Роль холодных вторжений в теплообмене Японского моря с атмосферой тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.28, кандидат наук Пичугин Михаил Константинович

• Пичугин Михаил Константинович
• кандидат наук
• 2017

Оглавление диссертации кандидат наук Пичугин Михаил Константинович

Введение

Глава 1. Физико-географические особенности Японского моря в

холодный сезон года

2.1. Атмосферная циркуляция и барические системы

2.2. Ветровой режим

2.3. Поверхностные течения и термические фронты Японского моря

2.4. Выводы к главе

Глава 2. Современное состояние исследования теплообмена

Японского моря с атмосферой

1.1. Обзор исследований процессов теплообмена

1.2. Распределение вертикальных потоков явного и скрытого тепла

1.3. Выводы к главе

Глава 3. Данные и методы

3.1. Параметризация вертикальных турбулентных потоков

3.2. Возможности использования спутниковых измерений для оценки вертикальных потоков

3.3. Массивы данных J-OFURO2 и ОАБЬх

3.4. Спутниковое мультисенсорное зондирование холодных вторжений

над морем

Глава 4. Структура и характеристики холодных вторжений над

Японским морем

4.1. Мультисенсорный спутниковый анализ гидрометеорологических условий развития холодных вторжений

4.2. Критерии идентификации вторжений над морской поверхностью

4.3. Внутрисезонная и межгодовая изменчивость активности холодных вторжений

Глава 5. Турбулентный теплообмен моря с атмосферой в холодный

сезон года

5.1. Пространственно-временная изменчивость турбулентного

теплообмена у морской поверхности в холодный сезон года

5.2. Районы интенсивной теплоотдачи в атмосферу

5.3. Вклад холодных вторжений в теплообмен моря

Заключение

Список литературы

ПРИЛОЖЕНИЯ

ПРИЛОЖЕНИЕ А

ПРИЛОЖЕНИЕ Б

ВВЕДЕНИЕ

Перенос тепла на границе раздела океан-атмосфера оказывает существенное влияние на разномасштабные процессы и явления в системе взаимодействующих сред и является одним из ключевых звеньев в задачах прогноза погоды и климата. К важнейшим характеристикам теплового и динамического взаимодействия океана и атмосферы относятся вертикальные турбулентные потоки явного, скрытого тепла и импульса (количества движения). Турбулентные потоки тепла не только являются составляющими теплового баланса поверхности океана, но и количественно определяют разнообразные обратные связи в климатической системе Земли (Лаппо и др., 1990). Не менее важным представляется изучение вклада в средний годовой или сезонный перенос тепла и влаги интенсивными морскими погодными системами (МПС) со штормовым, а порой ураганным ветром и экстремальными вертикальными потоками тепла с морской поверхности (Бортковский, 1983). Это относится и к холодным вторжениям.

Холодным вторжением (ХВ) (в зарубежной литературе «Cold-Air Outbreak» или «Cold Surge»), является быстрая адвекция холодной воздушной массы с континента или c ледяного покрова в более низкие широты. Вторжение возникает в тылу циклонов синоптического масштаба за холодным фронтом, где впоследствии обычно развивается гребень повышенного давления или антициклона (Хромов, Мамонтова, 1974). Как правило, вторжения сопровождаются сильным ветром и возникновением хорошо развитого холодного фронта на линии раздела воздушных масс и охватывает обширные районы, соизмеримые с горизонтальными размерами морей.

Распространение холодного сухого воздуха над относительно теплой морской поверхностью вызывает интенсивный теплоперенос с поверхности в атмосферу за счет турбулентных потоков явного и скрытого тепла. Теоретические и экспериментальные исследования (Марчук и др., 1989; Grossman, Betts, 1990; Bond, Cronin, 2008; Jensen et al., 2011) показали, что во время ХВ над западными пограничными течениями Гольфстрим и Куросио турбулентный теплоперенос в

атмосферу может превышать 1500 Вт/м2. Потоки явного тепла достигают экстремальных значений, превышающих 600-700 Вт/м2 (Brümmer, 1996). Высокие значения обусловлены большой разностью температур поверхности океана и воздуха в приводном слое, которая в районах теплых течений может превышать 20-25°С.

С холодными вторжениями связаны многие климатически значимые процессы в атмосфере и океане, а также неблагоприятные и опасные погодные явления. К таким явлениям, в частности, относятся атмосферные мезоциклоны и тропосферные фронты, часто возникающие над морями средних и высоких широт (Businger, 1985; Gronas, Skeie, 1999), которые сопровождаются резким усилением ветра. Особый интерес представляют полярные циклоны (ПЦ) с относительно малыми горизонтальными размерами (100 - 1000 км) и коротким жизненным циклом (время жизни большинства из них не превышает 24 ч), что затрудняет их идентификацию на картах погоды (Rasmussen, Turner, 2003), особенно в условиях редкой сети станций метеорологических наблюдений. Вместе с тем скорость ветра в ПЦ может достигать 32 м/с и более, что представляет серьезную опасность для транспортных и рыбопромысловых операций в море.

В осенне-зимний период продолжительные ХВ приводят к значительному выхолаживанию морской поверхности. В результате интенсивной отдачи тепла и влаги в атмосферу в океане формируются более холодные и соленые плотные водные массы, обуславливающие конвективное перемешивание в толще вод. Вместе с тем усилению конвекции во время вторжений способствует процесс осолонения при образовании морского льда. Формирование более плотных вод на шельфах и континентальных склонах различных акваторий Мирового океана и их влияние на региональную термохалинную циркуляцию подтверждается многочисленными исследованиями (Marshall, Schott, 1999; Smedsrud et al., 2013; Yasuda, 1997; Muench, 1988; Shcherbina et al., 2004; Talley et al., 2003). В работе (Jensen et al., 2011) показано, что продолжительное (более 5 сут.) холодное вторжение с континента над западным пограничным течением Куросио сопровождается экстремальным турбулентным теплопереносом с морской

поверхности в атмосферу (более 2000 Вт/м2) и может заметно влиять на характеристики субтропической водной массы. Значительное воздействие ХВ на верхний и нижние слои различных акваторий Мирового океана требует рассмотрения внутрисезонных и межгодовых особенностей турбулентного теплообмена во время вторжений над соответствующими районами.

Одной из важнейших проблем в моделировании климата средних и высоких широт является воспроизведение возникающих на фоне холодных вторжений мезомасштабных погодных систем, таких как тропосферные фронты и ПЦ (Rasmussen, Turner, 2003; Kolstad, Bracegirdle, 2008). В работе (Chechin, Pichugin, 2015) отмечена важность повышения адекватности описания в численных моделях прикромочной зоны морского льда и упорядоченной конвекции в пограничном слое атмосферы. Так, например, конвективные облачные гряды, надежно регистрируемые на спутниковых видимых и инфракрасных изображениях во время вторжений над морской поверхностью (Амбрози, Вельтищев и др., 1973; Agee, 1987; Etling, Brown, 1993), отражают процесс валиковой конвекции в пограничном слое атмосферы (ПСА), влияющей на турбулентное перемешивание и потоки тепла у морской поверхности (Liu et al., 2006).

Изложенное выше подчеркивает актуальность задачи исследования структуры и характеристик ХВ над морской поверхностью как явления, достоверно воспроизводимого прогностическими моделями в полях основных гидрометеорологических параметров, так и связанных мезомасштабных особенностей. Исследование долгопериодной изменчивости активности ХВ может способствовать улучшению моделирования климата.

Одним из наблюдаемых в климатических исследованиях противоречий является несоответствие между трендом повторяемости экстремальных холодных вторжений над северными регионами Евразии и Северной Америки и долгопериодной изменчивостью соответствующей приземной температуры (Walsh et al., 2001; Vavrus et al., 2006). За последнее десятилетие отчётливо проявились изменения ряда параметров системы океан-атмосфера, влияющих на интенсивность ХВ. Многочисленные исследования демонстрируют резкое

сокращение площади ледяного покрова в Арктике (Comiso et al., 2008; Screen et al., 2010; Иванов и др., 2013; IPCC Report, 2013), изменчивость типичных траекторий перемещения зимних внетропических циклонов северного полушария (Gulev et al., 2002; Zhang et al., 2004; Simmonds et al., 2008; Rudeva, Gulev, 2011; Tilinina et al., 2014; Vavrus et al., 2013; Crawford, Serreze, 2016), рост случаев экстремальных значений температуры воздуха, скорости ветра, осадков и т.д. Результаты численных экспериментов с климатическими прогнозами показывают сохранение наметившихся тенденций на протяжении всего XXI столетия (Kolstad, Bracegirdle, 2008; Woollings et al., 2012).

Регистрируемые изменения различны для Мирового океана и их влияние на частоту и интенсивность ХВ зависит от рассматриваемого региона. В связи с этим представляется актуальным детальное исследование характеристик и эволюции ХВ над отдельными акваториями. Такой подход позволяет выявить общие закономерности в синоптических условиях возникновения вторжений, изменчивости основных гидрометеорологических параметров, включая турбулентный теплообмен. А также выявить региональные особенности статистических характеристик.

Японское море

В северном полушарии наряду с морями Северной Атлантики, западного сектора евразийской Арктики и северо-западной части Тихого океана выделяют Японское море, над которым повторяемость ХВ высока (Kawamura, 1998; Dorman et al., 2004). Японское море (ЯМ) - глубокое окраинное море с мелкими проливами, расположенное в северо-западной части Тихого океана между азиатским континентом, грядой японских островов и о-вом Сахалин. Климатические условия региона в значительной мере определяются муссонной циркуляцией атмосферы, приводящей в холодный период к частым холодным вторжениям и суровым погодным условиям (Гидрометеорология..., 2003). ЯМ характеризуется широким спектром разномасштабных явлений и процессов в системе океан-атмосфера. Значительная пространственно-временная изменчивость гидрометеорологических параметров, наличие атмосферных и океанических фронтов, теплых / холодных

течений, разнообразие элементов циркуляции вод и пр. позволяют рассматривать Японское море как модель Мирового океана в миниатюре (Ichiye, 1984). Очевидно, что такая особенность отражает преимущества в изучении гидрометеорологических условий бассейна, в том числе процессов взаимодействия океана и атмосферы. Вместе с тем пространственная изменчивость диктует необходимость использования спутниковых измерений, предоставляющих единовременные, площадные данные. Оценка турбулентного теплообмена через водную поверхность также требует использования спутниковых методов.

Начиная с 1952 года, исследованию теплообмена Японского моря с атмосферой посвящено множество работ (Miyazaki, 1952; Алдошина, 1957; Manabe, 1957, 1958; Радзиховская, 1961; Ninomiya, 1964; Малкус, 1965; Kato, Asai, 1983; Kang et al., 1994; Kondo et al., 1994; Park et al., 1995; Hirose et al., 1996; Kawamura, Wu, 1998; Дашко, Варламов, 2002; Scotti, 2005; Dorman et al., 2006). Рассчитанные в них оценки составляющих теплового баланса, включая вертикальные турбулентные потоки явного и скрытого тепла, существенно отличаются. В результате полученные рядом авторов среднегодовые значения суммарного теплообмена бассейна варьируют от -85 до -24 Вт/м2 (знак «-» означает, что морская поверхность отдает тепло в атмосферу), что отчасти объясняется различием применяемых алгоритмов расчета потоков. Кроме того, в большинстве случаев оценки потоков были выполнены по судовым наблюдениям, плотность распределения которых весьма неравномерна как по пространству, так и времени.

В последнее десятилетие спутниковые методы получили широкое распространение в исследованиях процессов взаимодействия океана и атмосферы. Необходимость выполнения регулярных площадных оценок теплообмена на границе раздела двух сред с высоким пространственным и временным разрешением привела к появлению массивов полей вертикальных потоков явного (S) и скрытого (LE) тепла, полученных по данным спутникового дистанционного зондирования, контактных наблюдений и реанализа. В частности, к таким массивам относятся the Japanese Ocean Flux Data Sets with use of Remote Sensing

Observations, version 2 (J-OFURO2, Kubota et al., 2002; Tomita et al., 2010) Токийского университета и the Objectively Analyzed air-sea heat Fluxes (OAFlux, Yu et al., 2008) океанографического института в Вудс-Холе. J-OFURO2 и OAFlux содержат глобальные среднесуточные поля вертикальных потоков S и LE и основных гидрометеорологических характеристик (скорость ветра у морской поверхности, температура поверхности океана, влажность и температура воздуха в приводном слое) с пространственным разрешением 1°х1° и включает огромный массив спутниковой информации за более чем 25 летний период. Потоки рассчитываются по так называемым «балк-формулам» (параметрический метод) с использованием усовершенствованного алгоритма (Fairall et al., 2003) Coupled Ocean-Atmosphere Response Experiment, version 3 (COARE3.0), разработанного на основе пульсационных микрометеорологических измерений в различных районах Мирового океана. Пульсационные измерения считаются наиболее репрезентативными в расчете вертикальных потоков, однако имеющиеся на сегодняшний день данные все еще малочисленны и поэтому не могут служить основой для исследований турбулентного теплообмена как всего Мирового океана, так и отдельных морей.

Параметрический метод основан на связи вертикальных потоков с основными гидрометеорологическими параметрами посредством следующих полуэмпирических соотношений:

т = Pa Cd Uz2;

S = CpPa Ct (Ts - Tz) Uz; (1)

LE = LePaCE (qs-qz) Uz.

Cd, Ct, Ce - безразмерные коэффициенты обмена импульсом (коэффициент сопротивления), теплом (число Стентона) и влагой (число Дальтона); pa и cp -плотность и удельная теплоемкость воздуха; Uz, Tz, qz - скорость ветра, температура и удельная влажность воздуха на высоте z; Ts - температура поверхности океана

(ТПО); qs - насыщающая удельная влажность при температуре 7S; Le - удельная теплота парообразования. В указанных выше массивах используется одна и та же схема расчета коэффициентов обмена, учитывающая скорость приводного ветра, атмосферную стратификацию, изменчивость температуры в приповерхностном слое океана и др., однако оценки потоков для отдельных акваторий существенно отличаются. Так в областях западных пограничных течений и их ветвей, включая Японское море, разброс среднегодовых значений турбулентных потоков достигает 30% от средней величины, а для зимнего периода превышает 50% (Jin, Yu, 2013; Valdivieso et al., 2015; Tomita et., 2016). К причинам столь высоких расхождений в оценках потоков исследователи относят существенные отличия в значениях входных гидрометеорологических характеристик. При этом наиболее близкие к рассчитанным по данным стационарных океанических буев оценки среднесуточных потоков S и LE отмечены для массивов J-OFURO2 и OAFlux. Эти данные широко используются, например, в работах (Bourass, 2006; Zeng et al., 2009; Jensen et al., 2011; Smith et al., 2011; Sugimoto, Hanawa, 2011; Yu et al., 2011; Song, Yu, 2012) как для их сравнительного анализа, так и в исследованиях климата.

Важным аспектом в исследовании характеристик ХВ является их обнаружение и идентификация над водной поверхностью. Предложенные ранее критерии (Konrad, Colucci, 1989; Zhang et al., 1997; Dorman et al., 2004; Jeong, Ho, 2005; Vavrus et al., 2006; Kolstad, Bracegirdle, 2008; Park et al., 2011) принципиально отличаются друг от друга, поскольку опираются на различные гидрометеорологические переменные: температуру воздуха у поверхности или на уровне 850 гПа, давление атмосферы, ТПО и др. Часть критериев была разработана для выявления аномально холодной погоды над сушей и для индикации холодных вторжений над океаном они неприменимы. Над океаном изменчивость метеорологических параметров в ходе трансформации холодной воздушной массы значительно больше, чем над сушей, из-за повышенного турбулентного тепло-влагопереноса с морской поверхности и во многом зависит от изменчивости ТПО. Применение различных критериев приводит к существенной неопределенности в оценках как внутрисезонной, так межгодовой изменчивости активности ХВ, в том

числе и над Японским морем. Наиболее перспективным подходом в разработке критерия и анализе характеристик холодных вторжений над океанической поверхностью является комплексирование спутниковых оценок параметров системы океан-атмосфера и данных реанализов нового поколения. С запуском новых спутниковых инструментов и развитием алгоритмической базы восстановления геофизических параметров возможность получения регулярных площадных оценок тепло- и влагообмена в приводном слое атмосферы осуществляется со все более высоким пространственным и временным разрешением. Этот подход систематически применен в данной работе при исследовании ХВ над Японским морем.

Основная цель работы - исследование структуры, характеристик и эволюции холодных вторжений над Японским морем с использованием спутниковых измерений в различных диапазонах длин волн (мультисенсорный подход) и данных реанализа. Особое внимание уделено оценке вклада вторжений в турбулентный теплообмен моря в холодный сезон года.

