Диссертация (1145308), страница 55
Текст из файла (страница 55)
Размеры облачного поля при этом соизмеримы с размерами циклона.Поскольку циклоническая деятельность является характерной чертой атмосфернойциркуляции в умеренных широтах, приведенные выше данные указывают на тесную связьмежду полями облачности и давления. Эта связь подтверждается широтной и сезоннойзависимостью количества облаков. Согласно данным, приведенным Хромовым и Петросянцем[Хромов и Петросянц, 1994], среднегодовое количество облаков увеличивается от высоких ксредним широтам и достигает максимума в зоне 50-70° как северного, так и южного полушарий(66−68%над материками и 74−78% над океанами в северном полушарии; в южном этивеличины составляют, соответственно, ~63% и ~80%).
Увеличение облачности в указаннойобласти обусловлено интенсивной циклонической деятельностью на этих широтах. Минимумоблачности имеет место в зоне 20−30°, где формируются субтропические антициклоны. Врегионах, находящихся под влиянием циклонов (например, в Европе), максимальнаяоблачность наблюдается в холодные месяцы, когда циклоническая деятельность наиболееинтенсивна. Таким образом, поле облачности во внетропических широтах тесно связано сразвитием динамических процессов.5.3.
Облачность в умеренных широтах северного и южного полушарий по даннымМеждународного спутникового проекта по климатологии облачности ISCCP5.3.1. Временные вариации нижней облачности за период наблюдений ISCCPПриведенные выше данные показывают, что облачные поля, наблюдаемые со спутника вовнетропических широтах, обусловлены в значительной степени синоптическими объектами(областями пониженного давления – циклонами и ложбинами) и системами их фронтов. Этопозволяет предположить, что корреляция между аномалиями облачности на этих широтах ипотоками ГКЛ, обнаруженная на десятилетней временной шкале [Svensmark and Friis243Christensen, 1997; Marsh and Svensmark, 2000а, 2000б], объясняется не столько прямымвоздействием заряженных космических частиц на развитие микрофизических процессов воблаках, сколько опосредованным, т.е.
через изменения интенсивности внетропическогоциклогенеза. Действительно, как было показано в предыдущих главах, вариации потоковкосмических лучей солнечного и галактического происхождения, могут влиять на развитиециклонических процессов в нижней атмосфере как на коротковременных шкалах (порядканескольких часов и суток), так и в масштабе 11-летнего солнечного цикла. Всплески солнечныхпротонов с энергиями, достаточными для проникновения в стратосферу, способствуют болееинтенсивной регенерации циклонов на арктических и антарктических фронтах (глава 2).Уменьшения интенсивности потоков ГКЛ (Форбуш-понижения), наоборот, сопровождаютсяослаблением циклонов в умеренных и субполярных широтах с одновременным усилениемантициклонических процессов (глава 3). В главе 4 показано, что в связи с ростом потоков ГКЛимеет место усиление циклонических процессов на полярных фронтах умеренных широт приусловиях сильного циркумполярного вихря.
Эти данные косвенным образом указывают на то,что связь аномалий нижней облачности и интенсивности ГКЛ в масштабе 11-летнегосолнечного цикла [Marsh and Svensmark, 2000] реализуется через изменения динамическихпроцессов в нижней атмосфере. Для проверки данного предположения рассмотрим временнойход нижней облачности в умеренных широтах северного и южного полушарий и сопоставим ихс изменениями интенсивности циклонических процессов, а также рассмотрим эволюциюкорреляционных связей между указанными характеристиками и вариациями ГКЛ.В качестве экспериментальной базы для исследования были использованыданныеМеждународного спутникового проекта по климатологии облачности ISCCP (InternationalSatellite Cloud Climatology Project) [Rossow et al., 1996].
Исследования облачности в рамкахуказанного проекта были начаты в 1983 году и продолжались по декабрь 2009 года. Данные осостоянии облачности получались на основе измерений, проводимых с пяти геостационарныхспутников, расположенных над экватором (долготы 0°, 65°E, 140°E, 135°W и 75°W), и двухполярно-орбитальных спутников с пространственным разрешением 4−7 км. Измеренияпроводились в двух спектральных каналах: видимом (λ ≈ 0.6 мкм) и инфракрасном (λ ≈ 11мкм), позволявшем проводить измерения в ночное время; временное разрешение составляло 3часа.
