Исследование океанической облачности по спутниковым наблюдениям в спектральном канале 10,3 – 11,3 мкм
Температура воды верхнего слоя океана и эффективная облачность (облачность с одновременным учетом ее количества и оптической плотности) являются важнейшими характеристиками природной среды. Они определяют парниковые эффекты, энергетику океана и атмосферы, регулируют климат. По данным об этих характе...
Saved in:
| Published in: | Морской гидрофизический журнал |
|---|---|
| Date: | 2010 |
| Main Author: | |
| Format: | Article |
| Language: | Russian |
| Published: |
Морський гідрофізичний інститут НАН України
2010
|
| Subjects: | |
| Online Access: | https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/56789 |
| Tags: |
Add Tag
No Tags, Be the first to tag this record!
|
| Journal Title: | Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| Cite this: | Исследование океанической облачности по спутниковым наблюдениям в спектральном канале 10,3 – 11,3 мкм / Н.А. Тимофеев // Морской гидрофизический журнал. — 2010. — № 6. — С. 58-77. — Бібліогр.: 24 назв. — рос. |
Institution
Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine| _version_ | 1860055328531415040 |
|---|---|
| author | Тимофеев, Н.А. |
| author_facet | Тимофеев, Н.А. |
| citation_txt | Исследование океанической облачности по спутниковым наблюдениям в спектральном канале 10,3 – 11,3 мкм / Н.А. Тимофеев // Морской гидрофизический журнал. — 2010. — № 6. — С. 58-77. — Бібліогр.: 24 назв. — рос. |
| collection | DSpace DC |
| container_title | Морской гидрофизический журнал |
| description | Температура воды верхнего слоя океана и эффективная облачность (облачность с одновременным учетом ее количества и оптической плотности) являются важнейшими характеристиками природной среды. Они определяют парниковые эффекты, энергетику океана и атмосферы, регулируют климат. По данным об этих характеристиках на основе спутниковой информации восстанавливаются все компоненты радиационного, теплового и водного балансов в системе океан – атмосфера, исследуется их внутри- и межгодовая изменчивость. В настоящей работе описываются методы расчета эффективной облачности по температуре поверхности океана и радиационной температуре в спектральном канале 10,3 – 11,3 мкм. Развитие этих исследований связано с прогрессом спутниковой гидрофизики: информация, получаемая из космоса, становится все более точной, регулярной и глобальной.
Температура води верхнього шару океану та ефективна хмарність (хмарність з одночасним урахуванням її кількості та оптичної густини) є найважливішими характеристиками природного середовища. Вони визначають парникові ефекти, енергетику океану та атмосфери, регулюють клімат. За даними про ці характеристики на основі супутникової інформації відновлюються всі компоненти радіаційного, теплового і водного балансів в системі океан – атмосфера, досліджується їх внутрішньо- і міжрічна мінливість. У цій роботі описуються методи розрахунку ефективної хмарності за температурою поверхні океану і радіаційною температурою в спектральному каналі 10,3 – 11,3 мкм. Розвиток цих досліджень пов'язаний з прогресом супутникової гідрофізики: інформація, одержувана з космосу, стає все більш точною, регулярною і глобальною.
Sea surface temperature and effective cloudiness (including simultaneous consideration of its quantity and optical density) are the most important characteristics of natural environment. They determine greenhouse effects, ocean and atmosphere energetics, regulate climate. Satellite derived data on these characteristics permit to reconstruct all the components of radiative, heat and water balances in the ocean – atmosphere system and to study their intra- and inter-annual variability. The methods of calculation of effective cloudiness using sea surface temperature and radiation temperature in the spectral interval 10.3 – 11.3 μm are described in the paper. Development of these investigations is connected with progress of satellite hydrophysics: satellite derived information is becoming increasingly accurate, regular and global.
|
| first_indexed | 2025-12-07T17:00:03Z |
| format | Article |
| fulltext |
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 58
© Н.А. Тимофеев, 2010
Спутниковая гидрофизика
УДК 551.46 + 551.571
Н.А. Тимофеев
Исследование океанической облачности
по спутниковым наблюдениям
в спектральном канале 10,3 – 11,3 мкм
Температура воды верхнего слоя океана и эффективная облачность (облачность с одновре-
менным учетом ее количества и оптической плотности) являются важнейшими характеристи-
ками природной среды. Они определяют парниковые эффекты, энергетику океана и атмосфе-
ры, регулируют климат. По данным об этих характеристиках на основе спутниковой информа-
ции восстанавливаются все компоненты радиационного, теплового и водного балансов в сис-
теме океан – атмосфера, исследуется их внутри- и межгодовая изменчивость. В настоящей
работе описываются методы расчета эффективной облачности по температуре поверхности
океана и радиационной температуре в спектральном канале 10,3 – 11,3 мкм. Развитие этих
исследований связано с прогрессом спутниковой гидрофизики: информация, получаемая из
космоса, становится все более точной, регулярной и глобальной.
1. Введение. В соответствии со Всемирной программой исследования
климата (ВПИК) [1] сведения по радиационному, тепловому и водному ба-
лансам в системе океан – атмосфера (СОА) используются для описания кли-
мата, при разработке методов долгосрочного прогнозирования погоды. Эти
исследования особенно актуальны в современную эпоху глобального потеп-
ления климата [2]: возрастания положительных аномалий приземной темпе-
ратуры воздуха вследствие избыточного содержания в атмосфере парнико-
вых газов, образующихся от сжигания ископаемого минерального топлива. С
середины 80-х годов XX в. начался период кардинальной перестройки компо-
нент глобального радиационного баланса
cncncn FQAR −−−−−−−−==== 0)1( [3]: энергия ин-
тегрального (по спектру ìêì5032 −−−−≈≈≈≈λ∆ ) длинноволнового излучения cnF
(уходящей длинноволновой радиации – УДР) суммарно возросла на 15 Вт/м2, од-
новременно на 10 Вт/м2 уменьшилась отражаемая в космос коротковолновая
33,0( 1 −−−−≈≈≈≈λ∆ мкм) солнечная радиация 0QAcn (уходящая коротковолновая ра-
диация – УКР), что свидетельствует об изменении прозрачности атмосферы
за счет снижения концентрации аэрозолей и о наличии избыточной антропо-
генной (промышленной) компоненты в парниковом эффекте. Увеличение
«сброса» радиации 5−−−−≈≈≈≈cnR∆ Вт/м2 в космическое пространство является ес-
тественным условием необходимой защиты планеты от повышения температу-
ры воздуха и прямым следствием наблюдаемого глобального потепления.
За последние 50 лет проявилась тенденция нагревания вод Мирового
океана в слое 0 – 1500 м. За счет теплового расширения уровень воды в океа-
не поднялся на ~ 0,01 – 0,02 м [4].
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 59
В настоящее время суммарный тренд глобальной приземной температу-
ры воздуха составил ~ +0,7°С за 100 лет [2]. Однако даже при этом сравни-
тельно небольшом повышении глобальной температуры в различных регио-
нах Земли существенно увеличилась повторяемость катастрофических катак-
лизмов погоды (ураганы, наводнения).
При определенных комбинациях аномалий ∆УДР и ∆УКР во второй по-
ловине XXI в. возможно повышение глобальной температуры воздуха на
1,6 – 2,0°С [2], но не более, поскольку все бóльшее число стран присоединя-
ются к Киотскому протоколу, а растительность Земли и Мировой океан, для
которых выполняется условие ∆УКР + ∆УДР = 0 [2], стабилизируют гло-
бальный климат. Сокращение выбросов в атмосферу продуктов сжигания ис-
копаемого топлива может существенно улучшить климатическую ситуацию.
Наибольшая прозрачность атмосферы наблюдается на длинах волн 10,3 –
11,3 мкм электромагнитного спектра, который используется для обнаружения
облачности из космоса на фоне океана при известной температуре верхнего
слоя воды (температуре поверхности океана – ТПО).