Для достижения поставленной в диссертационной работе цели решались следующие задачи:

1. Оценить эффективность применения спутникового дистанционного зондирования (по сравнению с ограниченным набором спутниковых и/или контактных измерений) для исследования характеристик ХВ по восстановленным полям основных гидрометеорологических параметров;

2. Сформировать архив мультисенсорных спутниковых данных за 16 холодных сезонов (ноябрь - март) с 2000 по 2016 г. и разработать программные средства для их обработки, анализа и визуализации;

3. Изучить разномасштабные процессы в системе морская поверхность-атмосфера при холодных вторжениях: синоптические условия, упорядоченную конвекцию в пограничном слое атмосферы и изменение характеристик приводного ветра и паросодержания атмосферы в зонах влияния прибрежной орографии и океанических фронтов путем совместного анализа оптических, микроволновых пассивных и активных спутниковых данных;

4. Разработать критерии идентификации ХВ по спутниковым данным;

5. Изучить общие закономерности и региональные особенности пространственно-временной изменчивости турбулентных потоков явного и скрытого тепла с поверхности Японского моря в атмосферу, оценить их экстремальные значения и определить связь с внутрисезонными и межгодовыми вариациями характеристик ХВ;

6. Оценить вклад ХВ в турбулентный теплообмен моря с атмосферой в холодный сезон года.

Основные положения, выносимые на защиту.

• На основе подготовленного архива мультисенсорных спутниковых данных, охватывающего период 2000-2016 гг., определены характеристики и исследованы структура и эволюция ХВ над Японским морем. Показано, что вторжения, площадь которых больше половины площади моря, характеризуются скоростью приводного ветра W = 10-20 м/с, и паросодержанием воздушной массы в 2-3 кг/м2 у западного побережья моря и 12-15 кг/м2 у восточного.

• За 16 холодных сезонов (ноябрь-март) зарегистрировано 403 ХВ с продолжительностью D от 0,5 до 7 сут. Впервые определено, что наиболее типичны для Японского моря ХВ с D < 1 сут (146 случаев или 36% всех вторжений). Около 30% таких вторжений сопровождалось ветром W > 20 м/с и экстремальным тепло-массопереносом через морскую поверхность.

• Установлено, что синоптическая изменчивость турбулентного теплообмена поверхности моря с атмосферой определяется холодными вторжениями. Величина суммарного потока при этом менялась от 150-200 Вт/м2 до 1000-1400 Вт/м2. Экстремальные значения потока явного тепла достигали 600 Вт/м2 и скрытого тепла 800 Вт/м2.

• Определяющую роль в режиме турбулентного теплообмена поверхности моря с атмосферой играют ХВ. Суммарная продолжительность вторжений в период 2000-2016 г. составляла 17-29% от продолжительности холодных сезонов, однако их вклад в теплоперенос достигал 54%.

Научная новизна результатов, полученных в работе, заключается в следующем:

1. Впервые был построен наиболее полный архив репрезентативных спутниковых данных о характеристиках ХВ над ЯМ за 16 холодных сезонов (ноябрь-март) с 2000 по 2016 гг. Детальное изучение характеристик вторжений обеспечено использованием комплексного подхода анализа измерений данных дистанционного зондирования с современных спутников, апробированных алгоритмов восстановления параметров и данных реанализа.

2. На основе этого архива было выполнено обобщение гидрометеорологических условий возникновения и особенностей эволюции вторжений над морем, вместе с тем полученные сведения позволили предложить критерии идентификации этого метеорологического режима над исследуемым бассейном.

3. На основе массивов полей турбулентных потоков явного (S) и скрытого (LE) тепла между океаном и атмосферой Objectively Analyzed Air-sea Fluxes (OAFlux) и Japanese Ocean Flux Datasets with Use of Remote Sensing Observations (J-OFURO2) изучены как общие закономерности, так и региональные особенности пространственно-временной изменчивости потоков, оценены их экстремальные значения и количественно подтвержден определяющий вклад ХВ в режим турбулентного теплообмена поверхности ЯМ с атмосферой в холодный сезон года.

Достоверность и обоснованность полученных результатов подтверждается: использованием апробированных методов обработки спутниковых данных в различных диапазонах длин волн с пространственным разрешением от 100 м (РСА) до 20-25 км (микроволновые радиометры и скаттерометры) и современных алгоритмов восстановления гидрометеорологических параметров; многолетним опытом дешифрирования спутниковых измерений. При интерпретации учитывались опубликованные результаты численного моделирования мезомасштабной валиковой и ячейковой конвекций в пограничном слое атмосферы. Все количественные оценки турбулентного теплообмена между океаном и атмосферой получены с

использованием репрезентативных источников, опирающихся на согласованные данные спутникового дистанционного зондирования, контактных наблюдений и реанализа. Основные результаты работы опубликованы в рецензируемых зарубежных и отечественных публикациях, неоднократно обсуждались на международных и всероссийских симпозиумах и конференциях.

Научная и практическая значимость определяется возможностью использовать сформированный и пополняемый архив спутниковых оценок гидрометеорологических параметров для уточнения сведений об опасных/неблагоприятных метеорологических явлениях над Японским морем в холодный сезон года; настройки и валидации региональных моделей атмосферной циркуляции, включая адекватное воспроизведение упорядоченной конвекции в ПСА; применения новых критериев идентификации холодных вторжений, учитывающих как синоптические, так и мезомасштабные особенности эволюции процесса над морем. Выявленные региональные особенности режима турбулентного теплообмена поверхности Японского моря с атмосферой необходимо учитывать и в задачах численного моделирования циркуляции вод бассейна, в том числе формирования глубокой конвекции на материковом склоне. Результаты исследования долгопериодной изменчивости повторяемости ХВ могут представлять интерес в исследованиях динамики климатической системы Азиатско-Тихоокеанского региона.

Личный вклад автора

Научные результаты, представленные в диссертационной работе, получены автором самостоятельно или на равных правах с соавторами. Автору принадлежит определяющая роль в изучении и построении методологии анализа характеристик холодных вторжений, формировании архива спутниковых данных, расчетах и интерпретации результатов. Автору принадлежит комплекс программ для систематизации, обработки, анализа и визуализации разнородной спутниковой и сопутствующей информации. Подготовка к публикации основных результатов в рецензируемых российских и международных журналах проводилась совместно с соавторами.

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Роль холодных вторжений в теплообмене Японского моря с атмосферой»

Апробация работы

Основные положения работы доложены на следующих международных и всероссийских симпозиумах и конференциях: Proc. 33rd International Symposium on Remote Sensing of Environment (ISPRS), 2009; Proc. International Geoscience & Remote Sensing Symposium (IGARSS), 2009, 2011; Всероссийской открытой ежегодной конференции "Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса", 2009-2014; 8th IOC/WESTPAC International Scientific Symposium Ocean Climate and Marine Ecosystems in the Western Pacific, 2011; Proc. 92nd AMS Annual Meeting, 18th Conference on Satellite Meteorology, 2012; International Conference «Remote Sensing of Environment: Scientific and Applied Research in Asia-Pacific», 2013; AOGS 11th Annual Meeting, 2014; EUMETSAT Meteorological Satellite conference, 2015. Также материалы диссертационной работы доложены на семинаре лаборатории климатологии ИГ РАН, кафедры гидрометеорологии ДВФУ и заседании Ученого совета Физического направления ИО РАН (ноябрь, 2016).

Отдельные результаты использовались при выполнении проектов по грантам РФФИ, программ фундаментальных исследований ДВО РАН «Дальний Восток» и «Спутниковый мониторинг Дальнего Востока для проведения фундаментальных научных исследований Дальневосточного отделения РАН» и федеральной целевой программы «Мировой океан».

Публикации по теме диссертации

По результатам диссертации опубликовано 24 работы, из которых 8 - статьи, опубликованные в научных изданиях из перечня ВАК и 16 - тезисы докладов на международных и всероссийских симпозиумах и конференциях.

Статьи, опубликованные в изданиях из перечня ВАК: 1. Пичугин М.К., Митник Л.М. Холодные вторжения над Беринговым морем: анализ по данным спутниковых микроволновых и оптических измерений, радиозондирования атмосферы и океанических буев // Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса. 2009. Т. 6. № 2. С. 172-179. (РИНЦ, SCOPUS)

2. Пичугин М.К. Взаимодействие океана и атмосферы при холодных вторжениях над Беринговым морем по спутниковым измерениям: возможности радиометра AMSU-A // Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса, 2012. Т. 9. №4. С. 186 - 193.(РИНЦ, SCOPUS)

3. Гурвич И.А., Пичугин М.К. Исследование характеристик интенсивных мезомасштабных циклонов над дальневосточными морями на основе спутникового мультисенсорного зондирования // Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса, 2013. Т. 10. №1. С. 51 -59.(РИНЦ, SCOPUS)

4. Пичугин М.К., Пономарев В.И. Изменчивость потоков явного и скрытого тепла в северо-западной части Японского моря в холодный период года // Вестн. ДВОРАН. 2013. № 6. C. 22-29. (РИНЦ)

5. ЧечинД.Г., ПичугинМ.К. Холодные вторжения над океаном в высоких широтах и связанные с ними мезомасштабные циркуляции в атмосфере: проблемы численного моделирования // Исследования Земли из космоса. 2015. N. 3. С. 7178. (Chechin D.G., Pichugin M.K. Cold-air outbreaks over the ocean at high latitudes and associated mesoscale atmospheric circulations: Problems of numerical modelling // Izvestiya, Atmospheric and Oceanic Physics. 2015. Vol. 51. No. 9. P. 1034-1050.) (WoS, РИНЦ, SCOPUS)

6. Митник Л.М., Митник М.Л., Чернявский Г.М., Чёрный И.В., Выкочко А.В., Пичугин М.К. Приводный ветер и морской лёд в Баренцевом море по данным микроволновых измерений со спутников Метеор-М No 1 и GCOM-W1 в январе-марте 2013 г. // Исследование Земли из космоса. 2015. N. 6. С. 36-46. (Mitnik L.M., Mitnik M.L., Chernyavsky G.M., Cherny I.V., Vykochko A.V., Pichugin M.K., Zabolotskikh E.V. Sea surface wind and sea ice in the Barents Sea using microwave sensing data from Meteor-M N1 and GCOM-W1 satellites in January-March 2013 // Izvestiya, Atmospheric and Oceanic Physics. 2016. Vol. 52, N. 9. P. 1041-1050.) (WoS, РИНЦ, SCOPUS)

7. Гурвич И.А., Заболотских Е.В., Пичугин М.К. Особенности мезомасштабного циклогенеза над восточным сектором Евразийской Арктики // Современные

проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса. 2016. Т. 13. № 5. С. 227 - 237. (РИНЦ, SCOPUS) 8. Пичугин М.К., Чечин Д.Г. Межгодовая изменчивость характеристик холодных вторжений над Японским морем // Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса. 2016. Т. 13. № 5. С. 238 - 248. (РИНЦ, SCOPUS)

Статьи в научных сборниках:

1. Gurvich I.A., Mitnik L. M., Mitnik M. L., Pichugin M. K. Multisensor satellite study of mesoscale cyclones over the Northern Pacific // Proc. 92nd AMS Annual Meeting, 18th Conference on Satellite Meteorology. New Orleans, LA, USA, 22-26 Jan, 2012. 13В.2 5pp.

2. Mitnik L.M., Gurvich I.A., Pichugin M.K. Satellite sensing of intense winter mesocyclones over the Japan Sea // Proc. IGARSS 2011, Vancouver, 25-29 July 2011. P. 2345-2348. (SCOPUS)

Mitnik L.M., Mitnik M.L., Gurvich I.A., Vykochko A.V., Pichugin M.K., Cherny I.V. Water vapor, cloud liquid water content and wind speed in tropical, extratropical and polar cyclones over the Northwest Pacific Ocean // Proc. IGARSS 2012, Munich, 22-27 July 2012. P.1940-1943. (SCOPUS)

Структура и объем диссертации

Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения, списка литературы из 216 наименований и двух приложений. Работа содержит 171 страницу текста, включая 25 таблиц и 56 рисунков.

Во введении приведен обзор проблем исследования структуры и характеристик холодных вторжений как интенсивных морских погодных систем, сопровождающихся опасными и неблагоприятными метеорологическими явлениями и экстремальным тепло- влагопереносом через морскую поверхность в атмосферу. Обосновывается актуальность выбранной темы. Формулируются основная цель исследования, решаемые задачи, основные положения, выносимые на защиту, достоверность полученных результатов и научная и практическая значимость. Приведено описание структуры диссертации и приводится список опубликованных автором статей по теме диссертации.

В главе 1 приводится описание физико-географических особенностей Японского моря. Рассмотрены характеристики основных центров действия атмосферы, синоптических условий и разномасштабных барических систем, типичных для холодного сезона года над исследуемым бассейном. Особое внимание уделено анализу ветрового режима и поверхностной циркуляции вод моря, в том числе распределения температуры поверхности океана во фронтальных системах, включая субарктический фронт. Обоснована необходимость использования данных спутникового мультисенсорного зондирования для получения количественных оценок гидрометеорологических параметров.

Глава 2 диссертационной работы содержит обзор современного состояния исследования теплообмена поверхности Японского моря с атмосферой. В ней представлены основные результаты оценок турбулентных составляющих теплового баланса морской поверхности, в том числе экстремальных значений в холодный сезон года, и проведен их сравнительный анализ как для сезонов года, так и отдельных месяцев. Обсуждаются причины значительных расхождений в оценках вертикальных потоков и связь холодных вторжений с их экстремальными значениями.

В главе 3 описан параметрический метод расчета вертикальных турбулентных потоков явного и скрытого ^Е) тепла через морскую поверхность с приведением погрешностей оценок при различных гидрометеорологических условиях, в том числе типичных для холодных вторжений над Японским морем. Отражены возможности и преимущества спутниковых измерений в исследованиях разномасштабной изменчивости турбулентного теплообмена. Обосновано применение существующих массивов среднесуточных потоков S и LE, разработанных по данным спутникового дистанционного зондирования, контактных наблюдений и реанализов. Предложена методика мультисенсорного спутникового анализа характеристик холодных вторжений над морем. Приведены основные характеристики используемых в работе спутников и установленных на них приборов.

В Главе 4 представлен детальный анализ структуры, характеристик и особенностей эволюции холодных вторжений за период 2000-2016 гг. в полях облачности, скорости и направления приводного ветра, интегрального содержания водяного пара в атмосфере, водозапаса облаков, интенсивности осадков, температуры поверхности океана, яркостных температур излучения системы подстилающая поверхность-атмосфера в инфракрасном и микроволновом диапазонах длин волн. Доказана эффективность мультисенсорного подхода в изучении разномасштабных процессов системы океан-атмосфера во время вторжений, включая упорядоченную конвекцию в пограничном слое атмосферы и мезомасштабные орографические эффекты усиления / ослабления ветра. На основе сформированного и систематизированного архива спутниковых данных за 16 холодных сезонов с 2000 по 2016 гг. предложены критерии идентификации холодных вторжений над Японским морем. Вместе с тем обсуждаются преимущества и недостатки новых критериев по сравнению с существующими.

В главе 5. рассмотрены как общие закономерности, так и региональные особенности пространственно-временной изменчивости потоков явного и скрытого тепла, оценены их экстремальные значения и определен вклад ХВ в режим турбулентного теплообмена в холодный сезон года.

В Заключении сформулированы основные результаты диссертационной работы.

ГЛАВА 1. ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ЯПОНСКОГО

МОРЯ В ХОЛОДНЫЙ СЕЗОН ГОДА

Японское море - глубокое окраинное море с мелкими проливами, расположенное в северо-западной части Тихого океана между Азиатским континентом, грядой Японских островов и о-вом Сахалин. Климатические условия региона в значительной мере определяются муссонной циркуляцией атмосферы, приводящей в холодный сезон года к суровым погодным условиям над акваториями моря. В главе приведены общие сведения об атмосферной циркуляции дальневосточного региона и барических системах, наблюдаемых над Японским морем в холодный сезон года. Отдельное внимание уделено описанию ветрового режима бассейна, поверхностной циркуляции и термическим фронтам.

1.1. Атмосферная циркуляция и барические системы

На атмосферную циркуляцию Японского моря существенное влияние оказывает крупномасштабная высотная ложбина, являющаяся в зимний период основным элементом структуры

термобарического поля тропосферы над Дальним Востоком (рисунок 1.1). Ее формирование определяется термическим воздействием выхоложенной северовосточной части азиатского континента на характеристики воздушных масс (Руководство по краткосрочным..., 1988). Вместе с тем углублению ложбины способствуют орографические условия Центральной и Восточной Азии и процессы циклогенеза над дальневосточными морями.