Это позволило собрать детальную информацию о состоянии облачного покрова (общемколичестве облаков, количестве облаков различных ярусов и форм), давлении и температуре наверхней границе облаков, альбедо и других характеристиках за достаточно длительный периодвремени. Таким образом, в настоящее время архив ISCCP представляет собой наиболее полнуюбазу спутниковых данных по характеристикам облачности, охватывающую период более 25лет.244Для данного исследования использовались среднемесячные значения количества нижнейоблачности, а также аномалий количества нижней облачности из архива ISCCP-D2(ftp://isccp.giss.nasa.gov/pub/data/D2CLOUDTYPES) для области умеренных широт 30−60°северного и южного полушарий. В зависимости от давления на верхней границе облака (CP),облачность подразделяется на нижнюю (CP > 680 гПа), среднюю ( 440 гПа < CP < 680 гПа) иверхнюю ( CP > 440 гПа).
Согласно классификации ISCCP нижняя облачность включаеткучевые (cumulus Cu), слоисто-кучевые (stratocumulus Sc) и слоистые (stratus St) облака. Этонесколько отличается от классификации, принятой на метеорологических станциях, согласнокоторой к нижней облачности относятся также слоисто-дождевые облака (nimbostratus Ns)[Хромов и Петросянц, 1994]. Количество облаков при наблюдении со спутника определяетсякак часть площади, занятая облаками и выраженная в процентах от общей площади. Аномалииоблачности рассчитываются как разность между среднемесячным значением количестваоблаков данного типа и его климатическим средним (средним значением для данного месяца завесь интервал наблюдений). В данном исследовании аномалии нижней облачности будемобозначать LCA (Low Cloud Anomalies).Следует отметить, что данные по облачности ISCCP хорошо согласуются с другимиспутниковыми данными (MODIS, UV HIRS, Patmos-X) и данными наземных наблюдений дляумеренных и низких широт (напр., [Чернокульский и Мохов, 2009]).
Наибольшие различиянаблюдаются в области высокихширот (в данном исследовании эта область нерассматривается). Некоторыми исследователями [Evan et al., 2007] отмечалась возможностьпоявления инструментального тренда вследствие зависимости измеряемого количества облаковот угла обзора геостационарного спутника. Тем не менее, как будет показано ниже,долговременные изменения, наблюдаемые в количестве облаков в умеренных широтах,достаточно хорошо согласуются с изменениями циклонической активности, что, по-видимому,свидетельствует о достаточной надежности используемых данных, несмотря на возможныйинструментальный тренд.
Кроме того, при исследовании корреляционных связей междуоблачностью, циклонической активностью и потоками ГКЛ, тренды удалялись.На рис.5.3а представлен временной ход среднемесячного количества нижней облачностив умеренных широтах 30-60° северного и южного полушария по данным архива ISCCP-D2.Видно, что количество нижних облаков больше в южном полушарии, что можно объяснитьболее интенсивным развитием циклонической деятельности над океанами, которые покрываютбóльшую часть южного полушария. Временные вариации количества нижней облачности вобоих полушариях имеют сходный характер и характеризуются четко выраженнымилинейными трендами.
Коэффициент корреляции между количеством облаков в северном июжном полушарии составляет ~0.8 (рис.5.3б), что частично обусловлено наличием трендов.2459065a)b)60Cloud amount NH, %Cloud amount, %8070605040SHNH3055504540R = 0.76351980 1985 1990 1995 2000 2005 2010 2015Years5560657075Cloud amount SH, %8085Рис.5.3. а) Временной ход среднемесячного количества нижней облачности в умеренныхширотах 30-60°N(S) северного и южного полушарий (толстыми линиями показаны линейныетренды и полиномиальное сглаживание количества облаков); б) связь между среднемесячнымизначениями количества нижней облачности в умеренных широтах северного и южногополушарий.Рассмотрим изменения среднемесячных аномалий нижней облачности LCA.
Как видно изрисунков 5.4а и 5.4b, временные изменения LCA, так же как и абсолютных значенийколичества нижних облаков, в северном и южном полушарии в значительной степени подобны.За период наблюдений (1983-2009 гг.) значения LCA заметно уменьшились в обоихполушариях. Отклонения LCA от линейных трендов также обнаруживают значительнуюстепень подобия (рис.5.3c). Коэффициент корреляции между LCA в умеренных широтахсеверного и южного полушарий R составляет 0.82 до удаления трендов, но после удалениятрендов остается достаточно высоким: R = 0.62 (рис.5.3d) при статистической значимости 0.95согласно оценкам по методу рандомизации фаз (Приложение 2).Следует отметить, что после удаления линейного тренда аномалии нижней облачности вобоих полушариях обнаруживают достаточно четко выраженную вариацию с периодом ~20-тилет (рис.5.4c).
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