Парниковые эффекты, радиационный, тепловой и водный балансы в СОА
вычисляются по ТПО и эффективной облачности (ЭО) [2, 4, 5], численно рав-
ной произведению общего количества облаков 1 ≥ n ≥ 0 на их условную оп-
тическую плотность 1 ≥ f ≥ 0. Величина ЭО = nf определяется по ТПО (t,°С) и
радиационной температуре ( ,t ′ °С) в спектральном канале 10,3 – 11,3 мкм ли-
бо по ТПО и интегральному потоку УДР Fcn, являющемуся линейной функ-
цией от t′ . Комбинации трех параметров из четырех (ТПО, ЭО, Fcn и t′ ) свя-
заны между собой универсальными соотношениями, определение которых
является одной из целей настоящей работы.
2. Температура воды верхнего слоя океана. Требования ВПИК преду-
сматривают определение средних за 15 сут значений ТПО в географической
сетке 2 × 2° с погрешностью ≤ 0,3°С в экваториальной области, где ≥≥≥≥t 28°С,
и до ≤ 0,5°С во всех остальных случаях. Допустимые погрешности восстанов-
ления декадных и месячных интегральных (по спектрам 0,3 – 3 и 3 –50 мкм)
потоков УКР и УДР оцениваются в 1,0 и 0,4 МДж/(м2⋅сут) соответственно.
В работах [4, 6, 7] реализованы алгоритмы для восстановления полей
ТПО, радиации и атмосферных осадков по данным, получаемым с установлен-
ных на оперативных спутниках «Метеор» (СССР), «Nimbus», NOAA (США) и
ERS (Европейское космическое агентство) широкосекторных приборов и ра-
диометров высокого разрешения – AVHRR/2 и ATRS. Кроме данных об инте-
гральных потоках радиации, спутниковая информация представлена в виде
значений радиационных температур )(),(),( 321 ΘtΘtΘt (где Θ – зенитный
угол) в «окнах прозрачности» атмосферы 3,33 – 3,97 мкм 7,3( 1 ====λ мкм); 10,3 –
1,3 мкм 8,10( 2 ====λ мкм) и 11,5 – 12,5 мкм 12( 3 ====λ мкм). Эти данные относят-
ся к уровню условной верхней границы атмосферы Н ≈ 30 км. Под )(Θti по-
нимаются температуры (°С) поверхности абсолютно черного тела, при визи-
ровании которых на входе измерительных комплексов формируются такие же
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 60
сигналы в спектрах iλ , как и от наблюдаемых атмосферных объектов в раз-
мерности кВт/(м2·ср), в телесном угле 1 ср.
Радиометр AVHRR/2 сканирует в плоскости, перпендикулярной траекто-
рии полета спутника. Восстановленные значения ТПО, атмосферных осадков
и потоков радиации получаются для 525 равных по площади (4 × 6 км) участ-
ков (пикселов) для каждой строки сканирования. При одном сеансе связи,
например с ИСЗ NOAA, информация представляется в виде снимков, которым
соответствует акватория площадью 18·106 км2. Радиометр ATSR, установлен-
ный на спутнике ERS, сканирует «по конусу».
Спутниковые измерения, используемые для определения ТПО, фильтру-
ются от облачности; суша отсекается «наложением географической маски»
[4]. При вычислениях радиации и атмосферных осадков фильтрации облач-
ности не требуется.
Интенсивности излучений )(ΘIλ и радиационные температуры )(Θtλ да-
же при неизменных по пространству свойствах подстилающей поверхности и
атмосферы оказываются виртуально зависимыми от зенитного углаΘ , опре-
деляемого для заданного пиксела по углу сканирования Θ *, радиусу Земли и
высоте орбиты спутника 1H :
+°= *sin
6400
6370
arcsin
180 1
Θ
H
Θ
π
.
Алгоритмы учитывают особенность спутниковой информации и позво-
ляют на основе исследованных закономерностей угловых структур уходящих
в космос излучений )(ΘIλ или радиационных температур )(Θtλ восстанав-
ливать искомые поля ТПО, от Θ не зависящие.
Радиационные температуры измеряют с ИСЗ на двух длинах волн при
произвольном угле Θ . Измерения в спектральных каналах 2λ и 3λ проводят-
ся как днем, так и ночью. С целью исключения погрешностей, вызванных
влиянием отраженного и рассеянного солнечного излучения, данные в спек-
тре 1λ используются только за ночной период. Равнозначные по точности ал-
горитмы восстановления ТПО записываются следующим образом [4, 6, 7]:
)1(493,0)1(5018,1)1)(1(
)1)(1(214,2)1(493,0)1(5018,1
122121
212112
AAAAAA
AAtAtA
t
++++++++++++−−−−++++++++
++++++++++++++++−−−−++++==== ,
,
)1(95,2)1(99,3)1)(1(
)1)(1(40,1)1(95,2)1(99,3
233232
323223
AAAAAA
AAtAtA
t
++++++++++++−−−−++++++++
++++++++−−−−++++−−−−++++====
)1(3244,0)1(3366,1)1)(1(
)1)(1(817,1)1(3244,0)1(3366,1
133131
313113
AAAAAA
AAtAtA
t
++++++++++++−−−−++++++++
++++++++++++++++−−−−++++==== ,
где ,10120 65,27
1 ΘA −−−−⋅⋅⋅⋅==== 36,27
2 10228 ΘA −−−−⋅⋅⋅⋅==== , ,(10524 08,27
3 ΘΘA −−−−⋅⋅⋅⋅==== град);
3,2,1);( == kΘkk tt – номер спектрального интервала.
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 61
Если длина волны – фиксированная, а измерения проводятся на углах
,21 ΘΘ <<<< то
)(
)()(
)(1
)(
)()(
)(1
2
12
1
1
12
2 Θt
ΘAΘA
ΘA
Θt
ΘAΘA
ΘA
t k
kk
k
k
kk
k
−−−−
++++−−−−
−−−−
++++==== .
В случае одновременных измерений трех радиационных температур на
длинах волн 0,12;ìêì8,10;ìêì7,3 321 ============ λλλ мкм при одном угле Θ :
[ −+++++= 231132 )1)(1(1657,1)1)(1(946,0
1
tAAtAA
M
t
321 )1)(1(0915,1 tAA ++++++++−−−− ])1)(1)(1(877,0 321 AAA ++++ .
Здесь
).1)(1(0915,1)1)(1(1657,1
)1)(1(9461,0)1)(1)(1(
213312
321321
AAAAAA
AAAAAAM
+++++−
−++−+++=
Уходящим в космос излучениям с длинами волн 321 ,, λλλ присущи уни-
версальные угловые структуры. Это является следствием высоких корреля-
ций между природными процессами и физическими механизмами формиро-
вания и трансформации ИК-излучений, так что оптические свойства атмо-
сферных поглотителей в этих участках спектра остаются постоянными, а
пропускание и излучение атмосферы меняются лишь в зависимости от Θ .
Константы формул для 321 ,, AAA определены на основе модельных расчетов
или непосредственно из анализа осредненных экспериментальных профилей
( )Θtk , удовлетворяющих условию горизонтально-однородной СОА.
В широкомасштабных судово-спутниковых экспериментах в Атлантиче-
ском и Тихом океанах [4, 6, 7] исследовались алгоритмы, в которых исполь-
зовались аналоговые данные аппаратуры ARTS либо в цифровом режиме –
HRPT. Восстановленные величины t определялись для географических квад-
ратов 0,5 × 0,5°, именуемых площадками осреднения (ПО). Контрольные зна-
чения ТПО tc в пределах ПО фиксировались двумя методами: буксируемым
комплексом БИПТ (tб) и судовым ИК-радиометром (tp). В экспериментах [7],
проведенных в Атлантике в 1986 – 1991 гг., при пространственно-временной
изменчивости ТПО от 6 до 30°С и соответствующих значениях влажности ат-
мосферы среднеквадратичная ошибка (СКО) восстановления t составила 0,2 –
0,3°С на углах сканирования 0 – 55°. При этом наблюдаемые аэрозольные
оптические толщины атмосферы 66,0α (для длины волны 66,0====λ мкм) изме-
нялись от значений 0,05 – 0,10, близких к нормам [8], до предельно высоких
величин ~ 0,7 в «море мрака» [9], где имели место систематические выносы в
атмосферу большого количества пыли из Сахары. В Тихом океане (1984 –
1985 гг.) [6] СКО восстановления ТПО с использованием как спутниковых
наблюдений, так и модельных данных равнялась 0,5°С. Индивидуальные
разности ctt − оказались независимыми от Θ, влагосодержания и условий
аэрозольной замутненности атмосферы. Аналогичные результаты получены
в 1989 – 1993 гг. на Черном и Средиземном морях [10].
