдоль линии фронта появляются очаги радио-

эхо;

– если фронт выражен в поле облачности и осадков, но по

данным ожидается его размывание, а МРЛ

увеличение высоты, интенсивности и площади радиоэхо, то в бли-

жайшие 6–12 ч фронт размываться не будет;

236

– если визуально фронт еще выражен хорошо, но по данным

МРЛ его радиоэхо начало уменьшаться, то следует отдать пред-

почтение наблюдениям метеорологического радиолокатора;

– холодный фронт замедляется, если его радиоэхо расширяется

и распространяется в сторону холодного воздуха; рост давления сме-

няется падением и может возникнуть волна.

5.9. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ДАННЫХ МСЗ В ЧИСЛЕННЫХ

МЕТОДАХ АНАЛИЗА УСЛОВИЙ ПОГОДЫ

Основой для количественной оценки параметров физического

состояния атмосферы и подстилающей поверхности (океана и суши)

является измерение характеристик поля электромагнитного излучения

на различных длинах волн. При решении задач дистанционного зонди-

рования Земли из космоса важнейшее значение имеет степень ослаб-

ления излучения атмосферой, которая меняется по спектру в широких

пределах. Минимальных значений ослабление достигает в видимом

диапазоне длин волн, в некоторых участках (окнах прозрачности атмо-

сферы) инфракрасной области спектра, а также в микроволновом диа-

пазоне

елен инфракрасный диапазон излучения, поскольку для

большинства типов излучаю

5.9.1. Определение

тниковой метеорологии эта задача является не только

традиц

сферы 8–12 мкм, выделении из него вклада конкретной излучающей

излучения (за исключением линий резонансного поглощения

водяным паром).

Для количественной оценки гидрометеорологических парамет-

ров предпочтит

щих поверхностей коэффициент излуче-

ния близок к единице и меняется в значительно меньших пределах,

чем в микроволновом участке длин волн.

Уходящее длинноволновое излучение является суммой излу-

чений подстилающей поверхности и атмосферы. Чем больше ко-

эффициент поглощения атмосферы, тем в меньшей степени в ухо-

дящем излучении в конкретном участке спектра будут представлены

подстилающая поверхность и нижние слои атмосферы. В окнах про-

зрачности атмосферы основную долю уходящей радиации будет со-

ставлять излучение нижних слоев атмосферы и подстилающей по-

верхности.

температуры излучающей поверхности

Для спу

ионной, но и актуальной для общей проблемы дистанционного

температурного зондирования атмосферы. Ее решение основано на

измерении общего уходящего излучения в окне прозрачности атмо-

237

поверхности, на оценке влияния промежуточной толщи атмосферы

(между излучающей поверхностью и ИСЗ) и введении при необходи-

мости

емперату-

ры морской воды, измеряемой контактны

стей, географической привязки измерений

гло

ью

ионная температура отражает усредненное по площади тепловое

оя

счета

поправок используют уравнение переноса радиации

модель атмосферы, статистические методы (регрессионные связи меж-

м ор

поправок, на определении радиационной температуры излу-

чающей поверхности с последующим переходом к термодинамической

(физической) температуре.

Определение температуры поверхности моря. В инфра-

красной области спектра излучения поверхность моря имеет излуча-

тельную способность, близкую к единице. Для определения ее радиа-

ционной температуры используется измерение длинноволновой ра-

диации на верхней границе атмосферы в области спектра излучения 8–

12 мкм. Эта температура может существенно отличаться от т

ми методами, из-за неточно-

, низкого пространственного

разрешения спутниковой аппаратуры, по щения уходящего излуче-

ния водяным паром, озоном или аэрозол , а также потому, что ра-

диац

сост ние тонкой (около 1 мм толщиной) излучающей пленки на по-

верхности воды, а физическая температура — состояние верхнего пе-

ремешанного слоя воды толщиной в десятки и сотни метров.