100 120 140 160 180

120 140 160

Рисунок 1.1. Карта распределения средних значений геопотенциальной высоты на уровне 500 гПа (Руководство., 1988).

Зимой на акваторию Японского моря распространяется преимущественно сухой и холодный континентальный воздух. Он образуется в области обширного Азиатского антициклона над Монголией, Китаем и Забайкальем, нередко захватывающего районы Якутии и Колымы, где у поверхности Земли также преобладает поле повышенного давления. Последнее является ленско-колымским ядром, представляющим собой низкое холодное барическое образование; периодически оно объединяется с Азиатским антициклоном (Бауман, 1960; Лайдольф, 1978).

На южной периферии дальневосточной высотной ложбины возникает сходимость потоков холодного континентального воздуха и воздушной массы субтропических широт. При распространении высотной ложбины на восточное побережье Китая и Желтое море в районе Японии формируется наиболее активная в северном полушарии планетарная высотная фронтальная зона, характеризующаяся значительными горизонтальными градиентами геопотенциала и температуры и чрезвычайно сильными ветрами. Область сгущения изогипс захватывает Японское море и является благоприятной для возникновения новых циклонов и регенерации циклонов, выходящих с континента. В зимние месяцы такие циклоны при перемещении на северо-восток интенсивно развиваются и часто достигают больших горизонтальных размеров и значительной глубины. Большая их часть выходит в район Алеутских островов, где и формирует алеутскую депрессию.

Таким образом Японское море относится к району активной циклонической деятельности, сопровождающейся опасными и неблагоприятными метеорологическими явлениями.

1.1.1. Южные и континентальные циклоны

Японское море наряду с Восточно-Китайским и Желтым морями входит в район активного циклогенеза в холодное полугодие, где с ноября по март ежемесячно возникает 8-13 циклонов. В холодное полугодие циклоны либо непосредственно

зарождаются над Японским морем, либо выходят сюда с континента или более южных акваторий окраинных морей.

На рисунке 1.2 выделена область циклогенеза над Азиатско-Тихоокеанским регионом в холодный сезон года (Руководство по краткосрочным..., 1988), включающая в себя Восточно-Китайское и Желтое моря, большую часть Японского моря, а также прилегающую к Японии часть Тихого океана. Возникающие здесь циклоны в отечественной литературе называют «южными», поскольку они зарождаются в субтропических широтах и смещаются в более высокие широты. Вместе с тем здесь же происходит регенерация слабых циклонов, смещающихся с азиатского континента.

В холодное полугодие большинство континентальных

циклонов приходит на Японское море из районов, прилегающих к Байкалу, составляя наиболее многочисленную группу. Эту группу, как правило, называют «западными циклонами». Над континентом такие циклоны слабо выражены как в барическом поле у поверхности Земли, так и в поле облачности и осадков. Но когда они выходят на относительно теплую поверхность Японского моря, то вместе

Рисунок 1.2. Район образования южных циклонов в холодное полугодие. В заштрихованной области за сутки до образования циклона появляется ядро высокого давления (Руководство., 1988)

с изменением направления движения на восточное и северо-восточное происходит их углубление и интенсивное развитие.

В работах (Агаркова, 1960; Архангельский, 1956; Воронина, 1986; Тунеголовец и др., 2009) приведены сведения о повторяемости южных циклонов и определена типизация их траекторий. В целом все авторы получили сходные характеристики рассматриваемого процесса, отводя определяющую роль высотным фронтальным зонам региона, обостряющимся под действием высотной ложбины. Однако в

оценке повторяемости циклонов имеют место существенные расхождения (от 30 до 60 южных циклонов в холодный сезон), что может быть связано с различием применяемых методик и выбранного периода исследования.

Особое внимание следует обратить на циклоны, углубляющиеся со скоростью более 1 гПа/ч. В зарубежной литературе их относят к отдельному типу так называемых «взрывных циклонов», сопровождающихся крайне опасными погодными явлениями как в прибрежных районах, так и открытом море (Sanders, Gyakum 1980; Roebber 1984). Исследования (Yoshida, Asuma, 2004; Iwao et al., 2012) показали, что Японское море, наряду с частью Тихого океана восточнее Японии, относится к одному из характерных районов возникновения таких циклонов.

На рисунке 1.3в представлено спутниковое видимое изображение характерного для зимних месяцев южного циклона, вышедшего 15 декабря 2014 г. на Японское море с прибрежной зоны Бохайского залива через северную часть Корейского полуострова. Менее чем за сутки давление в центре (Рц) резко понизилось с 1018 до 988 гПа (рисунок 1.3а, б), что демонстрирует взрывной характер его эволюции. По мере перемещения в северную часть моря циклон углублялся, достигнув стадии максимального развития в 18:00 - 23:00 UTC 16 декабря над Татарским проливом с минимальным Рц = 976 гПа. Прохождение южного циклона над Японским морем сопровождалось штормовым ветром и интенсивными осадками.

Рисунок 1.3. Южный циклон над Японским морем 15-16 декабря 2014 г.: (а) и (б) - карта приземного анализа японского метеорологического агентства за 12:00 UTC 15 декабря и 18:00 UTC 16 декабря, соответственно; (в) - видимое изображение, полученное спектрорадиометром MODIS со спутника Aqua в

4:05 UTC 16 декабря 2014 г.

1.1.2 Холодные вторжения

Климатические условия Японского моря в значительной мере определяются муссонной циркуляцией атмосферы, приводящей в холодный период к суровым погодным условиям (Гидрометеорология..., 2003). Обобщение сведений о климатических погодных режимах и атмосферных процессах в дальневосточных морях выполнено в работах (Сорочан, 1957а, б; Сонькин, 1963; Лисогурский, Петричев, 1980; Глебова, 2002; Шатилина, Анжина, 2011). Ряд авторов (Ninomiya, 1968; Kawamura, 1998; Dorman et al., 2004; Chen et al., 2004) для Японского моря выделяют зимний режим быстрой адвекции холодной воздушной массы с континента в более низкие широты, называемой холодным вторжением (в зарубежной литературе «Cold-Air Outbreak» или «Cold Surge»).

Вторжение возникает в тылу циклонов синоптического масштаба за холодным фронтом, где впоследствии обычно развивается гребень повышенного давления или антициклона (Хромов, 1974). Как правило, вторжения сопровождаются сильным ветром и возникновением хорошо развитого холодного фронта на линии раздела воздушных масс и охватывает обширные районы, соизмеримые с горизонтальными размерами морей. Распространение холодного сухого воздуха над относительно теплой поверхностью Японского моря вызывает интенсивный теплоперенос с морской поверхности в атмосферу за счет турбулентных потоков явного и скрытого тепла (Manabe, 1957, 1958).

В работе (Dorman et al., 2004) предложена классификация ХВ над Японским морем в зависимости от синоптических процессов, протекающих над Азиатско-Тихоокеанским регионом. Авторы выделяют два типа вторжений: интенсивное вторжение воздушной массы с восточной Сибири и ХВ в тылу южного циклона с центром у восточного побережья моря. В первом случае усилению адвекции холода с континента предшествует смещение сибирского максимума на юг с меридиональной ориентацией изобар у поверхности. В прибрежных районах континента приземная температура воздуха снижается до -20 - -30°С, а в центральной части Японского моря регистрируется приводный ветер со скоростью

более 10 м/с. Второй тип ХВ определяется интенсивным циклогенезом над восточной частью бассейна. В тылу отдельных циклонов также усиливается адвекция холода. Как правило приземная температура воздуха континентального побережья не опускается ниже -25°С. Максимальные значения ветра (более 12 м/с) отмечаются в восточной части моря у побережья о. Хонсю.

Анализ повторяемости интенсивного вторжения воздушной массы с восточной Сибири (первый тип) за 11 холодных сезонов 1991/1992 - 2001/2002 гг. показал ^огтап et а1., 2004), что максимум их активности приходится на январь, составляя около 40% случаев. В среднем же с ноября по март наблюдалось 13-14 ХВ. Вместе с тем авторы выявили их значительную межгодовую изменчивость (5 - 19 случаев).

Для обоих типов вторжений на спутниковых видимых и ИК-изображениях в поле облачности регистрировались характерные конвективные облачные гряды и ячейки (рисунок 1.4), что свидетельствует о неустойчивой стратификации атмосферы и служит надежным индикатором наблюдаемого режима адвекции холода с континента.

Рисунок 1.4. Холодные вторжения над Японским морем на видимых изображениях, полученных с геостационарного спутника GMS5 в 02:32 иТС 26 января (слева) и 02:32 иТС 20 января (справа) 2000 г. фогтап et а1., 2004)

1.1.3. Мезомасштабный циклогенез

С холодными вторжениями связаны многие климатически значимые процессы в атмосфере и океане, а также неблагоприятные и опасные погодные явления. К таким явлениям, в частности, относятся атмосферные мезоциклоны и тропосферные фронты, часто возникающие над морями средних и высоких широт (Businger, 1985; Gronas, Skeie, 1999), которые сопровождаются резким усилением ветра. Особый интерес представляют полярные циклоны (ПЦ) с относительно малыми горизонтальными размерами (100 - 1000 км) и коротким жизненным циклом (время жизни большинства из них не превышает 24 ч), что затрудняет их идентификацию на картах погоды (Rasmussen, Turner, 2003), особенно в условиях редкой сети станций метеорологических наблюдений. Вместе с тем скорость ветра в ПЦ может достигать 32 м/с и более, что представляет серьезную опасность для транспортных и рыбопромысловых операций в море.

В холодный сезон года над Японским морем создаются благоприятные условия для мезомасштабного циклогенеза. Анализ данных контактных и спутниковых измерений показал, что мезоциклоны формируются в холодной воздушной массе, трансформирующейся над относительной теплой морской поверхностью (Gang, 2000; Rasmussen, Turner, 2003). Эмпирически установлено, что необходимым условием возникновения ПЦ является наличие холодной высотной ложбины или депрессии с очагом холода, при меридиональном смещении которых разность между температурами поверхности океана и воздуха на уровне 500 гПа, должна быть не меньше 35-38°С (Голицын, 2008). В зимние месяцы для Японского моря она нередко превышает 40°С. Также их формированию способствуют холодные вторжения в тылу глубоких циклонов синоптического масштаба, сопровождающиеся интенсивным тепло- и влагопереносом с морской поверхности в атмосферу.

Исследования механизмов формирования и условий развития мезоциклонов над отдельными акваториями Японского моря (Ninomiya et al., 1990; Fu, 2004; Tsuboki, Asai, 2004; Yanase et al., 2016) позволили обобщить сведения об их

эволюции и выделить характерные траектории и районы распространения над морем. Значительная часть мезоциклонов развивается к северу от полярного фронта с характерными размерами 100 - 600 км. В стадии максимального развития они в основном имеют структуру облачной системы в форме запятой (рисунок 1.5в).

Над западной частью моря также выделяют район мезомасштабного циклогенеза, где под действием прибрежной высокогорной области континента во время адвекции холода формируется япономорская зона конвергенции полярной воздушной массы (The Japan Sea polar air mass convergence zone - JPCZ). На рисунке 1.5а этой зоне соответствует облачная полоса, вытянутая с северо-запада на юго-восток.

Мезоциклоны относительно малых горизонтальных размеров развиваются преимущественно над северной частью Японского моря в северо-западном секторе циклона синоптического масштаба (рисунок 1.5б). Для таких случаев из-за более низкой температуры поверхности моря (по сравнению с южной частью) конвекция распространяется до высоты 3-4 км (Гурвич, Пичугин, 2013).

Комплексный анализ данных реанализа и спутниковых мультисенсорных измерений за 8 холодных сезонов (октябрь-апрель) 2003-2011 гг. (Гурвич, 2013) показал, что над Японским морем в среднем наблюдается 50-60 МЦ со скоростью приводного ветра более 12 м/с. Пик их повторяемости приходится на декабрь и январь. В эти же месяцы регистрируются наиболее интенсивные МЦ со скоростью до 30 м/с. Паросодержание атмосферы (V) в МЦ примерно в 2 раза выше фоновых значений и составляет 6-10 кг/м2, в южной части Японского моря V достигает 20 кг/м2. В центре МЦ значения V близки к фоновым значениям. Типичные для МЦ значения водозапаса облаков составляют 0.3-0.8 кг/м2 и нередко сопровождаются интенсивными осадками.

Рисунок 1.5. Мезомасштабные циклоны над Японским морем на спутниковых видимых изображениях, полученных (а) - в 04:05 UTC 24 декабря 2012 г., (б) - в 04:15 UTC 15 февраля 2016 г. и (в) - в 04:00 UTC 2 января 2016 г. спектрорадиометром MODIS со спутника Aqua. Эллипсом выделена япономорская зона конвергенции полярной воздушной массы.

1.2. Ветровой режим

Ветровой режим над Японским морем формируется в основном под воздействием барических систем с отчетливо выраженной сменой знака барического поля от сезона к сезону, что приводит к смене преобладающих направлений ветра. Согласно средним многолетним полям атмосферного давления, схема атмосферной циркуляции над морем носит муссонный характер, хотя и по-разному выраженный в различных акваториях моря. Здесь иной генезис муссонных процессов в сравнении с классическим муссоном тропических широт, но

аналогичный последнему порядок смены преобладающих типов погоды и статистически выявленная сезонная смена ветров (Гидрометеорология и гидрохимия морей, 2003), что может быть представлено сезонными полями среднего вектора приводного ветра (рисунок 1.6).

Рисунок 1.6. Направление и скорость приводного ветра над Японским морем для летнего (справа) и зимнего (слева) сезонов года. Карты построены по данным анализа ECMWF за период 1991 - 1998 гг.

(Гидрометеорология и гидрохимия морей, 2003).

Зимний дальневосточный муссон возникает в результате взаимодействия сибирского антициклона и алеутской депрессии. С ним над Японским морем возникает перенос сухой и холодной континентальной воздушной массы, формирующейся в центральной части континентального центра действия атмосферы. По данным европейского метеорологического центра ECMWF в зимний сезон наибольшие скорости результирующего ветра наблюдаются над центральной частью моря - широкой зоной от побережья Приморского края к берегам о. Хонсю (Гидрометеорология и гидрохимия морей, 2003). В поле вектора ветра прослеживаются зоны сходимости и расходимости воздушных течений, а

также области изменений скорости ветра вдоль ведущего потока, располагающиеся широкими зонами вдоль побережий. Однако от года к году пространственное распределение ветра в зимние месяцы может существенно меняться.

Средние многолетние поля давления позволяют выявить наиболее общие черты в сезонном распределении полей ветра над Японским морем и его побережьем, которые для конкретного района и сезона каждого года могут иметь существенные отличия от осредненных многолетних характеристик.

На рисунке 1.7 представлены карты распределения осредненного за зимний сезон (декабрь-февраль) вектора ветра над Японским морем, построенные по данным измерений скаттерометра SeaWinds со спутника QuikSCAT в 2005-2006 и 2007-2008 гг. и доступные на сайте компании Remote Sensing Systems (http://images.remss.com/data/qscat/bmaps v04/). К ярко выраженным особенностям ветрового режима моря зимой следует отнести зоны усиления ветра, ориентированные с северо-запада на юго-восток. Они расположены в северозападной части бассейна, однако наибольшую площадь моря занимает обширная полоса южнее залива Петра Великого, где средняя скорость ветра в зимние сезоны 2005-2006 и 2007-2008 гг. достигала 11,5 и 9,5 м/с, соответственно. Существенный вклад в формирование этих зон вносят региональные синоптические процессы в атмосфере, а также орографические струи ветра, регулярно возникающие во время холодных вторжений под действием прибрежного рельефа суши (Wu et al., 1997; Scotti, 2005). Так, ветер усиливается в узких долинах, распадков горных хребтов, проливах и заливах, ограниченных высокими берегами.

Список литературы диссертационного исследования кандидат наук Пичугин Михаил Константинович, 2017 год

- Ж 1/ t у * / -

л / */ A / r / / / Wind Direction:

■v / / / RMS: 12.1 deg

/ / * / ■ * / 1 , , , _1_1__j . . ...............'

35 30

25 20 15 10 5 0

Wind Speed: б Bias: 0.53 m/s StdDev: 1.85 m/s Pearson Corr: 0.876 Slope: 1.105

Wind Direction: RMS: 13.8 deg

...........