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 62
Различия между спутниковыми t и контактными ct измерениями ТПО
неизбежны даже при идеальной атмосферной коррекции и надежной калиб-
ровке радиометров на Земле и в космосе. Они обусловлены несоответствием
масштабов пространственно-временных осреднений судовых и спутниковых
данных, ошибками географической привязки спутниковых наблюдений, на-
личием «скин-пленки», изменяющей излучательную способность водной по-
верхности, а также естественной пространственно-временной изменчивостью
перепада температуры в пограничном слое океана и характером изменения
вертикального профиля температуры в суточном термоклине. Последнее cвя-
зано с тем, что спутниковый ИК-радиометр измеряет температуру слоя воды
толщиной менее 50 мкм, тогда как контактные измерения (например с помо-
щью БИПТ) относятся к слою в несколько десятков сантиметров. Наилучшие
результаты сравнения данных спутниковых и контактных измерений ТПО
получаются для ночного времени, областей интенсивного ветрового и кон-
вективного перемешивания, однородных по горизонтали водных масс. Наи-
большие различия следует ожидать для фронтальных зон, апвеллингов, а
также для дневного времени в штилевую погоду в условиях интенсивного
солнечного прогрева, когда амплитуда суточного хода температуры воды в
самом верхнем слое может достигать 2 – 3°С. Исследования [8], выполнен-
ные во многих экспедициях, показали, что интенсивный солнечный прогрев
верхнего слоя океана повсеместно начинается приблизительно в 10 ч по ме-
стному времени, достигая своего максимума к 14 – 15 ч. Затем «тепловая
волна» распространяется в более глубокие слои, постепенно выравнивая тем-
пературу воды по всей толще квазиоднородного слоя. После 21 – 22 ч даже
при наличии слабого ветрового перемешивания температура поверхности
океана с ошибкой не более 0,1 – 0,2°С соответствует температуре квазиодно-
родного слоя. Поскольку в большинстве океанологических задач требуется
знать температуру квазиоднородного слоя, наиболее подходящим временем
спутниковых измерений ТПО является период с 22 – 23 ч до восхода Солнца.
Ночные измерения предпочтительнее и с точки зрения уменьшения до 0,1 – 0,2°С
влияния «скин-пленки». В экспериментах [4, 6, 7, 10] средние разности pá tt −−−−
были близки к нулю, что указывает на слабый «скин-эффект». Таким обра-
зом, из совместного анализа многолетней судовой и спутниковой информа-
ции следует, что вышеприведенные алгоритмы восстановления ТПО удовле-
творяют требованиям ВПИК, если радиационные температуры 321 ,, ttt изме-
ряются на ИСЗ с достижимой точностью 0,05 – 0,1°С.
3. Спектральные и интегральные потоки УДР. Угловые распределе-
ния интенсивностей УДР )(ΘI λ∆ в спектральных интервалах λ∆ над подсти-
лающей поверхностью и атмосферой с одинаковыми по горизонтали свойст-
вами не зависят от азимута. Выражение для полусферического потока приоб-
ретает вид
.cossin)(2
2/
0
ΘdΘΘΘIF λ
π
λ π ∆∆ ∫= (1)
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 63
Из анализа наблюдавшихся интенсивностей УДР над Мировым океаном
с ИСЗ «Метеор» в спектральных интервалах 8 – 12 и 3 – 30 мкм следует [8], что
8
128128 10111)()( −−−−
−−−−−−−− ⋅⋅⋅⋅−−−−==== OIΘI [ ] 3
128 018,0)( ΘOI −− ,
8
303303 10115)()( −−−−
−−−−−−−− ⋅⋅⋅⋅−−−−==== OIΘI [ ] 3
303 062,0)( ΘOI −− ,
где λλ ∆∆ IOI ====)( – интенсивности УДР в подспутниковой точке. Величины
)(Θλ∆I представляются слабонелинейными функциями от радиационных
температур )(128 Θt −−−− и )(303 Θt −−−− с относительной ошибкой в доли процента:
[ ])(101,6)(1017,1236,0
)(
)( 2
128
6
128
3
4
128
128 ΘtΘt
ΘTσ
ΘI −
−
−
−−
− ⋅−⋅+=
π
,
[ ])(109,2)(1002,1865,0
)(
)( 2
303
6
303
3
4
303
30-3 ΘtΘt
ΘTσ
ΘI −
−
−
−− ⋅−⋅+=
π
.
Здесь );(2,273)((2,273)( 303303128128 ΘtΘTΘ),tΘT −−−−−−−−−−−−−−−− ++++====++++====
5693,0====σ ·10-10 кВт/(м2 · град4) ― постоянная Стефана – Больцмана.
В расположении экспериментальных точек относительно прямой линии,
удовлетворяющей формуле
3,8022,0)(74,0)( 128303 −−−−−−−−≈≈≈≈ −−−−−−−− ΘΘtΘt ,
не отмечается определенных закономерностей при изменении условий об-
лачности, географической широты, сезона и времени суток. Средняя квадра-
тичная погрешность аппроксимации )(303 Θt −−−− по )(128 Θt −−−− составляет 1,4°С [8],
что не выходит за пределы ошибок измерений радиационных температур на
ИСЗ «Метеор». Слагаемое 0,022Θ учитывает различия в угловых структурах
УДР для спектральных интервалов 8 – 12 и 3 – 30 мкм. Эти различия, за ис-
ключением систематической составляющей «−8,3°С», невелики.
При Θ , выраженном в градусах:
70657cossin3
2/
0
=∫ ΘdΘΘΘ
π
,
получим с учетом обратных преобразований [11]
009,0
101111
102)(
649,2 38
38
128
128 ++++
⋅⋅⋅⋅−−−−
⋅⋅⋅⋅−−−−
==== −−−−
−−−−
−−−−
−−−−
Θ
ΘΘI
F , (2)
032,0
101151
1013,7)(
631,2 38
38
303
303 ++++
⋅⋅⋅⋅−−−−
⋅⋅⋅⋅−−−−==== −−−−
−−−−
−−−−
−−−−
Θ
ΘΘI
F . (3)
Модельные расчеты [12] показали, что при переходе от интенсивностей
излучения )(ΘI λ∆ к полусферическому потоку λ∆F , зависимости коэффици-
ентов соответствующих регрессий от угла Θ – слабые. Учет этих зависимо-
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 64
стей несущественен: погрешность восстановления λ∆F по λ∆I не превышает
1%. В размерности кВт/(м2
·ср) [13] получим вместо (2) и (3)
009,0649,2 128128 +≈ −− IF , (4)
032,0631,2 303303 +≈ −− IF . (5)
В обозначениях принимается для подспутниковой точки λλ ∆∆ IOI ====)( .
При этом
616,0
128303 175,1 −−−−−−−− ==== FF (кВт/м2). (6)
Интегральный ≈≈≈≈2( λ∆ 3 – 50 мкм) полусферический поток УДР ====cnF
303−−−−==== CF . Среднее значение множителя С = 1,056 при стандартной ошибке
0,01 определено на основе данных, полученных с ИСЗ «Космос-45, -65» [14].
На океанографическом спутнике «Космос-1151» [13] наблюдения осуществ-
лялись в десяти спектральных полосах с заданными центрами и шириной.