Существующие методы учета трансформации излучения в ат-

мосфере позволяют рассчитать поправки ΔТ и получить приближенное

значение температуры поверхности моря Т

пм

в районах спутникового

зондирования

пм

= Т

рад

+ ΔТ, (5.3)

где Т

рад

— радиационная температура поверхности моря. Для ра

и подходящую

ду измеряемыми и рассчитанными радиационными температурами или

между радиационной температурой и общим влагосодержанием атмо-

сферы, гистограммы распределения температуры в исследуемом рай-

оне и др.) или передаточные функции, определяемые по климатиче-

ским данны о мете ологических параметрах атмосферы. Так, при-

менительно к интервалу 10,5–12,5 мкм расчет поправки можно осуще-

ствлять по формуле

ΔТ = 0,66W + 0,86W

, (5.4)

где W — общее влагосодержание атмосферы в сантиметрах осаж-

денной воды.

Точность дистанционного определения температуры поверх-

ности моря по данным спутниковых наблюдений составляет в среднем

1–3 К, и в поле этой температуры хорошо прослеживаются поверхно-

238

стные фронты, зоны апвеллинга, мезомасштабные циркуляции (вих-

ри), течения.

Морские поверхностные фронты и неоднородности в распре-

делении температуры. В морях, особенно мелководных, усиление

приливной волны или явление апвеллинга приводит к изменению ки-

нетической энергии, большая часть которой расходуется на изменение

стратификации или потенциальной энергии водного слоя. Если в по-

верхностный слой Δh вертикального водяного столба толщиной h и

однородной плотности

вводится каким-то образом некоторое коли-

чество тепла Q, вызывающего изменение температуры, то критерием

смешения может послужить средняя потенциальная энергия

≤

∂

, (5.5)

где и — амплитуда приливного течения,

∂

— скорость подвода теп-

ла.

Если Р > 1, то будет развиваться устойчивость слоя. Условие же

Р = 1 определяет переход между режимом смешения и стратификации,

называемый фронтом. Изменение стратификации вызывает большие

градиенты температуры и плотности на поверхности моря. Первые

хорошо просматриваются на инфракрасных снимках МСЗ, а вторые

можно распознать на космических изображениях видимого диапазона

в виде полос светлого тона (уменьшение оптической плотности сним-

ка). Критерием фронтальной поверхности является соотношение

⎟

⎠

⎞

⎜

⎝

⎛

∂∂

−

⎟

⎠

⎞

⎜

⎝

⎛

∂∂

−=

tQh

, (5.6)

где и

— скорость приповерхностного течения (в слое воды одно-

родной плотности), W

— скорость приводного ветра. Графики от-

ношений вида h/u известны для многих морей, приведены в атласах и

достаточно хорошо согласуются с морскими приповерхностными

фронтами.

Определение температуры поверхности суши. Большинство

типов земной поверхности (снег, растительность, отдельные виды

почв) излучают почти как абсолютно черное тело. Однако некоторые

из них (еловый лес, сухой кварцевый песок и др.) заметно отличаются

излучательной способностью от абсолютно черного тела. Поскольку

коэффициенты излучения многих естественных излучающих земных

поверхностей известны, то проблему корректного определения их ра-

диационной температуры можно решить при наличии наземной гео-

графической привязки и соответствующего банка априорных данных.

239

Ошибка в задании коэффициента излучения в 0,01 обусловливает не-

точность в определении температуры поверхности суши до 1 К.

Определение температуры верхней границы облачности. Ра-

диационную температуру излучающей поверхности облаков опреде-

ляют по измеренному спутником излучению в окне прозрачности ат-

мосферы 8–12 мкм. Эта температура мало отличается от физической,

поскольку верхние слои атмосферы над облачностью достаточно «су-

хие» и не оказывают существенного влияния на излучение. По извест-

ному распределению температуры воздуха с высотой и измеренной

(рассчитанной) радиационной температуре можно определить высоту

излучающей поверхности облаков. Проще всего задача решается при

наличии данных аэрологического зондирования в районе исследова-

ния. Если такая информация отсутствует, можно использовать клима-

тические, расчетные или стандартные данные о вертикальном распре-

делении температуры. Точность определения верхней границы обла-

ков ко

яет

собой осреднение данных наблюдений по квадрату 125×125 км и обо-

знач Ра-

диаци х по-

лей, поэтому их используют для оценки крупномасштабных атмо-

сферн

лин волн. Эта функция определяет долю радиации, про-

пущен

ных л

первую очередь от концентрации поглотителя и температуры воздуха.