5 10 15 20 25 30 aircraft wind speed [m/s]

35

5 10 15 20 25 ZQ aircraft wind speed [m/s]

35

Рисунок 3.5. Оценки погрешностей восстановления скорости и направления приводного ветра по данным (а) поляриметра WindSat и (б) скаттерометра QuikSCAT с использованием модельной функции Ku2010

(Meissner et al., 2010).

пространственное разрешение в видимом и инфракрасном диапазонах длин волн

составляет 250 и 375 м соответственно.

Критерии идентификации ХВ над Японским морем

Важным аспектом в исследовании характеристик ХВ является их обнаружение и идентификация над водной поверхностью. Предложенные ранее критерии (Konrad, Colucci, 1989; Zhang et al., 1997; Dorman et al., 2004; Jeong, Ho, 2005; Vavrus et al., 2006; Kolstad, Bracegirdle, 2008; Park et al., 2011) принципиально отличаются друг от друга, поскольку опираются на различные гидрометеорологические переменные: температуру воздуха у поверхности или на уровне 850 гПа, давление атмосферы, ТПО и др. Применение различных критериев приводит к существенной неопределенности в оценках как внутрисезонной, так межгодовой изменчивости активности ХВ, в том числе и над Японским морем.

Таблица 3.3. Основные характеристики (наименование канала, длинна волны регистрируемого излучения, пространственное разрешение канала) радиометров VIIRS, MODIS и AVHRR (http ://viirsfire. geog.umd.edu/)

VIIRS MODIS Equivalent AVHRR-3 Equivalent

Bend Rai^jp (um) HSR |tn) Bend Ra пде HSR Band Renge HSR Bond

0№ 0 500 -0.900 HRP PMT

М1 0.402 -0.422 750 8 0 405-0 420 1000

т 0 436 -0 4M 750 9 0 438-0 448 1000

мз 047g -0,49В '» А 0 459 - 0 479 0 483 • 0 4ВЗ 500 1000

РЛ4 0 545 -0 565 и 0 545 - 0 565 0 546 - 0.55« 500 1000

М 0 600 - 0.660 375 1 0 620 -0 670 2 SO 1 0 572 - 0 703 1100

М5 0 662 -0.662 п 14 0.662 - 0.872 0 673 - 0 6ВЗ 1000 1000 0.572-0 703 1100

Мб 0.739-0.754 750 15 О 743 -0.753 1000

12 0 846 - 0.S65 375 2 0 841 -0 876 250 2 0.720 - 1 000 1100

М7 0 846 -0 »65 750 16 0 862 - 0.877 1000 2 0 720 • 1 000 1100

М8 1 230 • 1 250 750 5 SAML 500

М9 1.371 ■ 1 366 750 26 1 360 - 1 390 1000

13 1 560 - 1 640 375 6 1 628 - 1 652 500

М10 1 580 - 1 640 750 6 1 628 - 1.652 500 SAME 1100

МП 2.225 • 2.275 750 7 2105 ■ 2155 500

и 3 550 - Э.930 175 20 Э 660 - 3 840 1000 3b SAME 1100

М12 3 660 - 3 640 750 20 SAJML 1000 3b 3 550 - Э »30 1100

М13 3 973 -4 129 21 750 22 23 3 929 - 3 989 Э929 - 3 989 4 020 - 4 080 1000 1000 1000

М14 8 400 - 8700 750 29 SAME 1000

М15 10.263 • 11.263 750 31 10 7В0 - 11 280 1000 4 10.300 - 11.300 1100

15 10 500 - 12 400 J7J Ц 27 10.780 - 1 1.200 11 770 - 12 270 1000 4 1000 5 10.300 - 11.300 11 500 - 12 500 £ -

М16 11 53В - 12.400 750 32 11 770 - 12.270 1000 5 11 500 - 12 500 1100

Наиболее перспективным подходом в разработке критериев идентификации ХВ над океанической поверхностью является комплексирование спутниковых оценок параметров системы океан-атмосфера и данных реанализов нового поколения. По результатам анализа характеристик ХВ (Пичугин, Митник, 2009; Мйтк et а1., 2011; ОДесЫп, Pichugin, 2015), основанного на данных спутникового зондирования, в данном исследовании предложены критерии для регистрации ХВ над ЯМ. Во-первых, вторжения всегда сопровождаются мезомасштабной упорядоченной конвекцией над морской поверхностью, которая регистрируется на спутниковых видимых и инфракрасных изображениях в виде облачных гряд и ячеек. Эта конвекция проявляется и в упорядоченных вариациях приводного ветра, рассчитанного по данным радиолокаторов с синтезированной апертурой (Митник,

1990; Mourad, Walter, 1996). Во-вторых, адвекция холода с континента должна сопровождаться усилением СЗ приводного ветра со скоростью превышающей некоторое пороговое значение W0, которое может меняться в зависимости от температуры и влажности воздуха. С учетом выводов работ (Mitnik, Mitnik, 2008; Chechin, Pichugin, 2015; Похил, 1985) и результатов анализа эволюции ХВ над ЯМ в полях облачности и приводного ветра установлено, что облачные гряды, как правило, возникают при |W| от 10 м/с и более. В-третьих, площадь, охватываемая вторжением, должна быть больше 50% площади ЯМ. На рисунке 3.6 представлены примеры ХВ над дальневосточными морями, зарегистрированные по спутниковым

данным.

Рисунок 3.6. Холодные вторжения над дальневосточными морями в полях вектора ветра (верхний ряд), измеренного скаттерометром SeaWinds (спутник QuikSCAT), и на видимых изображениях (нижний ряд) со

спутников Aqua и Terra.

ГЛАВА 4. СТРУКТУРА И ХАРАКТЕРИСТИКИ ХОЛОДНЫХ ВТОРЖЕНИЙ НАД ЯПОНСКИМ МОРЕМ

В холодный сезон года (ноябрь - март) синоптические условия, при которых наблюдаются холодные вторжения (ХВ) над Японским морем, определяются наличием дипольной конфигурации барического поля. В сущности ХВ являются обострением зимней муссонной циркуляции и, как правило, связано с взаимодействием Сибирского антициклона с атмосферными внетропическими циклонами синоптического масштаба над северо-западной частью Тихого океана фогтап et а1., 2004). Не смотря на крупномасштабность процесса, не редко охватывающего тысячи километров, холодные вторжения над Японским морем имеют ряд региональных особенностей.

4.1. Мультисенсорный спутниковый анализ гидрометеорологических условий развития холодных вторжений

Наиболее перспективным подходом в изучении структуры и характеристик ХВ над океанической поверхностью является комплексирование спутниковых оценок параметров системы океан-атмосфера и данных реанализов нового поколения. С запуском новых спутниковых инструментов и развитием алгоритмической базы восстановления гидрометеорологических параметров возможность получения регулярных площадных оценок осуществляется со все более высоким пространственным и временным разрешением. Этот подход систематически применен в данной главе при исследовании ХВ над Японским морем.

В результате комплексного анализа структуры и характеристик вторжений над морем по данным спутникового дистанционного зондирования выявлены основные закономерности и региональные особенности эволюции этого атмосферного процесса в полях скорости и направления ветра у морской поверхности, влагосодержания атмосферы, облачности, температуры поверхности

океана и других важных параметров состояния системы океан-атмосфера на различных пространственных масштабах. Далее приведен анализ типичных случаев холодных вторжений над Японском морем, зарегистрированных в зимние месяцы 2008 и 2013 гг. по данным спутниковых измерений. 24-26 января 2013 г.

На карте приземного анализа (рисунок 4.1.а) представлены типичные синоптические условия возникновения и эволюции продолжительного ХВ над Японским морем. В данном случае вторжение наблюдалось с 24 по 26 января 2013 г. в тылу южного циклона перемещавшегося вдоль западного побережья бассейна. Также адвекции холода с континента способствовало усиление Азиатского максимума. Над морем атмосферный процесс надежно регистрировался в поле облачности по характерным конвективным облачным структурам в форме гряд и ячеек (рисунок 4.1.б), отражающих процесс мелкой конвекции в пограничном слое атмосферы (Амбрози и др., 1973; Вельтищев, 2006).

Рисунок 4.1. Холодное вторжение над Японским морем 25 января 2013 г.: -карта приземного анализа японского метеорологического агентства за 6 Гр. (А) и видимое изображение, полученное спектрорадиометром MODIS со

спутника Aqua в 4:20 Гр. (Б)

Анализ 82 полей приводного ветра, полученных по данным скаттерометров ASCAT и OSCAT и радиометра AMSR2 (спутник GCOM-W1) показал, что в исследуемый период наблюдалось два максимума интенсивности ХВ, характеризующейся усилением приводного ветра. Первый максимум отмечался во вторую половину 24 января. Он был обусловлен резким углублением циклона, переместившегося с западного побережья в северную часть моря. Давление в центре циклона за сутки уменьшилось с 1008 до 990 гПа. Над большей частью моря скорость приводного ветра превышала 12 м/с. От залива Петра Великого вдоль основного потока холодной воздушной массы выделялась обширная полоса сильных ветров, ориентированная с СВ на ЮВ. Под воздействием прибрежной орографии в полосе регистрировалась зона с мезомасштабными струями ветра, где скорость ветра превышала 20 м/с (рисунок 4.2), как по данным микроволнового

Рисунок 4.2. Холодное вторжение над Японским морем в полях скорости и направления ветра, полученных а) - скаттерометром OSCAT (спутник Осеаша^2) в 15:00 Гр. и б) - микроволновым радиометром AMSR2 (спутник GCOM-W1) в 17:10 Гр. 24 января 2013 г. Цветовые шкалы - в м/с.

радиометра AMSR2, так и измерений скаттерометров OSCAT и ASCAT. Эта зона

регулярно формируется во время адвекции холода с континента и соответствует

району интенсивной теплоотдачи с морской поверхности, выделенному в работах фогтап et а1 2006; Kawamura, Wu, 1998) на основе анализа отдельных холодных вторжений над Японским морем.

Вторая обширная зона со штормовыми ветрами занимает южную часть моря в районе ветви теплого Цусимского течения. Максимальные значения W, превышающие 25 м/с, отмечаются южнее субарктического фронта с локальным максимумом температуры поверхности океана ^ (рисунок 4.3). Подобные эффекты усиления ветра над более теплой поверхностью Японского моря рассматривались в работах (Shimada, Kawamuгa, 2006, 2008), где авторы обращают внимание на существенный вклад фронтальных зон на морской поверхности, обусловленных субарктическим фронтом, Цусимским течением и океаническими вихрями.

126° 128° 130° 132" 134° 136° 138° 14(1° 142° 144° . 126° 128* 130* 132* 134° 136* 138* 140* 142* 144'

Рисунок 4.3. Поля (а) - температуры поверхности океана Tw и горизонтального градиента Tw, построенные по данным научно-исследовательского центра Remote Sensing Systems за 24 января 2013 г. Цветовые шкалы - в °С (слева) и °С/км (справа). Цветовые шкалы - в м/с.

27-30 декабря 2013 г.

Рассмотрим холодное вторжение над Японским морем, наблюдавшееся с 27 по 30 декабря 2013 г. Из анализа полей приводного ветра, восстановленных по данным радиометра AMSR2, скаттерометров OSCAT (OceanSAT-2) и ASCAT ^еЮр-А), а также спутниковых видимых и ИК-изображений и приземных синоптических карт следует, что максимум интенсивности вторжения наблюдался 27 декабря и был обусловлен резким углублением южного циклона с типичной траекторией перемещения на северо-восток. Давление в центре циклона за 24 часа резко упало с 1016 до 994 гПа. На спутниковом видимом изображении (рисунок 4.4) индикатором вторжения являются конвективные облачные гряды, формирующиеся на некотором расстоянии от берега в западной части моря. Они ориентированы вдоль основного потока воздуха и свидетельствуют об

Рисунок 4.4. Холодное вторжение над Японским морем 27 декабря 2013 г.

на видимом изображении, полученном спектрорадиометром MODIS со спутника Aqua в 4:06 Гр. Справа представлены увеличенные фрагменты 1 и 2, отмеченные на изображении красными квадратами.

интенсивном теплообмене между морской поверхностью и пограничным слоем атмосферы. Также валиковая конвекция, отображается в вариациях яркостных температур на частоте 89 ГГц Тя(89) (Митник и др., 2007; Mitnik et al., 2009), измеренных AMSR2 (рисунок 4.5). Чувствительность к влагосодержанию в облаках и относительно высокое пространственное разрешение на этом частотном канале (около 3 км) позволяют регистрировать облачные гряды с горизонтальными размерами от нескольких километров и более в микроволновом диапазоне длин волн. На фоне вторжения с подветренной стороны побережья Приморского края (район г. Облачная) в открытой части моря сформировался мезомасштабный циклон, перемещаясь вдоль ведущего потока к о. Хонсю. Спиральная структура атмосферного вихря хорошо проявляется как на видимом изображении (рисунок 4.4), так и поле Тя(89) (рисунок 4.5).

По данным радиометра AMSR2 и скаттерометров ASCAT и OSCAT скорость приводного ветра над свободной ото льда поверхностью Японского моря во время вторжения превышала 12-13 м/с. В интенсивной стадии полоса сильного ветра (W > 15 м/с) была типично ориентирована на ЮВ и пересекала весь бассейн. В полосе на расстоянии 140-150 км от континентального побережья четко выделялась зона усиления ветра (41,5°с.ш., 132,7°в.д.), где W превышала фоновые значения на 1015%, достигая 20-22 м/с (рисунок 4.6). Традиционно считается, что определяющая роль в наблюдаемом мезомасштабном усилении/ослаблении приводного ветра отводится положению прибрежных хребтов и Приханкайской низменности. Однако в ряде теоретических исследований (Overland et al., 1983; Reynolds, 1984; Lupkes, Schlunzen, 1996; Chechin et al., 2013) на основе численного моделирования была продемонстрирована возможность возникновения таких зон усиления ветра в северных морях над открытой морской поверхностью на расстоянии 50 - 150 км от кромки льда. Этот эффект, названный авторами «мезомасштабное струйное течение ледового бриза», выражается в росте абсолютного значения ветра в пограничном слое атмосферы (ПСА) над водой и интенсификации энергообмена

126 128 130 132 134 136 138 140 142

160 170 180 190 200 210 220 230 240 250 Рисунок 4.5. Поле яркостной температуры на частоте 89.0 ГГц на горизонтальной поляризации по измерениям радиометра AMSR2 со спутника GCOM-W1 в 04:06 Гр. 27 декабря 2013 г. Цветовая шкала - в Кельвинах.

между океаном и атмосферой. В работах (Зилитинкевич, Монин, 1971; Bannon,

Salem, 1995; Зилитинкевич, 2013; Чечин и др., 2015), в том числе и на примерах

экстремальных холодных вторжений над полыньями западного сектора Арктики,

продемонстрировано, что в формирование пространственной изменчивости

скорости ветра существенный вклад вносит бароклинность, обусловленная

горизонтальными градиентами температуры воздуха в ПСА из-за неравномерного прогрева или фронтогенеза.

Минимальные значения ветра (5-6 м/с) на протяжении всего периода вторжения наблюдались в западной части моря с подветренной стороны плоскогорья Чанбайшань, соответствующей району локальной зоны конвергенции. Аналогичный эффект проявляется в центральной части моря (рисунок 4.6), где под действием южной части хребта Сихотэ-Алинь от побережья формируется вытянутая на ЮВ зона затишья.

Рисунок 4.6. Пространственное распределение вектора ветра во время холодного вторжения над Японским морем в стадии максимального развития, полученное из измерений скаттерометров: ASCAT с европейских спутников MetOp-A, В (слева) в 12:35 Гр. и OSCAT с индийского спутника Осеаша^2 (справа) в 14:05 Гр. 27 декабря 2013 г. Цветовые шкалы - в м/с.

Поля интегрального содержания водяного пара в атмосфере V и водозапаса облаков Q, восстановленные по измерениям радиометра AMSR2 с использованием алгоритма (Митник, Митник, 2006; Митник, Митник, 2011; Zabolotskih et а1., 2013), представлены на рисунок 4.7б, в. У запанного побережья моря в зоне холодного вторжения значения V существенно варьируют от 2, над акваторией с подветренной стороны плоскогорья Чанбайшань, до 4-5 кг/м2, в полосе сильных ветров у залива

Петра Великого. Такая пространственная неоднородность паросодержания не типична для классического вторжения над открытой морской поверхностью и косвенно указывает на наличие локальных зон экстремального теплопереноса в атмосферу. Более того при адвекции холода над морем рост паросодержания атмосферы вдоль основного потока трансформирующейся воздушной массы отражает насыщение атмосферы влагой, поступающей с морской поверхности за счет испарения, т. е. потока скрытого тепла. При пересечении субарктического

5 10 15 20 25 2 4 6 8 10 12 14 0.05 0.1 0.15 0.2 0.25 0.3

Рисунок 4.7. Поля приводного ветра (а), паросодержания атмосферы (б) и водозапаса облаков (в) по данным AMSR2 (спутник GCOM-W1) за 04:06

Гр. 27 декабря 2013 г.