Интенсивности УДР в первых пяти из них хорошо коррелируют между собой
и особенно с суммой );(
5
1
ΘI
j
j
j∑
=
=
для канала 07,11====λ мкм коэффициент корре-
ляции η = 0,994. Данные для спектральных каналов )(128 ΘI −−−− , )(5,125,10 ΘI −−−− и
)(
5
ΘI
j
j∑ представлены (рис. 1) средними значениями, полученными из 2063
отдельных измерений по 26 – 58 в серии в различных широтных зонах Земли
между 65° с. ш. – 65° ю. ш. Формулы
)(753,1)( 5,125,10128 ΘIΘ −−−−−−−− ≈≈≈≈I и )(43,3)(
5
1
128 ΘIΘI
j
j∑
=
− ≈
являются уравнениями прямых (рис. 1), проведенных через нулевую точ-
ку и по средним значениям 02400,0128 ====−−−−I , 01370,05,125,10 ====−−−−I ,
00705,0====∑∑∑∑
I кВт/(м2·ср). Для всей совокупности данных средняя квадра-
тичная погрешность ====iσ 0,00030 кВт/(м2
·ср). Интенсивности УДР I ′и I" в
спектральных интервалах 3,113,10 −−−− и 5,125,11 −−−− мкм равны соответственно
0,4976 и 0,5024 квт/(м2
·ср). Следовательно,
)(5,3)(5,3)( 5,125,113,113,10128 ΘIΘIΘI −−− ′′≈′≈ , (7)
а средняя квадратичная погрешность восстановления по формуле Планка ра-
диационных температур )(Θt′ и )(Θt ′′ составит ~ 2°С.
Независимо от условий облачности, географической широты, сезона и
угла Θ суточный ход УДР над морями и океанами не обнаруживается. Этот
вывод по материалам наблюдений с ИСЗ «Метеор-1, -2» [8] подтвержден
данными с ИСЗ «Nimbus-7» [15], который находился на солнечно-синхронной
орбите и пересекал экватор в 12 и 24 ч по местному времени. В области Ми-
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 65
рового океана 60° с. ш. – 60° ю. ш. в течение 5 лет отношение ====íî÷üäåíü )()( / ñnñn FF
= 1,012 с разбросом ±0,0077.
Р и с. 1. Соотношения средних широтных интенсивностей УДР: )(128 ΘI −−−− с 5,125,10 −−−−I )I)((Θ
и )(128 ΘI −−−− с )II()(
5
1
ΘI
j
j
j∑
=
=
[10-5кВт/(м2·ср)] для Северного (1) и Южного (2) полушарий
Земли (наблюдения с ИСЗ «Космос-45» (сентябрь 1964 г.) и «Космос-65» (апрель 1965 г.) [14])
4. Эффективная облачность. Параметры модели. Интегральные (по
спектрам 0,3 – 3 и 3 – 50 мкм) средние суточные полусферические альбедо Aj
и УДР Fj определяют для СОА основные свойства эффективной облачности
=ЭО
minmax FF
FF
AA
AA
c
cnc
c
ccn
−−−−
−−−−====
−−−−
−−−−
(8)
отражать в космическое пространство солнечную радиацию и экранировать
длинноволновое излучение с поверхности океана.
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 66
Не имеющие межгодовых колебаний альбедо cA , maxA определяются
средними дневными величинами hsin ( h – высота Солнца) соответственно
при 0ÝÎ ======== nf и сплошной )1( ====n облачности с максимальной относи-
тельной оптической плотностью )1( ====f [4]. Второе условие )1ÝÎ( ======== nf ,
при котором потоки коротковолновой 33,0( 1 −−−−≈≈≈≈λ∆ мкм) радиации на по-
верхности океана равны нулю, реализуется при полностью закрывающих не-
босвод слоисто-дождевых ( )Ns и кучево-дождевых )(Cb облаках, если из
них выпадают ливневые осадки большой интенсивности. Верхние границы
Cb достигают уровня тропопаузы, а вершины кучево-дождевых «лысых»
облаков )calvCb ( пробивают тропопаузу и проникают в стратосферу. Мощ-
ности кучево-дождевых облаков над океанами возрастают по направлению к
экватору.
Длинноволновая радиация (∆λ2 ≈ 3 – 50 мкм), излучаемая в космос таки-
ми облаками, подобна излучению абсолютно черного тела, имеющего темпе-
ратуру этих облаков на их верхней границе. Максимальные cF и минималь-
ные minF потоки УДР, соответствующие условиям ЭО = 0 и ЭО = 1, парамет-
ризованы по ТПО [4] с учетом ее высокой коррелируемости с температурой
воздуха на уровне тропопаузы [16].
Для свободной ото льда поверхности Мирового океана
−
−−−=
−
−−+=
.)(
,)(
max
min
min
max
c
ccn
cc
*
cn
c
cnc
cc
*
cn
AA
AA
FFFF
FF
FF
AAAA
(9)
С учетом параметризаций )(),(),( minmax tFhAhA c и )(tFc [4, 16] исследованы
точности переходов в (9) *
cncn AF →( и )*
cncn FA → при всех возможных коле-
баниях ТПО (t = 0 … 30°С) и количества облаков (n = 0 … 1). По данным, по-
лученным широкосекторными приборами ИСЗ NOAA и «Nimbus» за 1974 –
1983 гг. в виде средних месячных фактических cncn FA , и восстановленных ,*
cnA
*
cnF величин для 1229 квадратов 500 × 500 км2
в широтной зоне 63° с.ш. – 63° ю.ш.
Мирового океана, средние квадратичные ошибки 6,02,0 ≤≤≤≤≤≤≤≤ F∆σ МДж/(м2·сут),
а .025,0008,0 ≤≤≤≤≤≤≤≤ A∆σ Осредненные по всему массиву )1229( ====N «сдвиги»
Ncncncn FAA ])([ *−−−− и Ncncncn AFF )]([ *−−−− близки к нулю. Распределение этих раз-
ностей по заданным интервалам наблюдений Ni описывается нормальным
законом [4].
Величины cnF вычисляются также по интенсивностям излучений в под-
спутниковой точке IOI ′=′ )( спектрального канала 10,3 – 11,3 мкм при про-
извольных условиях облачности и ТПО t. Метод основан на существовании
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 67
тесных природных связей (коэффициенты корреляций 0,96 – 0,98) между ин-
тенсивностями УДР 303128 ,, −−′ III и полусферическим потоком cnF (см. раз-
дел 3). Для перехода )()( OtΘt ′→′ используем из раздела 2 четвертое по по-
рядку уравнение
36,27
36,27
102281
)(10228
)(
Θ
ΘttΘ
Ott −
−
⋅+
′+⋅=′=′ , (10)
согласно которому при любых Θ и ТПО t разности C2)()( °≤′−′
t
OtΘt , что
подтверждается данными спутниковых наблюдений ([8, 14], рис. 1). На осно-
вании функции Планка
1
)(273
1334
exp
817,0
)(
−
′+
=′=′
Ot
OII (11)
в диапазоне заданных значений 30° −≥′≥ )(Ot 50°С по формулам (11), (7), (4)
и (6) осуществим переходы:
303303128128 056,1)()( −−−− =→→→→′→′ FFFFIOIOt cn .
В результате с ошибкой ====
cnF∆σ 2,01,0 −−−− МДж/(м2·сут) получим
.185,05,20 tFcn ′+= (12)
С учетом параметризаций )(tFc и )(min tF [4, 16] найдем из (8), (12) уни-
версальные соотношения:
ЭО ,FtDtB cn)()( −= (13)
)185,05,20()()(ÝÎ ttDtB ′+−= , (14)
,185,0/5,20
)(
)(ÝÎ
−
−
−=′
tD
tB
t (15)
где
)()(
)(
)(
min tFtF
tF
tB
c −
= c и
)()(
1
)(
min tFtF
tD
c −
= .
Величины ,t′ I ′ и cnF в размерностях °С, кВт/(м2
·ср) и МДж/(м2
·сут) со-
ответственно представлены в левой части табл. 1; параметры модели )(tB и
)(tD для ЭО, соответствующие климатическим значениям ТПО t, приведены
в ее центральной части; справа даны значения t′ и cnF для ЭО = 0 и ЭО = 1.