леблется от нескольких сотен метров до 1–2 км. Существующие

методики эффективны для слоистообразной или многоярусной сплош-

ной облачности, а также для облаков вертикального развития. По ре-

зультатам обработки инфракрасной информации МСЗ составляются

карты высоты верхней границы облаков. Для построения карт обычно

используются средние климатические значения температуры и геопо-

тенциала на уровнях 850, 700, 500 и 300 гПа для определенного сезона

года, в узлах регулярной сетки географических координат с шагом 5°

по широте и 10° по долготе. Каждое значение высоты представл

ается двузначными цифрами (километры с десятыми долями).

онные карты хорошо согласуются со структурой облачны

ых возмущений (циклонов, антициклонов, атмосферных фрон-

тов).

Функции пропускания атмосферы и весовые функции. Ослаб-

ление радиации в атмосфере часто характеризуют функцией пропуска-

ния для конкретной длины волны (частоты) или данного спектрально-

го интервала д

ную слоем атмосферы между конкретными уровнями, которая

может изменяться от нуля (полное поглощение) до единицы (полное

пропускание). Вид функций пропускания, входящих в уравнение пере-

носа радиации, обусловлен характеристиками конкретных спектраль-

иний и полос отдельных газовых компонентов атмосферы, воз-

буждение которых зависит от параметров состояния атмосферы и в

240

Это приводит к тому, что в каждом спектральном интервале излучение

разных слоев атмосферы имеет различный удельный вес. Поскольку

вклад

каждый из которых соответствует

преим

го-либо ат-

мосфе

ности в атмо-

сфере

измере

уходящего излучения отдельных слоев атмосферы в различные

участки спектра неодинаков, внутри определенной полосы поглоще-

ния можно выделить интервалы,

ущественно излучению одного более или менее узкого слоя ат-

мосферы. Другими словами, излучение столба како

рного газа, регистрируемое спутниковой аппаратурой, пред-

ставляет собой свертку зависимости интенсивности излучения столба

газа единичной массы от высоты с функцией, указывающей, какая до-

ля излучения, испускаемого на каждой высоте, доходит до спутника.

Такие функции в последнее время стали называть весовыми. Они

имеют максимум на некоторой высоте, потому что в верхних слоях

атмосферы газа мало, а излучение нижних слоев почти полностью по-

глощается на пути через атмосферу.

Поскольку излучение и поглощение сильно зависят от длины

волны, указанные максимумы для различных длин волн (частот) рас-

полагаются на вполне определенных высотах. В первом приближении

можно считать, что все излучение приходит на МСЗ из окрестности

максимума, так что, выбирая конкретную частоту (длину волны), мож-

но рассчитывать поток излучения, пропускаемого на разных уровнях.

Этот поток определяется только плотностью и температурой опреде-

ленного газового компонента, следовательно, можно определить про-

филь (вертикальное распределение) этого компонента в атмосфере.

5.9.2. Определение вертикальных профилей температуры,

влажности и основных газовых компонент атмосферы

Эта проблема относится к классу неустойчивых, некорректно

поставленных задач математической физики, поскольку ее решение не

единственно по отношению к измеряемому спутником излучению.

Малые погрешности в определении излучения (например, случайные

неустранимые ошибки) могут привести к результатам, физически не-

объяснимым.

Вертикальное распределение температуры и влаж

целесообразно исследовать совместно на основе спектральных

ний уходящего излучения в области полос диоксида углерода

(15 мкм) и водяного пара (6,3 мкм) в следующей последовательности:

– по излучению в полосе диоксида углерода, концентрация ко-

торого в атмосфере в общем-то известна, восстанавливается термиче-

241