фронта V резко возрастает, достигая максимальных значений (10-11 кг/м2) над теплым Цусимским течением у побережья о. Хонсю. Вероятно, что эффект роста скорости ветра над более теплой морской поверхностью при пересечению термического фронта (рисунок 4.7а), также вносит вклад в процесс переноса влаги в атмосферу.

В интенсивной стадии холодного вторжения над морем значения Q в среднем не превышали 0.15 кг/м2. Область повышенного содержания капельной влаги в облаках (0.2-0.22 кг/м2) отмечалась над меандром в центральной части субарктического фронта, ограниченной с юга и севера 39 и 40 параллелями, соответственно (рисунок 4.8). Наиболее высокие значения Q (более 0.3 кг/м2) наблюдались в южной части моря.

ооооо ооооо

1">Й m 1 АГ\ 1 АЛ 119 1/1П ЛЛЛ

Рисунок 4.8. Поля (а) - температуры поверхности океана Tw и горизонтального градиента Tw, построенные по данным научно-исследовательского центра Remote Sensing Systems (RSS) за 24 января 2013 г. Цветовые шкалы - в °С (слева) и °С/км (справа).

27-30 декабря 2008 г.

Особый интерес представляет комплексный анализ разномасштабных процессов в системе океан-атмосфера во время продолжительного холодного вторжения со штормовыми ветрами над большей частью Японского моря, наблюдавшегося на протяжении 4 суток с 29 декабря 2008 г. Детальное изучение эволюции опасного погодного явления в полях скорости и направления приводного ветра, влагосодержания атмосферы, температуры поверхности воды и др. обеспечено путем обработки спутниковых пассивных и активных измерений, включая радиолокационные снимки, полученные со спутника Envisat.

Вторжение регистрировалось преимущественно в центральной и южной частях моря по характерным конвективным облачным структурам на видимом и инфракрасном изображениях, полученных спектрорадиометром MODIS со спутников Aqua и Terra (рисунок 4.9). По мере продвижения континентальной воздушной массы над относительно теплой морской поверхностью, стратификация

нижней тропосферы вследствие нагрева и увлажнения становиться неустойчивой, что обеспечивает развитие упорядоченной конвекции. Кроме того, ширина безоблачной зоны, повторяющая форму побережья Корейского полуострова, меняется в зависимости от локальных гидрометеорологических условий и, вероятно, служит индикатором интенсивности процессов теплообмена (Радиолокация ..., 1990; Huh et al., 1984).

На некотором расстоянии от побережья упорядоченная конвекция проявляется в образовании гряд облаков («облачных улиц»), линейно вытянутых структур (Etling, Brown, 1993). Облачные улицы состоят из множества отдельных или объединившихся конвективных слоистых и слоисто-кучевых облаков, формирующихся в области восходящих движений воздуха. В то же время соседние гряды отделяются друг от друга безоблачными пространствами, в которых преобладают нисходящие движения (Young et al., 2002). При грядовой конвекции в нижнем слое тропосферы направление ветра с высотой изменяется незначительно. Поэтому конвективные «облачные улицы» являются надежным индикатором направления адвекции холода над морской поверхностью.

В начальной стадии холодное вторжение над Японским морем сопровождалось двунаправленным выносом континентальной холодной воздушной массы: с Корейского п-ова на юго-восток и от залива Петра Великого преимущественно в южном направлении (рисунок 4.9а), что подкрепляется близкими по времени измерениями вектора ветра со скаттерометра QuikSCAT (рисунок 4.10a.). В областях грядовой конвекции скорость приводного ветра как правило превышала 15 м/с, достигая в отдельных районах 18-19 м/с. Между двумя выделенными областями интенсивного вторжения наблюдается локальная зона

Рисунок 4.9. Холодное вторжение над Японским морем 30 декабря 2008 г. на (а) - видимом изображении, полученном спектрорадиометром MODIS со спутника Aqua в 1:45 Гр. и (б) - ИК-изображении со спутника Terra в 17:05 Гр.

конвергенции полярной воздушной массы Японского моря (ЯМ) (далее «зона конвергенции»), которая регулярно формируется над юго-западной частью бассейна в холодный сезон года и является известным районом мезомасштабного циклогенеза (Гурвич, 2013; Yanase et а1., 2016). В поле

2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 -2 -1 0 1 2 3 4

Рис. 4.10. Поля вектора ветра (слева, м/с) и его относительной завихренности (слева, х10-4 с-1) по данным скаттерометра SeaWinds со спутника QuikSCAT в

0:45 иТС 30 декабря 2008 г.

относительной завихренности, построенном по данным скаттерометра QuikSCAT с разрешением 12.5x12.5 км, (рисунок 4.10б), эта зона соответствует области повышенных значений положительной завихренности > 2*10-4-3*10-4 сек-1, где, в данном случае, сформировался атмосферный вихрь размером около 100 км (рисунок 4.9а). На протяжении нескольких часов он перемещался вдоль ведущего потока на запад, не получив значительного развития.

На рисунке 4.11 представлено изображение радиолокационного (РЛ) спутникового изображения западной части зал. Петра Великого и прилегающей глубоководной части Японского моря, полученное со спутника Envisat (ширина полосы обзора 100 км) во время холодного вторжения. Анализ

пространственного распределения яркости РЛ-изображения показал, что от береговой черты вдоль ведущего потока континентальной воздушной массы выделяются линейно вытянутые структуры, отражающие мезомасштабный процесс валиковой конвекции в пограничном слое атмосферы (Радиолокация ..., 1990; Alpers, Brummer, 1994; Mourad, Walter, 1996). На РЛ-изображении видно, что по мере продвижения холодного воздуха над относительно теплой морской поверхностью расстояние между осями соседних гряд (X) увеличивается от 300 - 500 м, в зал. Посьета, до 2500 - 2600 м, на расстоянии 90 км от южной оконечности п-ва Краббе. Такой характер изменчивости X косвенно указывает на соответствующий рост мощности конвективного слоя в атмосфере (H), как правило, ограниченного сверху температурной инверсией (Müller et al., 1999). Максимальная амплитуда колебаний скорости ветра у морской поверхности при переходе от светлых полос к темным достигает 5 -7 м/с (здесь не показано), что соответствует оценкам более ранних исследований (Митник, Десятова и др., 1987;). Скорость ветра рассчитывалась с использованием геофизической модельной функции CMOD5, при этом предполагалось, что направление ветра совпадает с ориентацией полос чередующейся яркости.

Также на фоне вторжения выделяются отдельные полосы усиления ветра шириной 5-15 км, формирующиеся под действием прибрежной орографии. В пределах РЛ-изображения они вытянуты от побережья на расстояния более 100 км вдоль ведущего потока воздушной массы. Такие мезомасштабные орографические струи ветра регулярно наблюдаются во время адвекции холода с континента и являются характерной особенностью ветрового режима северо-западной части Японского моря в холодный сезон года.

%

- I Ш 1 11

• | -i: ЯШ

ipM

I • ъщ V

■ «т V '

1 11 v: •

I Ш ршш

/iféû'-fMтШ^Шё, __ ' , i

ш

шшвт • • .

trnmm.

———

sailli

> ¡, А ..... V.%1,*'--

ЯИ

Рисунок 4.11. Отпечатки в иоле радиолокационного рассеяния изменчивости скорости приводного ветра при мезомасштабных

конвективных ячейках и грядах в ПСА во время холодного вторжения над Японским морем 30 декабря 2008 г.: слева -радиолокационное изображение РСА ASAR со спутника Envisat в 12:56 Гр.; справа - увеличенные фрагменты изображения, отмеченные на рисунке (слева) красными

прямоугольниками с

центрами на расстояниях (1)-5, (2)—55 и (3)-90 км от южной оконечности п-ва Краббе.

4.2. Критерии идентификации вторжений над морской поверхностью

Важным аспектом в исследовании характеристик ХВ является их обнаружение и идентификация над водной поверхностью. Предложенные ранее критерии (Konrad, Colucci, 1989; Zhang et al., 1997; Dorman et al., 2004; Jeong, Ho, 2005; Vavrus et al., 2006; Kolstad, Bracegirdle, 2008; Park et al., 2011) принципиально отличаются друг от друга, поскольку опираются на различные гидрометеорологические переменные: температуру воздуха у поверхности или на уровне 850 гПа, давление атмосферы, ТПО и др. Часть критериев была разработана для выявления аномально холодной погоды над сушей и для индикации холодных вторжений над океаном они неприменимы. Над океаном трансформация метеорологических параметров холодной воздушной массы значительно больше, чем над сушей, из-за повышенного турбулентного тепло- влагопереноса с морской поверхности и во многом зависит от изменчивости ТПО. Так в работе (Dorman et al., 2004) для определения случаев интенсивных холодных вторжений, названных авторами «Very Cold Siberian Air Outbreak», анализируется положение изотермы 0°С в поле температуры воздуха у морской поверхности (Ta). Согласно оценкам исследователей во время вторжений продолжительностью более суток в открытой части бассейна «нулевая» изотерма смещается южнее 40° с.ш. Однако такое определение весьма специфично и чувствительно к конкретному периоду холодного сезона и пространственному распределению ТПО, зависящему, в частности, от положения субарктического фронта Японского моря.

Более универсальный индикатор холодного вторжения предложен в работе (Kolstad, Bracegirdle, 2008) и основан на результатах анализа эффективности различных гидрометеорологических параметров для идентификации полярных циклонов, формирующихся на фоне интенсивных вторжений над Норвежским и Баренцевым морями (Bracegirdle, Gray, 2008). Исследователи эмпирически установили, что термодинамическая неустойчивость между океаном и атмосферой, измеренная как разность между ТПО и потенциальной температурой на уровне 700 мб, является более надежным индикатором ХВ, чем только Ta. Полученные в работе

средние оценки этого индикатора по данным реанализа европейского центра прогнозов погоды ERA-40 подтвердили, что для северного полушария ЯМ является одним из немногих районов интенсивных холодных вторжений. Однако изначально индикатор разработан на примере акваторий северной Атлантики и требует привлечения данных реанализа, объективность которого заметно снижается при анализе экстремальных погодных явлений.

Опираясь на результаты спутникового дистанционного зондирования характеристик ХВ (Пичугин, Митник, 2009; Мйшк et а1., 2009; Пичугин, 2012; ОДесЫп, Pichugin, 2015; Митник и др., 2015), в данном исследовании предложен эмпирически обоснованный ряд критериев этого явления над ЯМ. Основным необходимым условием индикации вторжения над морской поверхностью является наличие мезомасштабной упорядоченной конвекции в атмосфере, надежно регистрируемой на спутниковых видимых и инфракрасных изображениях в виде конвективных облачных гряд и ячеек. Также адвекция холода с континента должна сопровождаться усилением приводного ветра с характерным направлением (З-С) и заданным пороговым значением скорости ветра при упорядоченной конвекции (¥„). Опираясь на выводы работ (Похил, 1985; Мйшк, Мйшк, 2008) и результаты анализа эволюции ХВ над дальневосточными морями в полях приводного ветра (Мкшк et а1., 2009), предполагается, что при адвекции холода валиковая конвекция в ПСА возникает уже при Уп = 10 м/с. Продолжительность вторжения определялась как период, в течение которого площадь зоны вторжения фхв) охватывала большую часть площади Японского моря ^яМ). На рисунке 4.12 представлены примеры ХВ над Японским, Охотским и Беринговым морями на спутниковых изображениях и в полях скорости и направления приводного ветра.

Исходя из указанного резюмируем, что в настоящем исследовании индикация холодных вторжений над Японским морем осуществляется по следующим критериям:

Рисунок 4.12. Холодные вторжения над дальневосточными морями в полях вектора ветра (верхний ряд), измеренного скаттерометром SeaWinds (спутник QuikSCAT), и на видимых изображениях (нижний ряд) со

спутников Aqua и Terra.

- наличие характерных облачных структур в виде конвективных гряд и ячеек, надежно регистрируемых на спутниковых видимых и инфракрасных изображениях, полученных спектрорадиометрами MODIS (спутники Terra и Aqua);

- поле приводного ветра западных / северных румбов (З - С) со скоростью более 10 м/с, измеренного со скаттерометров SeaWinds (спутник США QuikSCAT), ASCAT (спутники европейского космического агентства MetOp-A, B) и микроволнового радиометра WindSat (спутник Coriolis) (см. приложение А);

- область вторжения охватывает большую часть Японского моря: S'ХВ > 1/2* SЯМ.

Также для более объективной оценки активности вторжений над морем отдельно регистрировались случаи с максимальной скоростью ветра (Умакс) > 15 и 20 м/с. Последние относятся к опасным метеорологическим явлениям (ОЯ) в соответствии с типовым перечнем ОЯ Гидрометеорологического научно-исследовательского центра Российской Федерации (Наставление, 2009).

4.3. Внутрисезонная и межгодовая изменчивость активности холодных

вторжений

Известно, что ХВ является одной из характерных особенностей Японского моря (ЯМ), существенно влияющей на турбулентный теплообмен между океаном и атмосферой в холодный сезон года. Во время таких вторжений суммарный турбулентный теплоперенос в атмосферу может достигать 1000-1200 Вт/м2 (Jensen et al., 2011), что приводит к интенсификации процессов трансформации водных и воздушных масс и существенно влияет на региональную циркуляцию в море (Yasuda, 1997; Kawamura, 1998; Shcherbina at al., 2003). Также регулярные продолжительные вторжения над морем могут привести к заметному росту толщины перемешанного слоя в океане с последующей задержкой типичных сроков весеннего цветения фитопланктона. В работах (Yamada et al. 2004; Onitsuka et al., 2005) исследователи отмечают, что в годы аномально высокой активности ХВ биологическая продуктивность Японского моря может снижаться.

В данном разделе представлены результаты исследования внутрисезонной и межгодовой изменчивости интенсивности холодных вторжений над морем, опираясь на данные спутниковых измерений и прибрежных станций радиозондирования атмосферы за период с 2000 по 2016 гг. Выбор начала периода исследования продиктован датами запуска спутников Terra и QuikSCAT (см. приложение А), измерения которых позволили изучить синоптические и мезомасштабные особенности эволюции вторжений, в том числе с продолжительностью менее суток.

За 16 холодных сезонов (ноябрь-март) с 2000 по 2016 гг. было зарегистрировано 403 холодных вторжения над Японским морем (см. приложение Б). Как правило вторжения возникали в тылу зимних внетропических циклонов синоптического масштаба, перемещавшихся в северную часть моря или к северовосточному побережью о. Хонсю. Также формирование и интенсификация ХВ определялась обширной циклонической системой над Курильскими островами и открытой частью Тихого океана, обуславливающей усиление Алеутской депрессии и ее смещение на запад.

Продолжительность ХВ (О) над Японским морем существенно варьирует в диапазоне от 0,5 до 6-7 сут. При этом плотность распределения продолжительности вторжений надежно описывается экспоненциальной функцией с максимумом (36%) для D <1 сут. (рисунок 4.13). В более ранних исследованиях, например ^огтап et а1., 2004), такие вторжения не анализировались, однако именно они являются наиболее типичными для Японского моря. Также заметная их часть в стадии максимального развития сопровождается штормовым ветром, а значит и экстремальными турбулентными потоками тепла и импульса у морской поверхности. Вклад же наиболее продолжительных ХВ с D > 4 сут. крайне мал и не превышает 3%.

На протяжении холодного сезона максимум активности ХВ над ЯМ отмечается преимущественно в декабре-январе (рисунок 4.14). На эти месяцы приходится основная часть вторжений (около 52%), в том числе наиболее продолжительных (более 2 суток). В ноябре и феврале их количество приблизительно одинаково (20%); в марте же - менее 10%. Следует отметить, что в периоды аномально низкой активности ХВ (2007/2008 и 2015/2016 гг.) в марте вторжения не наблюдались.

О

0 1 2 3 4 5 6 7

Рисунок 4.13. Гистограмма распределения продолжительности холодных вторжений над Японским морем за 15 холодных сезонов 2000-2015 гг. Пунктирная линия соответствует экспоненциальной функции, аппроксимирующей распределение.