В «текущих» расчетах 1 ≥ ЭО ≥ 0 (рис. 2 и 3) информацию по ТПО t, соответ-
ствующую времени и координатам измерений радиационных температур t′ ,
находим из данных климатического банка [4].
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 68
Т а б л и ц а 1
Параметры модели для эффективной облачности
ЭО = 0 ЭО = 1
t',°С I ′ cnF t,°С )(tB )(tD
t',°С cnF t',°С cnF
– – – -22,5 1,984 0,1380 -33,1 14,4 -72,3 7,1
30 0,01015 26,4 -10 1,894 0,1060 -14,2 17,9 -65,2 8,4
20 0,00873 24,3 -5 1,858 0,0948 -4,9 19,6 -61,9 9,1
10 0,00743 22,3 0 1,809 0,0847 4,6 21,4 -59,2 9,6
0 0,00626 20,3 5 1,747 0,0758 13,8 23,0 -57,5 10,2
-10 0,00520 18,4 10 1,672 0,0681 21,9 24,6 -57,5 9,9
-20 0,00425 16,6 15 1,584 0,0616 28,2 25,7 -59,6 9,5
-30 0,00341 14,8 20 1,483 0,0563 31,5 26,3 -64,4 8,6
-40 0,00270 13,1 25 1,369 0,0522 31,0 26,2 -72,6 7,1
-50 0,00210 11,4 30 1,242 0,0493 25,4 25,2 -84,3 4,9
Р и с. 2. Номограмма для расчета эффективной облачности по ТПО t и УДР Fcn (см. пояснения
в тексте на с. 13, 14)
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 69
Р и с. 3. Номограмма для расчета эффективной облачности по ТПО t и радиационной темпера-
туре t' в подспутниковой точке (спектральный канал 10,3 – 11,3 мкм) (см. пояснения в тексте
на с. 13, 14)
5. Эффективная облачность. Климат и изменчивость. Формулы (13) и
(14) иллюстрируют равноточные )02,0( ÝÎ ≈∆δ способы расчета ЭО: по ТПО t
и cnF ; по ТПО t и t′ . Общие решения этих задач представлены на рис. 2 и 3 в
виде номограмм.
Зависимости cnF и радиационных температур t′ от ТПО при фиксиро-
ванных ЭО являются сложными. На левой части графиков (рис. 2 и 3) видно,
что cnF и t′ увеличиваются с ростом ТПО; следующие сравнительно не-
большие участки с максимальными значениями t′ и cnF характерны в основ-
ном для «сухих» районов Мирового океана, где const)((max) 1 ≈≈′ tft и
const.)((max) 2 ≈≈ tfFcn Далее радиационные температуры t′ и интегральные
потоки УДР cnF при всех ЭО уменьшаются с ростом ТПО в связи с тем, что в
области, где ≈≈≈≈t 15 – 30°С, радиационный режим атмосферы над океанами
формируется за счет излучения холодной тропосферы с высоким содержани-
ем в ней водяного пара при возрастании в направлении к экватору мощности
кучево-дождевых облаков [4].
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 70
Формула (15) учитывает (рис. 3) суммарное воздействие ТПО и эффек-
тивной облачности ЭО на формирование поля радиационной температуры t′
в подспутниковой точке спектра 10,3 – 11,3 мкм.
Квадратами и кружочками на рис. 2 и 3 показаны годовые значения
0ÝÎ 31 ====−−−− и 31ÝÎ −−−− , соответствующие безоблачной атмосфере и климатиче-
ским условиям облачности в трех регионах [2, 4]: 1)Мировой океан (63° с. ш.
– 63° ю. ш.); 2) суша + полярные области океанов; 3) Земля как планета.
Расчетные значения 0ÝÎ 31 ====−−−− соответственно при t1 = 24,5°С; t2 = 11,5°С;
t3 = 20,5°С и климатические величины ;36,0ÝÎ;30,0ÝÎ 21 == 32,03ÝÎ = в
точности соответствуют данным многолетних наблюдений ТПО C191 °=t ;
C62 °=t и C153 °=t [2].
В экваториальной области Тихого океана с повышенными количествами
облаков 60,0ÝÎ ≈≈≈≈ и влагосодержания атмосферы величины cnF , по данным
актинометрического радиозондирования на кораблях погоды [17], на уровне
выше тропопаузы достигают значений 13 – 15 МДж/(м2·сут), которые соот-
ветствуют стандартной модели радиационной атмосферы [18] и расчетам по
формуле (12) при типичных для этой области значениях C40...30' °−−=t .
Результирующее влияние эффективной облачности на климат является
охлаждающим [2], увеличивающимся с ростом ЭО. При переходе от ЭО = 0 к
ЭО = 1 радиационные температуры t′ понижаются на 64 и 104°C соответст-
венно при 0====t и t = 25°C (рис. 3), что согласуется с наблюдениями с самоле-
тов и спутников. В тех же условиях разности 8,11min ====−−−− FFc и
19,1 МДж/(м2·сут) (см. обозначения на кривых на рис. 2 при ЭО = 0 и ЭО = 1)
с градиентом 0,185 МДж/(м2·сут) на 1°C перепада .t′
6. Эффективная облачность и парниковые эффекты. При парниковом
эффекте (ПЭ) [2]
cn
n
cn
ns
F
F
QA
QA
−−−−
−−−−
−−−−====
0)1(
)1(
ÏÝ (16)
отношение среднесуточного результирующего длинноволнового излучения с
поверхности океана (суши) ↓↑ −= FFFn к среднесуточной уходящей в косми-
ческое пространство длинноволновой радиации cnF существенно меньше от-
ношения для соответствующих количеств поглощенной солнечной радиации
.QAQA cnns 0)1/()1( −−−−−−−− Произведения íÝÎ)(1 QAQA sns −= и 0QAcn опреде-
ляют солнечную радиацию, отражаемую в атмосферу от поверхности океана
(суши) и в космос от всей системы Земля (океан) – атмосфера; nQQ ,í – соот-
ветственно суммарная солнечная радиация в безоблачной «нормальной» ат-
мосфере [8] при минимальной концентрации аэрозолей и при фактических
условиях облачности; 0Q – внеатмосферная радиация, соответствующая сол-
нечной постоянной 0S = 1367 Вт/м2, полученной за 65 мес непрерывных
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 71
спутниковых измерений. Величины nn FQQQ ,,, í0 и cnF даны в работе [4] в
зависимости от времени года и широты в размерности МДж/(м2·сут).
В модели климата [2] соотношения
ii t012,027,0ÏÝ ++++==== , (17)
2
111 ÝÎ491,0ÝÎ073,0564,0ÏÝ −−−−−−−−==== , (18)
2
222 ÝÎ351,0ÝÎ057,0408,0ÏÝ −−−−−−−−==== , (19)
2
333 ÝÎ351,0ÝÎ060,0516,0ÏÝ −−−−−−−−==== (20)
детализируют роль эффективной облачности в расчетах парниковых эффектов
в трех вышеупомянутых регионах. Для ЭО1–3 = 0; ;30,0ÝÎ 1 ==== 36,0ÝÎ 2 ==== и
32,0ÝÎ 3 ==== по формулам (17) – (20) получим значения ТПО, в точности соот-
ветствующие наблюдавшимся величинам [2, 4]. Эффективная облачность и
парниковые эффекты оказывают громадное влияние на температурный ре-
жим Земли. Лучше всего 1ÏÝ выражен в атмосфере над океанами. Это обу-
словлено меньшим количеством аэрозолей и более высоким содержанием
водяного пара – главного фактора, регулирующего парниковый эффект в
океанической атмосфере.
В ситуациях с ====iÏÝ 0 при 1ÝÎ ====i температура t в трех регионах по-
нижается до –22,5°С [2] – аналоги эпох оледенений, неоднократно происхо-
дивших в истории Земли, которым предшествовали усиления вулканической
активности [19]. Величине C5,22 °−=t в формулах (12) и (15) соответствуют
значения 1,7====cnF МДж/(м2·сут) и C4,72 °−=′t (на рис. 2 и 3 они помечены
крестиками).