35

а)

lllllliiiillllii

2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009 2010 2011 2012 2013 2014 2015 2016

50

lllllliíllllllll

2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009 2010 2011 2012 2013 2014 2015 2016

Рисунок 4.14. Межгодовая изменчивость количества (а) и суммарной продолжительности, сут. (б) холодных вторжений над Японским морем в ноябре (синий), декабре (красный), январе (фиолетовый), феврале (голубой) и марте (серый) для 16 холодных сезонов с 2000/2001 по 2015/2016 гг.

На рисунке 4.15 представлена диаграмма межгодовой изменчивости аномалий количества ХВ над морем относительно среднего (около 25 вторжений) за 16 холодных сезонов. Максимальная положительная аномалия наблюдалась в

Pi И ■

п л Пп1 . ПП ■ п 1

□0 0 1

1 1 1 J

-8

2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009 2010 2011 2012 2013 2014 2015 2016

Рисунок 4.15. Межгодовая изменчивость аномалий количества холодных вторжений над Японским морем для 15 холодных сезонов с 2000/2001 по 2014/2015 гг. Белые, серые и черные столбики соответствуют аномалиям вторжений с максимальной скоростью ветра у морской поверхности более

10, 15 и 20 м/с соответственно.

холодный сезон 2000/2001 гг., когда в более 50% случаев вторжений регистрировались экстремальные погодные условия со штормовым ветром (Умакс > 20 м/с). При этом в работе (Telly et al., 2003), основанной на судовых измерениях в феврале 2001 г., показано, что у континентального склона залива Петра Великого происходила глубокая конвекция с формированием значительных объемов донных вод, распространившихся в Центральной котловине моря на глубинах 3000-3300 м.

Из всего ряда следует выделить период с 2005 по 2016 гг., когда межгодовая изменчивость количества ХВ носит ярко выраженный колебательный характер с экстремально низкой и высокой активностью в холодные сезоны 2007/2008 и 2012/2013 гг. соответственно. В более ранних исследованиях (Woo et al., 2012; Isobe and Beardsly, 2007; Park et al., 2011; Cui and Senjyu, 2010) отмечено, что интенсивность холодных вторжений (частота, продолжительность, скорость ветра) как над Японским морем, так и Восточной Азией подвержены значительной межгодовой изменчивости, отражая климатические изменения характеристик основных центров действия атмосферы на этих временных масштабах. Существенную роль авторы отводят арктическому колебанию (AO), проявляющемуся в вариациях разности атмосферного давления в высоких и

средних широтах Северного полушария (Thompson and Wallace, 1998). Также (Gong et al., 2001) обнаружили статистически значимую корреляцию между индексом AO, отражающим фазу колебания и его интенсивность, и средним приземным атмосферным давлением в области сибирского максимума, во многом определяющего активность восточноазиатского зимнего муссона.

Следует отметить, что используемые в данной работе спутниковые оптические и микроволновые измерения получены лишь для 16 холодных сезонов и недостаточно репрезентативны для анализа долгопериодной изменчивости характеристик ХВ над ЯМ. Однако временной ряд может быть расширен за счет привлечения параметров системы океан-атмосфера, чувствительных к повторяемости ХВ. Так, в исследованиях (Compo et al., 1999; Jhun, Lee, 2004) показано, что синоптические и сезонные изменения интенсивности Восточно-Азиатского зимнего муссона проявляются в соответствующих колебаниях приземной температуры воздуха. Очевидно, аналогичная взаимосвязь существует и для вторжений над ЯМ. На рисунке 4.16 представлено пространственное распределения коэффициента корреляции (R) между аномалиями количества ХВ над ЯМ и температуры воздуха у поверхности (Ta), осредненной за каждый холодный сезон с 2000 по 2016 гг. Ежечасные поля Ta взяты из реанализа National Centers for Environmental Prediction-Climate Forecast System Reanalysis (NCEP-CFSR) в узлах регулярной сетки 0.205°х0.204° за 1979-2010 гг. и 0.312°х0.312° за 2011-2016 гг. NCEP-CFSR является реанализом нового поколения, отличающимся от предшественников более высоким пространственным и временным разрешением (разрешение модели 34 км), усовершенствованной ассимиляцией большего количества спутниковых измерений (включая пассивные и активные измерения скорости и направления приводного ветра) и улучшенной параметризацией процессов в пограничном слое атмосферы (Saha et al., 2010).

Из рисунка 4.16а видно, что над всем ЯМ повторяемость ХВ и Та имеют статистически значимую обратную взаимосвязь ^ < -0,5), усиливающуюся к северо-западному побережью и обширной континентальной области. Наиболее тесная корреляция больше 0,80) отмечается над континентальной частью Дальнего Востока с координатами центра 47,5° с.ш., 135,5° в.д. Низкие значения = 0,5-0,55 регистрируются в северной части ЯМ и районе локальной зоны конвергенции к востоку от Восточно-Корейского залива (Nagata а! а1., 1986), где в холодный сезон регулярно формируются полярные мезоциклоны (Yanase е! а1., 2016). Такой результат независимо подтверждает объективность предложенных в работе критериев индикации вторжений над ЯМ и позволяет обоснованно использовать Та в качестве характеристики сезонной и межгодовой активности ХВ.

0.8 -0.7 -0.6 -0.5 -0.4

Рисунок 4.16. Пространственное распределение коэффициента корреляции (Я) между аномалиями количества холодных вторжений над Японским морем и температуры воздуха у поверхности (слева) и уровне 1000 мб (справа), осредненной за каждый холодный сезон 2000-2016 гг. Пунктирной линией выделены области с Я < -0,7. Окружности соответствуют зонам высокой корреляции - ЗВК > 0,85).

Рассмотрим межгодовую изменчивость аномалии Ta за 37 холодных сезонов 1979 - 2016 гг. над областью, где ее корреляция с повторяемостью ХВ высока (на рисунке 4.16, эта область выделена окружностью) (рисунок 4.17). Мы предполагаем, что для выбранного периода эта взаимосвязь сохраняется. Из рисунка видно, что временной ряд аномалий Ta, характеризующий повторяемость ХВ, содержит колебание с периодом, близким к десятилетнему, что наиболее выражено в вариациях 5-летнего скользящего среднего (черная кривая) с 2006 по 2016 гг. Примечательно, что наблюдаемая смена фазы колебания Ta с отрицательной (1987/1988 гг.) на положительную (1988/1989 гг.), выявлена и в работах (Wu, Wang, 2002; Cui, Senjyu, 2010) как период резкого перехода арктического колебания (АО) в положительную фазу. Эта особенность, вероятно, отражает обратную статистическую взаимосвязь между AO и интенсивностью сибирского максимума (Gong et al., 2001), во многом определяющего западный перенос и активность зимнего муссона над ЯМ.

Рисунок 4.17. Диаграмма межгодовой изменчивости аномалии температуры воздуха у поверхности (Та, °С) в зоне высокой корреляции (см. рисунок 4.15) для 37 холодных сезонов с 1979/1980 по 2015/2016 гг. Аномалии вычислены как отклонения от Та, осредненной за все холодные сезоны 1979-2016 гг. Черная кривая - 5-летнее скользящее среднее.

Также следует отметить тенденцию к уменьшению амплитуды и продолжительности стадии отрицательной аномалии Та за исследуемый период (1979-2016 гг.), что соответствует потеплению климата (1РСС, 2013) и свидетельствует о снижении количества ХВ над ЯМ. Тенденция к сокращению

количества вторжений над южной частью моря прогнозируется и в работе (Kolstad, Bracegirdle, 2008) для второй половины XXI столетия по результатам численных экспериментов с климатическими проекциями.

ГЛАВА 5. ТУРБУЛЕНТНЫЙ ТЕПЛООБМЕН МОРЯ С АТМОСФЕРОЙ В

ХОЛОДНЫЙ СЕЗОН ГОДА

В разделе выполнен детальный анализ пространственно-временной изменчивости турбулентного теплообмена поверхности Японского моря с атмосферой в холодный сезон года. Поля вертикальных потоков явного и скрытого тепла были взяты за 20 холодных сезонов с 1988 по 2008 гг. из двух репрезентативных источников: the Japanese Ocean Flux Data Sets with use of Remote Sensing Observations, version 2 (J-OFURO2, Kubota et al., 2002; Tomita et al., 2010) Токийского университета и the Objectively Analyzed air-sea heat Fluxes (OAFlux, Yu et al., 2008) океанографического института в Вудс-Холе. Эти массивы содержат глобальные среднесуточные поля вертикальных потоков S и LE и основных гидрометеорологических характеристик (скорость ветра у морской поверхности, температура поверхности океана, влажность и температура воздуха в приводном слое) с пространственным разрешением 1°х1° и содержат огромный массив спутниковой информации за более чем 25 летний период.

5.1. Пространственно-временная изменчивость турбулентного теплообмена у морской поверхности в холодный сезон года

В холодный период года потоки явного (S) и скрытого (LE) тепла на поверхности Японского моря и прилегающего района Тихого океана имеют один и тот же знак и направлены в атмосферу. В используемой системе координат вертикальная ось направлена в атмосферу. Соответственно, отмеченные составляющие теплового баланса поверхности моря имеют положительную величину при потере тепла морем.

Значительная пространственная неоднородность средних многолетних (с 1988 по 2007 г.) потоков явного, скрытого и суммарного (S + LE) тепла в холодный сезон года (ноябрь-март) отражена на рисунке 5.1.

125_130_133_14» _ 145' 125' 130' 135 1№ 145 125_130_135_140 _ 145

125_130_135_140 _ 145 125_130_135_140 _ 145' 125;_130_т_140' _ 145'

50 100 150 200 250 300 350 400

Рисунок 5.1. Направленные в атмосферу от морской поверхности вертикальные потоки явного S (б, д), скрытого LE (а, г) и суммарного S+ LE (в, е) тепла (Вт/м2), осредненные за 20 холодных сезонов (ноябрь-март) с 1988 по 2007 г. Поля потоков взяты из массивов J-OFURO2 (верхний ряд) и ОЛБ1их (нижний ряд). Черными окружностями выделены локальные максимумы теплопереноса в атмосферу у континентального побережья

По средней величине потерь тепла моря на испарение бассейн делится на две зоны: северо-западную, включая акваторию Татарского пролива (далее - северозападная зона), и юго-восточную, охватывающую западное побережье Японии (далее - юго-восточная зона). Во второй зоне вертикальный поток скрытого тепла по данным обоих массивов (J-OFURO2 и ОЛБ1их) превышает 120-130 Вт/м2 и в прибрежных районах о. Хонсю достигает максимальных значений (200-210 Вт/м2). Так как влажность воздушных масс, поступающих с азиатского континента, в зимние месяцы минимальна, то с развитием зимнего муссона над акваториями распространения теплого Цусимского течения дефицит влажности особенно велик,

а величина потерь тепла на испарение резко возрастает. В области Цусимского течения пространственное распределение LE характеризуется образованием двух очагов повышенного теплопереноса в атмосферу. Первый очаг расположен в районе Корейского пролива, где на протяжение всего года ТПО бассейна максимальна (рисунок 5.2). Именно здесь неоднократно отмечалась наиболее

130'Е 135'Е 140'Е 130'Е 135'Е 140'Е 130'Е 135'Е 140'Е 13СГЕ 135'Е 140Е

^ I I | ^^яш го

0 5 10 15 20 25

Рисунок 5.2. Климатические поля среднемесячной температуры поверхности

океана с пространственным разрешением 4 км, взятые из архива AVHRR Ocean Pathfinder Data JPL NOAA/NASA (Oceanography of the East Sea..., 2016)

интенсивная теплоотдача с поверхности моря за счет испарения (Hirose et al., 1996; Варламов, Дашко, 2003). Второй самостоятельный очаг с LE, достигающим 200210 Вт/м2, регистрируется у северо-западного побережья о. Хонсю только по

данным массива J-OFURO2, основанного преимущественно на спутниковых измерениях (см. раздел 3.4) и требует отдельного рассмотрения.

В северо-западной зоне в связи с невысокими значениями ТПО вертикальные потоки скрытого тепла в 2-3 раза меньше чем в южной части Японского моря и в среднем для холодного сезона составляют 80-100 Вт/м2 по данным обоих массивов.

Турбулентная теплоотдача южной и юго-западной частей Японского моря в период холодного сезона также определяется наличием теплого Цусимского течения, распространяющегося преимущественно вдоль западного побережья японских островов Хонсю и Хоккайдо. В этой области оценки суммарного потока тепла из массивов OAFlux и J-OFURO2 характеризуются максимальной теплоотдачей с морской поверхности большей частью за счет испарения, достигающей в районе северо-западного побережья о. Хонсю 300-350 Вт/м2 (далее восточный район). Очевидно, что роль этой зоны в формировании и эволюции атмосферных циклонов синоптического и мезо- масштабов, как правило перемещающихся на северо-восток, существенна.

Турбулентная теплоотдача с поверхности северо-западной части моря слабее и характеризуется значительной пространственной неоднородностью. По данным J-OFURO2 выделяются две области локальных максимумов суммарных потоков, превышающих 250 Вт/м2: западная область зал. Петра Великого и прилегающая к ней часть глубокого моря (далее западный район) и северная область у континентального побережья, ограниченная параллелями 45 и 47°с.ш. (далее северный район) (рисунок 5.1.в). Более интенсивная теплоотдача за счет потока явного тепла наблюдается в западном районе, где S достигает 200 Вт/м2. Такие значения потока S обусловлены прибрежной орографией суши, способствующей беспрепятственному выносу на юг холодной сухой континентальной воздушной массы над морской поверхностью. Близкий район интенсивной теплоотдачи, названный исследователями «flux center», выделен в работах (Kawamura, Wu, 1998; Варламов, Дашко, 2002; Dormán et al., 2006) в том числе на основе анализа отдельных случаев холодных вторжений над Японским морем. Влияние прибрежной орографии суши (Восточно-Корейский и Сихотэ-Алинский хребты)

проявляется и в ослаблении турбулентного теплообмена над морем в зависимости от направления синоптического ветра. Так, с подветренной стороны южной части Сихотэ-Алинского хребта, включающей г. Ольховая и г. Облачная, выделяется район моря с относительно слабым теплопереносом в атмосферу (менее 120 Вт/м2), где при типичном северо-западном ветре зимой регулярно формируется ветровая тень. Вклад прибрежной орографии в зимний режим турбулентного теплопереноса в атмосферу наиболее выражен в полях потоков явного тепла, осредненных за декабрь и январь (рисунок 5.3), когда холодные вторжения наиболее интенсивны (см. раздел 4.2).

Вместе с тем при холодном вторжении пространственная неоднородность поля приводного ветра в северо-западной части моря может существенно меняться как во время эволюции вторжения, так и от случая к случаю. В качестве примера на рисунке 5.4 приведены поля скорости и направления ветра с разрешением 25 х 25 км по данным скаттерометра SeaWinds (спутник QuikSCЛT) для нескольких случаев вторжений в холодный сезон 2000/2001 гг. Как правило, при адвекции

125 130" 135" 140 145" 125 130 135 140 145

300

300

Рисунок 5.3. Направленные в атмосферу от морской поверхности среднемесячные вертикальные потоки явного тепла (Вт/м2) в (а) -декабре и (б)-январе, осредненные за период с 1988 по 2007 г. Прямоугольниками выделены районы интенсивной теплоотдачи. Поля потоков взяты из массивов J-OFURO2

холода с континента в поле ветра выделяется несколько полос орографического усиления ветра, две из которых охватывают западную и восточную части зал. Петра Великого. В полях турбулентных потоков из массива OAFlux влияние прибрежной орографии не наблюдается, что отражает недостаточное разрешение используемых реанализов, на основе которых выполнены оценки скорости ветра у морской поверхности (см. раздел 3.2). Этот метеорологический параметр является одним из важнейших при расчете турбулентного теплообмена.

Также на рисунке 5.1 выделяется обширная область морской поверхности над Центральной котловиной севернее поднятия Ямато, с которой теплоотдача моря за счет S и LE минимальна. Область минимума выделяется в полях среднемесячных потоков на протяжении любого холодного сезона с 1988 по 2007 гг. Примечательно, что эта зона находится внутри циклонического круговорота субарктической части моря, где неоднократно отмечалась возможность подъема более холодных глубинных вод. Вероятно, в формировании выделенной области минимума, участвуют и атмосферные процессы трансформации воздушной массы над морской поверхностью, и особенности циркуляции теплых и холодных вод бассейна.

В части моря, прилегающей к материку (Приморскому и Хабаровскому краю) и о-ву Сахалин, поток скрытого тепла не превышает 100-110 Вт/м2 (рисунок 5.1а, г) и оказывается существенно меньше явного как в январе, так и в холодный сезон (с ноября по март) любого года. Соответственно в суммарный турбулентный теплообмен в исследуемом районе основной вклад вносит S, о чем свидетельствует отношение потоков S / LE (отношение Боуэна) (рисунок 5.5). Такая особенность режима турбулентного теплообмена, характерная и для других арктических и субарктических морей, в холодный сезон наиболее выражена в западном районе

9:06 Гр. 11 декабря 2000 г.