Антропогенный парниковый эффект, обусловленный влиянием газов, об-
разующихся от сжигания ископаемого топлива, рассчитывается следующим
образом [2]:
])ÓÄÐ()ÓÊÐ[(0016,0)ÓÊÐÓÄÐ(162,0)ã( 22 ∆∆∆∆∆ −−−−++++++++====t . (21)
При этом имеет место асимметрия аномалий потоков коротко- и длинновол-
новой радиации:
0ÓÄÐÓÊÐ ====++++++++ ∆∆∆ cnR . (22)
Как уже отмечалось, по данным за последние 20 лет непрерывных спут-
никовых измерений [3] глобальные величины ÓÄÐ суммарно увеличились
на 15 Вт/м2; соответственно на 10 Вт/м2 уменьшились значения УКР . К 2002 г.
глобальные радиационные аномалии составили [3]: ,Âò/ì8ÓÄÐ 2++++====∆
22 Âò/ì5,Âò/ì3ÓÊÐ −−−−====−−−−==== cnR∆∆ , что свидетельствует об изменении про-
зрачности атмосферы под влиянием антропогенной компоненты в парнико-
вом эффекте. Эти два обстоятельства связываются с изменением глобального
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 72
климата в сторону его потепления. Подстановкой значений указанных аномалий
в формулу (21) получим C7,0
2
746,0655,0
)ã( °+=+=∆t , что соответствует со-
временным оценкам потепления глобального климата.
Если наблюдаемые в течение последних 20 лет (к 2002 г.) тренды ÓÄÐ∆
и ÓÊÐ∆ сохранятся (см. рис. 3 из работы [2]) или даже усилятся, то во вто-
рой половине XXI в. глобальные температуры воздуха повысятся, но не более
чем на 1,6 – 2,0°С (табл. 4 из работы [2]). Дело в том, что антропогенная по-
правка )(ãt∆ является квадратичной функцией от ÓÄÐ∆ . При относительно
больших значениях этой величины производная [ ]ÓÄÐ/(ã) ∆∆t становится
равной нулю или даже отрицательной за счет роста промышленной и вулка-
нической аэрозольных составляющих парникового эффекта.
Формула, определяющая изменение глобальной приземной температуры
воздуха под влиянием продуктов вулканических извержений, записывается в
виде [2]:
)]ÓÄÐÓÊÐ(00116,0)ÓÊÐÓÄÐ(162,0[)â( 2
â
2
âââ ∆∆∆∆∆ −−−−++++++++−−−−====t . (23)
После извержения вулкана Пинатубо на Филиппинах в августе – сентяб-
ре 1991 г. [2, 3] аномалия âÓÄÐ∆ составила –4,0 Вт/м2, а величина
∆УКРв, наоборот, увеличилась до 7,6 Вт/м2. Региональное понижение тем-
пературы (формула (23)) составило –0,63°С относительно среднего уровня,
равного +0,56°С перед извержением Пинатубо. Суммарное понижение тем-
пературы под влиянием двух факторов
∆t(Σ) = C07,056,063,0)ã()â( °°°°−−−−====++++−−−−====++++ tt ∆∆ .
К марту 1993 г. атмосфера в районе Филиппин вернулась к своему первона-
чальному (до извержения вулкана) состоянию.
Сильные одновременные извержения нескольких вулканов могут не
только полностью компенсировать глобальный парниковый эффект, обуслов-
ленный влиянием промышленных выбросов в атмосферу, но и привести к
полному оледенению Земли при чрезмерной интенсификации вулканической
активности.
Дальнейшие спутниковые исследования должны ответить на вопрос:
служат ли выявленные изменения ÓÄÐ∆ и ÓÊÐ∆ [2, 3] трендами в климати-
ческой системе, обусловленными антропогенными факторами, или они явля-
ются следствием проявления естественных флуктуаций климата [20].
Увеличение парникового эффекта с 0,4500 до 0,4584 эквивалентно по-
вышению глобальной температуры на 0,7°С за 100 лет (формула (17).
7. Эффективная облачность и атмосферные осадки. Черное море. По-
добные друг другу пространственные распределения средних годовых клима-
тических величин эффективной облачности ÝÎ и атмосферных осадков ÀÎ
в одноградусных (по широте и долготе) квадратах на Черном море (рис. 4)
связаны с особенностями атмосферной циркуляции и орографии побережий в
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 73
регионе. Главной причиной высоких значений ÝÎ и ÀÎ является циклони-
ческая активность в атмосфере. В зимне-весенний период преобладающее
количество атлантических и средиземноморских циклонов проходит с запада
на восток над южными районами моря. В указанный период восточные, в
особенности юго-восточные, районы отличаются наибольшим количеством
осадков и эффективной облачности. Причина тому – наличие на пути движе-
ния влагонесущих потоков воздуха гор Кавказа, способствующих задержа-
нию и накоплению влаги в атмосфере. Самым «влажным» на Черном море
является район г. Батуми. Здесь выпадает осадков ~ 250 см/год при ÝÎ ~ 0,65,
что немногим меньше аналогичных величин во влажных тропиках Мирового
океана [4]. Меньше всего осадков 16~ÀÎ( см/год при )20,0~ÝÎ выпадает
в области с координатами 44,5° с. ш.; 31° з. д., где стационируют синоптиче-
ские антициклоны, чередой идущие преимущественно летом с Атлантическо-
го океана на акваторию Черного моря под влиянием Азорского барического
максимума. В прибрежном районе, на крайнем северо-западе, наблюдается
небольшое увеличение осадков за счет термической конвекции.
Р и с. 4. Климатические карты средних годовых величин эффективной облачности ÝÎ и
атмосферных осадков ÀÎ (Черное море)
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 74
Ниже приводится регрессионное соотношение [21]: ,ÝÎ680ÝÎ57AO
2
+−≈
полученное для периодов 1923 – 1940 гг., 1945 – 2002 гг. в интервале значе-
ний C4,134,16 °°°°≥≥≥≥≥≥≥≥ t , определенных с ИСЗ [22]. В целом для всей акватории
Черного моря площадью s климатическая величина 56ÀÎ ====s см/год при
.332,0ÝÎ ====s Для одноградусных квадратов средняя квадратичная погреш-
ность ñì/ãîä.01,1ÀÎ =σ
8. Эффективная облачность. Тропические циклоны и ураганы. Кли-
матические скорости приводного ветра U ~ 25 – 110 км/ч (табл. 2) являются
типичными на океанах при эффективной облачности .6,0ÝÎ ≥≥≥≥
Т а б л и ц а 2
Климатические скорости приводного ветра (км/ч) на океанах [5]
Эффективная облачность
ТПО, °С
0,6 0,7 0,8 0,9 1,0
0 32 32 33 43 74
4 35 35 37 48 80
8 37 37 39 50 82
12 35 39 36 46 77
16 32 31 31 41 74
20 29 28 28 48 78
24 28 28 33 58 94
28 25 29 40 61 110
Радиационные температуры C84...42)( °−−=′ Ot при 8,0ÝÎ ==== – 1
(рис. 3) наблюдаются со спутников и высотных самолетов-лабораторий в
муссонных образованиях, тайфунах и, особенно, в тропических циклонах
при скоростях ветра U ~120 – 200 км/ч. Характеристики самых мощных из
наблюдавшихся тропических циклонов (ураганов) следующие: C84)( °−≈′ Ot
и 1ÝÎ ≈≈≈≈ при C30°°°°≈≈≈≈t (рис. 3). Им соответствуют 200max ≥≥≥≥U км/ч и мини-
мальные значения интегрального (по спектру 3≈≈≈≈ – 50 мкм) потока УДР
(рис. 2):
9,4185,0845,20 ====⋅⋅⋅⋅−−−−====cnF МДж/(м2·сут).
Облачность типа Cb (calv) поднимается до 15000 м, ниже она чередуется
с облаками Ci, Cs, As, Ac, но более плотными в отличие от облаков теплого
фронта; затем располагается слой циклонических Ns. Для этой облачной сис-
темы в целом характерны затяжные интенсивные атмосферные осадки, час-
тые грозы и шквалы [23].
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 75
Тропические ураганы формируются несколько раз в году, преимущест-
венно летом и осенью, на всех океанах (кроме Южной Атлантики) на широ-
тах выше 5° [23]. При экстремальных атмосферных процессах, связанных с
мощными восходящими потоками влажного воздуха, на перифериях тропи-
ческих ураганов формируются сильные горизонтальные вихри [23, 24], кото-
рые движутся со скоростями ≥200 км/ч и приводят на суше к огромным раз-
рушениям, наводнениям, массовой гибели людей и животных в масштабах
отдельных стран и целых регионов. Их опустошительные действия проявля-
ются в западных частях океанов и на восточных берегах материков. Побере-
жья, обращенные к востоку, испытывают особенно опасное воздействие мор-
ских волн, поднимаемых и увлекаемых ветром. Сначала образуется циклони-
ческая зыбь высотой до 10 – 15 м, перемещающаяся по инерции на расстоя-
нии до 1500 км впереди циклона. К ней присоединяется ураганная волна, вы-
званная накоплением воды в центре тропического циклона вследствие кон-
вергенции ветров [23]. Так, мощный тропический ураган Наргис, обрушив-
шийся в мае 2008 г. на Мьянму, унес более 200 тыс. человеческих жизней.
Огромные потери в сентябре 2008 г. принес тропический ураган Айк, про-
несшейся по островам Карибского бассейна и юго-востоку США. Суммарные
потери от стихийных бедствий в 2008 г. составили около 200 млрд. долларов.
Бóльшие потери от природных катаклизмов были лишь дважды – в 1995 и
2005 гг.
Скорости ветра в ураганах над прибрежными районами Испании и юго-
запада Франции в 2009 г. составили ≈ 200 км/ч.
9. Основные результаты. Эффективная облачность рассчитывается на
основе спутниковой информации равноточными методами: по ТПО t и cnF
или по ТПО t и радиационной температуре t′ в спектральном канале 10,3 –
11,3 мкм (формулы (13), (14); рис. 2 и 3).
Величины ТПО и ЭО являются важнейшими характеристиками природ-
ной среды. Они определяют парниковые эффекты, энергетику океана и атмо-
сферы, регулируют атмосферные процессы, формируют климат [2]. По дан-
ным об этих характеристиках на основе спутниковой информации осуществля-
ется климатический мониторинг атмосферных осадков над морями и океанами
[4, 5, 21]; восстанавливаются все компоненты радиационного, теплового и вод-
ного балансов в СОА, исследуется их внутри- и межгодовая изменчивость.
Точность этих расчетов удовлетворяет требованиям ВПИК [1] и «Глобальной
системы наблюдений за океаном», созданных по инициативе МОК [24].
Установлены связи между эффективной облачностью и парниковыми эф-
фектами в различных регионах Земли.
Под влиянием изменчивости парниковых эффектов, обусловленных вы-
носами в атмосферу парниковых газов промышленного и вулканического
происхождения, имели место кардинальные перестройки глобальных полей
УКР и УДР за последние 20 лет спутниковых наблюдений.
Получены климатические данные по эффективной облачности и ее из-
менчивости, в частности в тропических циклонах и ураганах.
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 76
В современных условиях суммарный тренд глобальной приземной тем-
пературы воздуха составляет ~ +0,7°С за 100 лет. Во второй половине XXI в.
за счет парниковых газов, образующихся от сжигания ископаемого топлива,
прогнозируется [2] повышение глобальной температуры на 1,6 – 2,0°С.
«Сброс» в космическое пространство радиационной энергии
)10...5(−−−−≈≈≈≈cnR∆ Вт/м2 является естественным условием необходимой защиты
Земли от повышения температуры и прямым следствием реально наблюдае-
мого и прогнозируемого потепления климата. Сокращение в соответствии с
Киотским протоколом промышленных выбросов в глобальную атмосферу
может улучшить ситуацию с климатом.
Если все же во второй половине XXI в. произойдет рост глобальной тем-
пературы больше, чем на 2°С, то процесс изменения климата может стать не-
обратимым. «Исправление» ситуации будет возможным лишь за счет вулка-
нической деятельности, интенсификация которой, однако, может привести к
противоположному результату – полному оледенению Земли [19].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Кондратьев К.Я. Всемирная исследовательская климатическая программа: состояние,
перспективы и роль космических средств наблюдений // Итоги науки и техники. Ме-
теорология и климатология. – М.: ВИНИТИ, 1982. – 8. – 276 с.
2. Тимофеев Н.А. Парниковый эффект атмосферы и его влияние на климат Земли (спут-
никовая информация) // Морской гидрофизический журнал. – 2006. – № 6. – С. 13 – 28.
3. Головко В.А. Глобальное перераспределение составляющих радиационного баланса
Земли // Исследование Земли из космоса. – 2003. – № 6. – С. 51 – 62.
4. Тимофеев Н.А., Юровский А.В. Радиационные, тепло- и водобалансовые режимы океа-
нов. Климат и изменчивость. – Севастополь: НПЦ «ЭКОСИ-Гидрофизика», 2004. –
256 с.
5. Тимофеев Н.А., Юровский А.В. О климатическом спутниковом мониторинге внешнего
теплового баланса океанов и Черного моря // Морской гидрофизический журнал. –
2007. – № 6. – С. 59 – 75.
6. Тимофеев Н.А. Анализ алгоритмов восстановления температуры поверхности океана на
основе наблюдений с оперативных спутников NOAA/ERS-1 // Исследование Земли из кос-
моса. – 1992. – № 3. – С. 35 – 41.
7. Тимофеев Н.А. Методы и результаты спутникового мониторинга Атлантического океа-
на // Гидрофизика Тропической Атлантики. – Киев: Наук. думка, 1993. – С. 51 – 74.
8. Тимофеев Н.А. Радиационный режим океанов. – Киев: Наук. думка, 1983. – 247 с.
9. Фетт В. Атмосферная пыль. – М.: Иностр. лит., 1961. – 336 с.
10. Гришин Г.А., Тимофеев Н.А., Калинин Е.И. и др. Спутниковый мониторинг средизем-
ных морей в оптическом диапазоне спектра // Исследование Земли из космоса. – 1992. –
№ 6. – С.45 – 54.
11. Тимофеев Н.А., Каба М.Л. Атмосферные процессы. Взаимодействие океана и атмосфе-
ры // Тропическая Атлантика. Регион Гвинеи. – Киев: Наук. думка, 1988. – С. 13 – 68.
12. Mororette I.I., Deschamps P.Y., Fouquart Y. Outgoing long wave flux from sounders radi-
ances // Ann. Meteorol. – 1982. – № 18. – P. 39 – 41.
13. Тимофеев Н.А. Соотношения между интенсивностями уходящей в космос радиации в
различных участках ИК-спектра // Морской гидрофизический журнал. – 1988. – № 1. –
С. 41 – 46.
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2010, № 6 77
14. Инфракрасное излучение Земли в космос / Ю.Г. Андрианов, И.И. Караваев, Ю.П. Са-
фонов и др. – М.: Сов. радио, 1973. – 112 с.
15. Kyle H.L., Ardanuy P.E., Hurley E.I. The Nimbus-7 Earht Radiation Budget data set. – Wash-
ington: NASA, 1985. – 248 p.
16. Маховер З.М. Климатология тропопаузы. – Л.: Гидрометеоиздат, 1983. – 255 с.
17. Зайцева Н.А., Костяной Г.Н. Меридиональные изменения длинноволновой радиации в
атмосфере над Тихим океаном (по данным кораблей погоды) // Изв. АН СССР. Физика
атмосферы и океана. – 1966. – 2, № 12. – С. 1235 – 1252.