48е N

О 5 10 15 20 25

Рисунок 5.4. Холодные вторжения над северо-западной частью Японского моря в полях скорости (м/с) и направления ветра по данным спутника QuikSCAT, полученным в холодный сезон (ноябрь-март) 2000/2001 гг.

глубокого моря, прилегающего к зал. Петра Великого, и северном районе над глубоководным желобом Татарского пролива, где поток явного тепла превышает по величине поток скрытого в 1,6-1,8 раза. В среднем за все холодные сезоны (1988-2007 гг.) район, где отношение Боуэна больше 1, занимает около 33% от общей площади моря, а в экстремально холодный сезон (2000/2001 гг.) - до 37%.

Ь25° 130° 135° 140° 145° 130° 135° 140° 145° 130° 135° 140° 145°

0,2 0.4 0,6 0.8 I 1.2 1.4 1.6

Рисунок 5.5. Отношение Боуэна (В), осредненное за все холодные сезоны 1988-2007 гг. (б), аномально теплый сезон 1997-1998 гг. (а) и экстремально суровый - 2000-2001 гг. (в). Черная кривая - изолиния с В = 1. Поля потоков взяты из массивов J-OFURO2

5.2. Районы интенсивной теплоотдачи в атмосферу

Рассмотрим более детально временную изменчивость потоков явного и скрытого тепла с морской поверхности в выделенных ранее областях интенсивной теплоотдачи - западный (41-43° с.ш., 131-132° в.д.) и восточный (38-41° с.ш., 138140° в.д.) районы. На рисунке 5.3 географическое положение этих районов обозначено черными прямоугольниками.

Внутрисезонный ход среднесуточных потоков S и LE для суровой зимы 2004/2005 гг. в западном районе характеризуется значительной синоптической изменчивостью с наибольшей амплитудой колебаний S и LE до 500-550 и 300-350 Вт/м2, соответственно (рисунок 5.6). Такие колебания возникают во время интенсивных холодных вторжений над большей частью Японского моря, сопровождающихся адвекцией континентальной воздушной массы со штормовым ветром и экстремальным суммарным ^ + LE) потоком тепла (600-900 Вт/м2). На рисунке периоды вторжений, зарегистрированных по предложенным в работе критериям, отмечены голубыми полосами.

В этот холодный сезон максимальное значение потока S (600-650 Вт/м2) наблюдалось во время продолжительного холодного вторжения над Японским морем с 20 по 23 декабря (3 сут). Вторжение было зарегистрировано в тылу циклона, вышедшего на западное побережье бассейна с территории Китая, и переместившегося в южную часть о. Сахалин с минимальным приземным давлением в центре 980 гПа (рисунок 5.7а). Также адвекции холода с континента способствовало усиление Азиатского максимума. Над морем атмосферный процесс надежно регистрировался в поле облачности по характерным конвективным облачным структурам в форме гряд и ячеек (рисунок 5.7б), отражающих процесс мелкой конвекции в пограничном слое атмосферы (Вельтищев, 2006). 22 декабря, в стадии максимального развития ХВ, западный район характеризовался наибольшей величиной отношения Боуэна (S / LE = 2,3), однако наиболее интенсивная турбулентная теплоотдача с морской поверхности в атмосферу (S+LE = 950 Вт/м2) отмечалась в восточном районе у северо-западного побережья о. Хонсю (рисунок 5.8), где скорость ветра у морской поверхности по данным скаттерометра SeaWinds (спутник QuikSCAT) и микроволнового радиометра AMSR-E (спутник Aqua) превышала 20-22 м/с (рисунок 5.9). Усиление ветра в этом районе характерно и для других случаев интенсивных вторжений с суммарной турбулентной теплоотдачей моря более 400-600 Вт/м2 по данным J-ORURO2 (рисунок 5.7б).

Как было показано ранее (Shimada, Kawamura, 2008), рост скорости ветра в этой области наблюдается преимущественно в зимние месяцы во время адвекции холода с континента и отражает мезомасштабный отклик характеристик пограничного слоя атмосферы на восточную часть субарктического фронта моря со значительными горизонтальными градиентами ТПО. Такая мезомасштабная особенность взаимодействия океана и атмосферы более выражена для областей западных пограничных течений в полях завихренности и дивергенции

Рисунок 5.6. Внутрисезонная изменчивость среднесуточных потоков явного S (синяя сплошная линия) и скрытого LE (красная пунктирная линия) тепла в западном районе для аномально сурового (с 1 ноября 2004 по 31 марта 2005 г.) холодного сезона. Оценки потоков взяты из массивов

J-OFURO2 (сверху) и OAFlux (снизу). Голубыми полосами отмечены периоды холодных вторжений, зарегистрированных над Японским морем

по спутниковым данным.

тангенциального напряжения вектора ветра у морской поверхности (Chelton et al., 2004; Liu et al., 2007; Minobe et al., 2008), полученного по данным спутниковых измерений. Аналогичный мезомасштабный эффект систематически регистрировался в районе холодной аномалии над банкой Кашеварова в Охотском море (Пермяков, Тархова, 2010). В большинстве численных моделей циркуляции океана и атмосферы эти мезомасштабные эффекты проявляются слабо, что связано с недостаточно высоким пространственно-временным разрешением и приближенной параметризацией процессов вертикального перемешивания в ПСА

(Bryan et al., 2010). Вопрос о физических механизмах отклика ПСА на океанические фронты и вихри до сих пор остается дискуссионным.

(А) (Б)

Рисунок 5.7. Холодное вторжение над Японским морем 22 января 2004 г.: -карта приземного анализа японского метеорологического агентства за 6 Гр. (А) и видимое изображение, полученное спектрорадиометром MODIS со спутника Aqua в 03:50 Гр. (Б). Красная линия-траектория циклона

Сравнительный анализ оценок вертикальных потоков по данным обоих массивов показал высокую корреляцию (R = 0,78-0,97) для выделенных районов интенсивной теплоотдачи (рисунок 5.10). Однако для восточного района суммарный турбулентный теплоперенос в атмосферу из массива OAFlux на 1822% ниже по сравнению с потоками S+LE из J-OFURO2. Аналогичную разницу демонстрирует сопоставление среднесуточных значений приводного ветра для диапазона 10-20 м/с (рисунок 5.10д, е). Очевидно, в полях скорости ветра из OAFlux, полученных на основе данных реанализов, отмеченный выше мезомасштабный эффект не проявляется, что отражается и в значениях потоков.

Хотя холодный сезон 2004/2005 гг., один из аномально суровых за многолетний период с 1993 по 2008 г., абсолютный суточный максимум теплоотдачи за счет потока явного тепла был отмечен 28 декабря 2006 г. - 790

Рис. 5.8. Временной ряд среднесуточных потоков явного S (синяя линия) и скрытого LE (красная линия) тепла в восточном районе для аномально сурового (с 1 ноября 2004 по 31 марта 2005 г.) холодного сезона. Оценки потоков взяты из массивов J-OFURO2 (сверху) и ОЛБ1их (снизу). Прямоугольниками отмечены периоды холодных вторжений над Японским морем

5 10 15 20

Рисунок 5.9. Холодное вторжение над Японским морем в полях скорости и направления ветра, полученных а) - скаттерометром SeaWinds (спутник QuikSCAT) в период 19:30-21:12 Гр. 21 декабря и б) - микроволновым радиометром AMSR-E (спутник Aqua) в 03:30 Гр. 22 декабря 2004 г.

Цветовые шкалы - в м/с.

Вт/м2. В этот период также регистрировалось холодное вторжение над обширной областью моря со скоростью приводного ветра более 25 м/с. Отметим, что во время зимних вторжений оценки потока явного тепла из массива OAFlux на 100-200

Рисунок 5.10. Взаимосвязь среднесуточных значений (а, б) - потока явного тепла (Вт/м2), (в, г) - потока скрытого тепла (Вт/м2) и (д, е) - скорости ветра у морской поверхности (м/с) за холодный сезон 2004/2005 гг. по данным массивов OAFlux и J-OFURO2. Диаграммы рассеяния построены для западного (а, в, д) и восточного (б, г, е) районов

Вт/м2 ниже чем из J-OFURO2, что неоднократно отмечалось и при сопоставлении с контактными измерениями.

Более того оценка экстремальных значений турбулентных потоков при штормовом (более 25 м/с) и ураганном (более 33 м/с) ветрах содержит значительные погрешности, возникающие из-за уменьшения точности оценки коэффициентов обмена в балк-параметризации вертикальных потоков тепла, влаги и количества движения (Троицкая и др., 2011; Репина, 2011). Наличие капельно-брызгового слоя в приводной атмосфере, вклад которого во время шторма растет, также может влиять на оценки потоков. Как показали предварительные расчеты (Бортковский, 1983), величина переноса тепла и влаги брызгами уже при скорости ветра 20 м/с становится соизмеримой с турбулентными потоками.

5.3. Вклад холодных вторжений в теплообмен моря

Рассмотренное выше увеличение интенсивности процессов теплопереноса с поверхности Японского моря в атмосферу во время отдельных случаев холодных вторжений само по себе не определяет вклад этих атмосферных процессов в режим турбулентного теплообмена бассейна. Этот вклад определяется также вероятностью возникновения (или повторяемостью) вторжений, сопровождающихся сильным/штормовым ветром и характерной продолжительностью.

В главе 4 было показано, что продолжительность ХВ ф) над ЯМ существенно варьирует в диапазоне от 0,5 до 7 сут. При этом плотность распределения продолжительности вторжений надежно описывается экспоненциальной функцией с максимумом для D менее 1 сут. Около 30% ХВ с D < 1 сут., в стадии максимального развития, сопровождались штормовым ветром (более 20 м/с), что обуславливало экстремальный тепло- массоперенос через морскую поверхность в атмосферу.

Выполненные выше оценки вертикальных потоков явного и скрытого тепла подтвердили связь интенсивных ХВ над ЯМ с экстремальными величинами

потоков, которые имеют особое значение для многих климатически значимых процессов в атмосфере и океане, а также неблагоприятных и опасных погодных явлений. Вместе с тем суммарная продолжительность вторжений над морем, зарегистрированная по спутниковым данным (см. раздел 4.3), в среднем составляет менее 25% от продолжительности холодного сезона (ноябрь-март). Из выше изложенного возникает важнейший вопрос количественной оценки вклада ХВ в турбулентный теплообмен поверхности Японского моря с атмосферой в холодный сезон года.

Для решения этого вопроса в работе рассматривается турбулентный теплоперенос в атмосферу во время каждого холодного вторжения интегрированный по всей площади исследуемого бассейна. Из анализа вынужденно исключены прибрежная зона шириной 50-100 км ввиду пространственного разрешения используемого массива J-OFURO2 и часть Татарского пролива севернее 48° с.ш., где с ноября по март формируется ледяной покров. Следовательно расчет потоков выполнялся только для узлов регулярной сетки над морской поверхностью с общей площадью около 928 тыс. км2, что составляет 88% от площади Японского моря.

Интегрирование значений соответствующих турбулентных потоков проводилось по заданной выше части моря и установленному периоду каждого вторжения:

где I - интегральный приток тепла, Q - его локальная интенсивность (турбулентный поток тепла), Re - радиус Земли, к и ф — долгота и широта центра квадрата используемой регулярной сетки соответственно, /к и /ф — шаг сетки по долготе и широте соответственно (в радианах), At — дискретность используемых данных по времени (Гидрометеорология и ..., 2003).

(5.1)

Г .5

Выбор массива J-OFURO2 продиктован результатами сравнительного анализа пространственно-временной изменчивости потоков (см. разделы 5.1-5.2). Кроме того поля скорости ветра, полученные по данным спутникового мультисенсорного зондирования, отражают мезомасштабную структуру, связанную с влиянием орографии суши, фронтальными зонами, мезомасштабным циклогенезом и др. В этом случае по сравнению с полями европейского и американского реанализов в большей степени учитывается неоднородность поля приводного ветра, существенно влияющая на оценку вертикальных потоков тепла.

В таблицах 5.1 и 5.2 приведены рассчитанные по формуле (5.1) интегральные оценки количества тепла, полученного атмосферой от поверхности моря за счет вертикальных потоков явного S, скрытого LE и суммарного S+ LE тепла во время ХВ. Эти оценки выполнены для холодных сезонов 2000/2001 и 2007/2008 гг., когда количество зарегистрированных вторжений было аномально высоким и низким соответственно (см. раздел 4.3). Типичные значения суммарного турбулентного теплопереноса варьируют в диапазоне 20-40 х 1018 Дж и приходятся на наиболее многочисленную группу ХВ с продолжительностью (О) менее суток (см. раздел 4.2). Для холодного сезона 2000/2001 гг. количество таких непродолжительных вторжений сравнительно велико (более 50% случаев) и обеспечивает приток тепла в атмосферу, достигающий 460 х 1018 Дж. Эта величина сопоставима со среднемесячными интегральными оценками турбулентного теплообмена за февраль или март, выполненными, например, в работе (Гидрометеорология ..., 2003), однако составляет лишь 25% от суммарного количества тепла, полученного атмосферой за периоды всех ХВ сезона.

Таблица 5.1. Интегральные оценки количества тепла (х1018 Дж), полученного атмосферой от поверхности Японского моря за счет вертикальных потоков явного S, скрытого LE и суммарного S+ LE тепла во время ХВ, зарегистрированных с ноября по март 2000/2001 гг.

№ Дата начала ХВ Дата окончания ХВ Прод-ть, сут. Явное тепло (51) хЮ'8 Дж Скрытое тепло (¿£)х1018 Дж Б + ЬЕ х1018 Дж

1 20001107Т1200 20001108Т1200 1 24 36 59

2 2000111ОТ1200 20001111Т0000 0,5 13 18 31

3 20001115Т1200 20001116Т0000 0,5 14 16 30

4 20001118Т0000 20001118Т1200 0,5 18 24 41

5 20001121Т0000 2000Г122Т0000 1 19 22 41

6 20001127Т1200 20001128Т1200 1 30 37 66

7 20001129Т1200 20001130Т0000 0,5 11 15 25

8 20001203Т0000 20001204Т0000 1 18 18 36

9 20001205Т0000 20001206Т1200 1,5 39 40 79

10 2000121ОТ1200 20001213Т0000 2,5 71 65 136

11 20001216Т0000 20001216Т1200 0,5 14 12 26

12 20001219Т0000 20001219Т1200 0,5 10 14 24

13 20001221Т0000 20001221Т1200 0,5 14 15 28

14 20001223Т1200 20001224Т0000 0,5 15 18 33

15 20001224Т1200 20001227Т0000 3 69 62 132

16 20001231Т0000 20010101Т1200 1,5 30 28 59

17 20010102Т1200 20010106Т0000 3,5 84 69 153

18 20010110Т0000 20010110Т1200 0,5 17 14 31

19 20010111Т0000 20010116Т0000 5 129 92 221

20 20010116Т1200 20010117Т0000 0,5 21 17 38

21 20010118Т0000 20010118Т1200 0,5 17 14 31

22 20010121Т0000 20010121Т1200 0,5 15 11 26

23 20010125Т1200 20010126Т0000 0,5 11 9 20

24 20010128Т1200 20010129Т0000 0,5 14 13 27

25 20010201Т1200 20010204Т0000 3,5 66 49 115

26 20010206Т0000 20010206Т1200 0,5 15 9 23

27 20010209Т1200 20010210Т0000 0,5 11 12 24

28 20010211Т0000 20010214Т0000 2 53 39 92

29 20010225Т0000 20010226Т0000 1 12 13 26

30 20010304Т1200 20010306Т0000 1,5 22 27 49

31 20010307Т0000 20010309Т0000 2 25 22 47

Сумма: 919 852 1771

Более продолжительные ХВ (> 2-2,5 сут.), возникающие, как правило, в зимние месяцы, сопровождаются суммарным ^ + LE) турбулентным теплопереносом более 100 х 1018 Дж, большая часть которого не редко поступает в атмосферу за счет потока явного тепла. Такая особенность наиболее выражена для случаев интенсивных вторжений с D = 5 сут., зарегистрированных как 2001, так и 2008 гг. В первом случае с 11 по 16 января с поверхности моря в атмосферу поступило около 220 х 1018 Дж ^ + LE = 129 х 1018 + 92 х 1018 Дж); во-втором же

эта величина достигла 187 x 1018 Дж (см. таблица 5.2). Очевидно, что такие экстремальные теплопотери морской поверхности наряду с перемешиванием деятельного слоя бассейна приводят к существенной изменчивости пространственного распределения ТПО Японского моря. Так на рисунке 5.11, показано, что за время интенсивных холодных вторжений (20-23 ноября 2007 г. и 30 декабря 2007 - 2 января 2008 гг.) ТПО заметной части бассейна может резко понижаться на 2-4°С. Температура поверхности воды (ТПО) взята из массива Microwave plus Infrared Optimally Interpolated sea surface temperature (MWIR OI SST), содержащего данные как микроволновых, так и инфракрасных спутниковых измерений (http://www.remss.com). Из рисунка видно, что во время ХВ в ноябре область отрицательных аномалий ТПО (меньше -2°С) занимает более 10% площади моря и расположена в центральной его части с минимумом в районе (4041° с.ш., 135-136° в.д.).