18. Зайцева Н.А., Костяной Г.Н., Шляхов В.И. Модель стандартной радиационной атмо-
сферы (длинноволновая радиация) // Метеорология и гидрология. – 1973. – № 12. –
C. 24 – 34.
19. Джон Б., Дербишер Э., Янг Г. и др. Зимы нашей планеты. – М.: Мир, 1982. – 333 с.
20. Bottomley M., Folland C.K., Hsivng J. et al. Global ocean surface temperature Atlas // A joint
project of the Meteorological Office and Massachusetts Institute of Technology, 1990.
21. Тимофеев Н.А., Юровский А.В. Климатический мониторинг атмосферных осадков и
радиации на Черном море по спутниковым данным // Морской гидрофизический жур-
нал. – 2009. – № 1. – С. 68 – 84.
22. Бабий М.В., Букатов А.Е., Станичный С.В. Температура поверхности Черного моря по
спутниковым данным 1986 – 2002 гг. – Севастополь: МГИ НАН Украины, 2005. – 264 с.
23. Педелаборд П. Муссоны. – М.: Иностр. лит., 1965. – 195 с.
24. Коротаев Г.К., Еремеев В.Н. Введение в оперативную океанографию Черного моря. –
Севастополь: НПЦ «ЭКОСИ-Гидрофизика», 2006. – 381 с.
Морской гидрофизический институт НАН Украины, Материал поступил
Севастополь в редакцию 29.04.09
После доработки 15.06.09
АНОТАЦІЯ Температура води верхнього шару океану та ефективна хмарність (хмарність з
одночасним урахуванням її кількості та оптичної густини) є найважливішими характеристика-
ми природного середовища. Вони визначають парникові ефекти, енергетику океану та атмо-
сфери, регулюють клімат. За даними про ці характеристики на основі супутникової інформації
відновлюються всі компоненти радіаційного, теплового і водного балансів в системі океан –
атмосфера, досліджується їх внутрішньо- і міжрічна мінливість. У цій роботі описуються ме-
тоди розрахунку ефективної хмарності за температурою поверхні океану і радіаційною темпе-
ратурою в спектральному каналі 10,3 – 11,3 мкм. Розвиток цих досліджень пов'язаний з про-
гресом супутникової гідрофізики: інформація, одержувана з космосу, стає все більш точною,
регулярною і глобальною.
ABSTRACT Sea surface temperature and effective cloudiness (including simultaneous consideration
of its quantity and optical density) are the most important characteristics of natural environment. They
determine greenhouse effects, ocean and atmosphere energetics, regulate climate. Satellite derived
data on these characteristics permit to reconstruct all the components of radiative, heat and water
balances in the ocean – atmosphere system and to study their intra- and inter-annual variability. The
methods of calculation of effective cloudiness using sea surface temperature and radiation tempera-
ture in the spectral interval 10.3 – 11.3 µm are described in the paper. Development of these investi-
gations is connected with progress of satellite hydrophysics: satellite derived information is becoming
increasingly accurate, regular and global.
|
| id | nasplib_isofts_kiev_ua-123456789-56789 |
| institution | Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| issn | 0233-7584 |
| language | Russian |
| last_indexed | 2025-12-07T17:00:03Z |
| publishDate | 2010 |
| publisher | Морський гідрофізичний інститут НАН України |
| record_format | dspace |
| spelling | Тимофеев, Н.А. 2014-02-23T23:07:37Z 2014-02-23T23:07:37Z 2010 Исследование океанической облачности по спутниковым наблюдениям в спектральном канале 10,3 – 11,3 мкм / Н.А. Тимофеев // Морской гидрофизический журнал. — 2010. — № 6. — С. 58-77. — Бібліогр.: 24 назв. — рос. 0233-7584 https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/56789 551.46 + 551.571 Температура воды верхнего слоя океана и эффективная облачность (облачность с одновременным учетом ее количества и оптической плотности) являются важнейшими характеристиками природной среды. Они определяют парниковые эффекты, энергетику океана и атмосферы, регулируют климат. По данным об этих характеристиках на основе спутниковой информации восстанавливаются все компоненты радиационного, теплового и водного балансов в системе океан – атмосфера, исследуется их внутри- и межгодовая изменчивость. В настоящей работе описываются методы расчета эффективной облачности по температуре поверхности океана и радиационной температуре в спектральном канале 10,3 – 11,3 мкм. Развитие этих исследований связано с прогрессом спутниковой гидрофизики: информация, получаемая из космоса, становится все более точной, регулярной и глобальной. Температура води верхнього шару океану та ефективна хмарність (хмарність з одночасним урахуванням її кількості та оптичної густини) є найважливішими характеристиками природного середовища. Вони визначають парникові ефекти, енергетику океану та атмосфери, регулюють клімат. За даними про ці характеристики на основі супутникової інформації відновлюються всі компоненти радіаційного, теплового і водного балансів в системі океан – атмосфера, досліджується їх внутрішньо- і міжрічна мінливість. У цій роботі описуються методи розрахунку ефективної хмарності за температурою поверхні океану і радіаційною температурою в спектральному каналі 10,3 – 11,3 мкм. Розвиток цих досліджень пов'язаний з прогресом супутникової гідрофізики: інформація, одержувана з космосу, стає все більш точною, регулярною і глобальною. Sea surface temperature and effective cloudiness (including simultaneous consideration of its quantity and optical density) are the most important characteristics of natural environment. They determine greenhouse effects, ocean and atmosphere energetics, regulate climate. Satellite derived data on these characteristics permit to reconstruct all the components of radiative, heat and water balances in the ocean – atmosphere system and to study their intra- and inter-annual variability. The methods of calculation of effective cloudiness using sea surface temperature and radiation temperature in the spectral interval 10.3 – 11.3 μm are described in the paper. Development of these investigations is connected with progress of satellite hydrophysics: satellite derived information is becoming increasingly accurate, regular and global. ru Морський гідрофізичний інститут НАН України Морской гидрофизический журнал Спутниковая гидрофизика Исследование океанической облачности по спутниковым наблюдениям в спектральном канале 10,3 – 11,3 мкм Дослідження океанічної хмарності за супутниковими спостереженнями в спектральному каналі 10,3 – 11,3 мкм Investigation of oceanic cloudiness using satellite observations in the spectral interval 10.3 – 11.3 µm Article published earlier |
| spellingShingle | Исследование океанической облачности по спутниковым наблюдениям в спектральном канале 10,3 – 11,3 мкм Тимофеев, Н.А. Спутниковая гидрофизика |
| title | Исследование океанической облачности по спутниковым наблюдениям в спектральном канале 10,3 – 11,3 мкм |
| title_alt | Дослідження океанічної хмарності за супутниковими спостереженнями в спектральному каналі 10,3 – 11,3 мкм Investigation of oceanic cloudiness using satellite observations in the spectral interval 10.3 – 11.3 µm |
| title_full | Исследование океанической облачности по спутниковым наблюдениям в спектральном канале 10,3 – 11,3 мкм |
| title_fullStr | Исследование океанической облачности по спутниковым наблюдениям в спектральном канале 10,3 – 11,3 мкм |
| title_full_unstemmed | Исследование океанической облачности по спутниковым наблюдениям в спектральном канале 10,3 – 11,3 мкм |
| title_short | Исследование океанической облачности по спутниковым наблюдениям в спектральном канале 10,3 – 11,3 мкм |
| title_sort | исследование океанической облачности по спутниковым наблюдениям в спектральном канале 10,3 – 11,3 мкм |
| topic | Спутниковая гидрофизика |
| topic_facet | Спутниковая гидрофизика |
| url | https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/56789 |
| work_keys_str_mv | AT timofeevna issledovanieokeaničeskoioblačnostiposputnikovymnablûdeniâmvspektralʹnomkanale103113mkm AT timofeevna doslídžennâokeaníčnoíhmarnostízasuputnikovimisposterežennâmivspektralʹnomukanalí103113mkm AT timofeevna investigationofoceaniccloudinessusingsatelliteobservationsinthespectralinterval103113μm |