Для обоих холодных сезонов суммарные оценки количества тепла, перенесенного в атмосферу за счет потока S сравнимы с потерями тепла моря на испарение, что отражает эквивалентный вклад обоих механизмов теплоотдачи бассейна во время вторжений. Эта особенность сохраняется для других холодных периодов 2000-2008 гг. и является характерной для ХВ над Японским морем.

Наконец оценим вклад теплопотерь (за счет потоков S и LE) во время холодных вторжений в суммарный турбулентный теплообмен моря за холодный сезон. Из расчетов по формуле (5.1) следует, что с ноября по март 2000/20012007/2008 гг. за счет турбулентных потоков поверхность моря отдавала в атмосферу от 2830 x1018 до 3470 x1018 Дж (см. таблица 5.3). На долю вторжений приходилось 1040 x1018 - 1840 x1018 Дж, что в среднем составляет около 46%. Вместе с тем в сезоны 2000/2001, 2004/2005 и 2005/2006 гг., когда суммарная продолжительность ХВ превышала 33 сут., их вклад в теплоперенос с морской поверхности всего бассейна в атмосферу превышал 50%. Такие оценки подтверждают, что холодные вторжения не только ответственны за

Таблица 5.2. Интегральные оценки количества тепла (х1018 Дж), полученного атмосферой от поверхности Японского моря за счет вертикальных потоков явного S, скрытого LE и суммарного S+ LE тепла во время ХВ, зарегистрированных с ноября по март 2007/2008 гг.

№ Дата начала ХВ Прод-ть, Явное тепло Скрытое тепло Дата окончания ХВ ,■> ,с суг. (5) х10 Дж {ЬЕ) х10 Дж Б + ЬЕ х1018Дж

1 20071115Т0000 20071115Т1200 0,5 12 18 30

2 20071117Т1200 20071119ТОООО 1,5 40 53 94

3 20071120ТОООО 20071123ТОООО 3 62 74 136

4 20071126Т1200 20071127ТОООО 0,5 11 16 27

5 20071204Т0000 2007120бт0000 2 32 39 71

6 20071215Т1200 20071216ТОООО 0,5 13 19 32

7 20071230Т0000 20080 Ю2ТОООО 3 59 63 122

8 20080104Т0000 20080104Т1200 0,5 10 11 21

9 20080Ю9ТОООО 20080109Т1200 0,5 17 13 30

10 20080111Т1200 20080114ТОООО 2,5 61 41 102

11 20080116Т1200 20080117ТОООО 0,5 21 19 40

12 20080120т0000 20080121ТОООО 1 18 14 33

13 20080124т0000 20080125Т1200 1,5 39 32 71

14 20080126ТОООО 20080127ТОООО 1 15 13 28

15 20080212Т1200 20080217Т1200 5 95 91 187

16 20080220Т1200 20080221ТОООО 0,5 9 12 20

17 20080223Т1200 20080224Т1200 1 40 32 72

18 20080227Т0000 20080228т0000 1 10 12 22

Сумма: 564 572 1136

Таблица 5.3. Характеристики интенсивности холодных вторжений над

Японским морем с 2000 по 2008 гг. и их вклад в интегральный

турбулентный теплообмен (х1018 Дж) за холодный сезон года

№ Холодные сезоны Кол-во Сумм. Кол-во тепла за прод-ть ХВ, 18 а и ^ сезон (х10 Дж) Кол-во тепла во время ХВ (хЮ18 Дж) Вклад ХВ (%)

1 2000/2001 31 39 3430 1770 52

2 2001/2002 27 28,5 3140 1430 46

3 2002/2003 28 33,5 3240 1580 49

4 2003/2004 25 30 3200 1410 44

5 2004/2005 30 42 3470 1810 52

6 2005/2006 26 44,5 3380 1840 54

7 2006/2007 19 27 2830 1040 37

8 2007/2008 18 26 3280 1140 35

экстремальные потоки S и LE, но и являются ключевым атмосферным процессом синоптического масштаба, определяющим режим турбулентного теплообмена Японского моря в холодный сезон года.

Рисунок 5.11. Реакция поверхности Японского моря на холодные вторжения с континента в полях разности среднесуточной ТПО (°С) между: (а) - 23 и 20 ноября 2007 г.; (б) - 2 января 2008 г. и 29 декабря 2007 г. Черными линиями выделены области с разностью ТПО меньше -2°С. Массив разработан и предоставлен компанией Remote Sensing Systems (http://www.remss.com/measurements/sea-surface-temperature)

В работе представлено наиболее детальное исследование структуры и характеристик холодных вторжений (ХВ) над Японским морем (ЯМ), включая турбулентный теплообмен на границе океан-атмосфера. Оценена эффективность мультисенсорного спутникового зондирования в изучении ветрового режима бассейна в холодный сезон года, изменчивости паросодержания атмосферы в трансформирующейся над морской поверхностью континентальной воздушной массе, а также структуры облачности. Анализ вторжений выполнен с привлечением синоптических карт приземного анализа и барической топографии, а спутниковые оценки гидрометеорологических параметров были подкреплены контактными измерениями прибрежных и островных метеостанций/станций радиозондирования атмосферы. Это позволило построить наиболее полный архив репрезентативных спутниковых данных о характеристиках ХВ над ЯМ за 16 холодных сезонов (ноябрь-март) с 2000 по 2016 гг.

На основании этого уникального архива было выполнено обобщение гидрометеорологических условий возникновения и особенностей эволюции вторжений над морем, вместе с тем полученные сведения позволили предложить критерии идентификации этого метеорологического режима над исследуемым бассейном. На основе массивов полей турбулентных потоков явного (S) и скрытого (LE) тепла между океаном и атмосферой Objectively Analyzed Air-sea Fluxes (OAFlux) и Japanese Ocean Flux Data sets with Use of Remote Sensing Observations (J-OFURO2) изучены как общие закономерности, так и региональные особенности пространственно-временной изменчивости потоков, оценены их экстремальные значения и количественно подтвержден определяющий вклад ХВ в режим турбулентного теплообмена поверхности ЯМ с атмосферой в холодный сезон года.

Подводя итоги исследования, сформулируем основные результаты работы: 1. За 16 холодных сезонов (ноябрь - март) 2000-2016 гг. было зарегистрировано 403 вторжения холодного воздуха с континента на Японское море со скоростью ветра у поверхности W > 10 м/с. Типичные значения W варьировали

в диапазоне от 10 до 20 м/с. В стадии максимального развития скорость ветра в наиболее интенсивных вторжениях достигала 25-27 м/с. Штормовой ветер отмечался преимущественно в открытой части моря юго-восточней залива Петра Великого и у северо-западного побережья о. Хонсю.

2. Вторжения возникали преимущественно в тылу внетропических циклонов синоптического масштаба (южных циклонов), перемещавшихся вдоль Японских островов со скоростью более 60 км/ч в северную часть моря или к СВ побережью о. Хонсю. В отдельных случаях быстрая адвекция холода с континента определялась циклонической циркуляцией обширной области пониженного давления над Курильскими островами и открытой частью Тихого океана. Над северо-западной частью моря ХВ характеризовались крайне низким паросодержанием атмосферы (V) 2-6 кг/м2, однако при пересечении трансформирующейся континентальной воздушной массой паросодержание атмосферы возрастало на 4-6 кг/м2 на расстоянии 100 км и составляло 10-12 кг/м2 над Цусимским течением у западного побережья о. Хонсю.

3. Разработаны критерии регистрации ХВ над ЯМ по векторным полям приводного ветра и спутниковым видимым / ИК изображениям облачности. При адвекции холода с континента скорость северо-западных ветров превышала 10 м/с, а над морской поверхностью формировалась мезомасштабная упорядоченная конвекция вследствие неустойчивой стратификации атмосферы.

4. Впервые показано, что продолжительность D холодных вторжений над ЯМ меняется от 0,5 до 7 сут. Плотность распределения продолжительности вторжений описывается экспоненциальной функцией. Максимальное количество вторжений (146) имеют продолжительность D < 1 сут. Скорость ветра в 30% таких вторжений превышала 20 м/с, что обуславливало экстремальный тепло- массоперенос через морскую поверхность в атмосферу. В работе фогтап et а1., 2004) и ряде других ХВ с D < 1 не анализировались.

6. Проведен сравнительный анализ пространственно-временной изменчивости турбулентного теплообмена между поверхностью ЯМ и атмосферой в холодный сезон года по данным массивов J-OFURO2 и ОЛБ1их. Показано, что в полях вертикальных потоков тепла из J-OFURO2, выделяются локальные зоны интенсификации теплопереноса в атмосферу у северо-западного побережья ЯМ как в среднемесячных полях (декабрь-февраль), так и осредненных за весь холодный сезон (ноябрь-март). В этих районах во время вторжений регистрируется местное усиления приводного ветра под действием прибрежной орографии с W на 30-40% выше фоновых значений.

7. Впервые выделена обширная область морской поверхности над Центральной котловиной севернее поднятия Ямато, с которой теплоотдача моря за счет S и LE минимальна. Область минимума выделяется в полях среднемесячных потоков на протяжении любого холодного сезона с 1988 по 2007 гг. и находится в пределах циклонического круговорота субарктической части моря.

8. Установлено, что синоптическая изменчивость турбулентного теплообмена поверхности моря с атмосферой в зимние месяцы определяется холодными вторжениями и характеризуется амплитудой колебания в 400-500 Вт/м2 с экстремальными значениями потоков явного и скрытого тепла, достигающими 500-700 и 700-900 Вт/м2, соответственно. Для северо-западной части моря в холодный сезон года характерно преобладание потока явного тепла над скрытым со средним отношением Боуэна В = 1,6-1,8 однако во время ХВ В достигает 2,5-3.

9. Определено, что суммарная продолжительность вторжений варьирует от 17 до 29% от продолжительности холодного сезона (ноябрь-март), однако их вклад в теплоперенос с морской поверхности в атмосферу достигает 54%. Такие оценки показывают, что ХВ являются ключевым атмосферным процессом синоптического масштаба, определяющим режим турбулентного теплообмена Японского моря в холодный сезон года.

10. Выявлена статистическая взаимосвязь между повторяемостью ХВ и межгодовой изменчивостью температуры воздуха у поверхности (Та), взятой из реанализа высокого разрешения NCEP-CFSR. Наиболее тесная обратная корреляция количества вторжений и Та (> 10,801) отмечается для области с центром на 47,5° с.ш., 135,5° в.д. над континентальной частью Дальнего Востока.

1. Агаркова А.Т. Выход южных циклонов к районам Камчатки в холодное время года // Труды ДВНИГМИ. — 1960. — Вып. 10. — С. 68—92.

2. Алдошина Е.И. Тепловой баланс поверхности Японского моря // Тр. ГОИН. 1957. Вып. 35. С. 119-147.

3. Амбрози П., Вельтищев Н.Ф., Гетц Г., Ноймайстер Х., Рункану Т., Шабров В.Г. Использование данных о мезомасштабных особенностях облачности в анализе погоды. - Л.: Гидрометеоиздат, 1973. - 150 с.

4. Архангельский В.Л. Пути и скорость перемещения циклонов и антициклонов в Восточной Сибири и на Дальнем Востоке // Труды ДВНИГМИ.- 1956.-Вып.1.- С. 97-106.

5. Бауман И.А. О некоторых особенностях существования сибирского антициклона // Тр. ЛГМИ. 1960. Вып. 9.

6. Бортковский Р.С. Тепло- и влагообмен атмосферы и океана при шторме. - Д.: Гидрометеоиздат, 1983. - 160 с.

7. Варламов С.М., Дашко Н.А. Оценка составляющих суммарного теплообмена поверхности Японского моря по данным судовых гидрометеорологических наблюдений // Тр. ДВНИИГМИ. СПб.: Гидрометеоиздат, 2002. Вып. 150. С. 28-47.

8. Вельтищев Н.Ф. Мезометеорологические процессы / Н.Ф. Вельтищев, В.М. Степаненко - Москва: МГУ, 2006.- 101 с.

9. Воронина В.Ф. Атлас средних многолетних годовых сезонных и месячных значений повторяемости циклонов и их изменчивости у Земли и на уровне 500 гПа (1959-1978 гг.) //Владивосток: ДВНИГМИ, 1986.- 56 с.

10. Глебова С.Ю. Типы атмосферных процессов над дальневосточными морями, межгодовая изменчивость их повторяемости и сопряженность: дисс. ... кандидата географических наук: 25.00.28; [Место защиты: ТИНРО-центр] -Владивосток, 2002. - 188 с.

11. Голицын Г.С. Ураганы, полярные и тропические, их энергия и размеры, количественный критерий возникновения // Известия РАН. Физика атмосферы и океана. 2008. Т. 44, № 5. С. 579-590.

12. Гурвич И.А. Интенсивные мезомасштабные циклоны над дальневосточными морями в холодное полугодие по данным спутникового зондирования: дисс. ... кандидата географических наук: 25.00.28; [Место защиты: Тихоокеан. океанол. ин-т ДВО РАН] - Владивосток, 2013.- 171 с.

13. Гурвич И.А., Пичугин М.К. Исследование характеристик интенсивных мезомасштабных циклонов над дальневосточными морями на основе спутникового мультисенсорного зондирования // Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса. 2013. Т. 10, №1. С. 51-59.

14. Дубина В.А. Спутниковое радиолокационное зондирование Японского и Охотского морей: дисс. ... кандидата географических наук: 25.00.28; [Место защиты: Тихоокеан. океанол. ин-т ДВО РАН] - Владивосток, 2008.- 119 с.

15. Жабин И.А. Структура и эволюция фронтальных зон в прибрежных районах северо-западной части Тихого океана: дисс. ... кандидата географических наук: 25.00.28; [Место защиты: Тихоокеан. океанол. ин-т ДВО РАН] - Владивосток, 1992.- 171 с.

16. Зилитинкевич С.С., Монин А.С. Турбулентность в динамических моделях атмосферы. Л.: Наука, 1971. 44 с.

17. Зилитинкевич С.С. Атмосферная турбулентность и планетарные пограничные слои. М.: Физматлит, 2013. 256 с.

18. Зуенко Ю.И. Межгодовые изменения положения полярного фронта в северозападной части Японского моря // Изв. ТИНРО. — 2000. — Т. 127. — С. 37-49.

19. Иванов В.В., Алексеев В.А., Алексеева Т.А., Колдунов Н.В., Репина И.А., Смирнов А.В. Арктический ледяной покров становится сезонным? // Исследование Земли из космоса. 2013. № 4. С. 50-65.

20. Ильинский О.К. Опыт выделения основных форм циркуляции атмосферы над Дальним Востоком // Тр. ДВНИГМИ. 1965. Вып. 20. С. 26-45.

21. Истошин Ю.В. Температура воды Японского моря и возможность ее прогноза // Тр. океанографической комиссии АН СССР. — 1960. — Т. 7. — C. 52-97.

22. Лаппо С.С., Гулев С.К., Рожденственский А.Е. Крупномасштабное тепловое взаимодействие в системе океан-атмосфера и энергоактивные зоны Мирового океана. - Л.: Гидрометеоиздат, 1990. - 336с.

23. Лайдольф П. Е. Природа азиатского максимума // Известия ВГО. 1978. Вып. 5, т. 110.

24. Леонов А. К. Японское море // Региональная океанография. Часть 1. - Л.: Гидрометеоиздат. 1960. - С. 291-463.

25. Лисогурский Н.И., Петричев А.З. Распространение муссона над Восточной Азией и степень его устойчивости // Метеорология и гидрология. - 1980. - № 5. - С. 54-59.

26. Малкус Ж. Крупномасштабное взаимодействие. В кн.: Море / пер. с англ. - Л.: Гидрометеоиздат, 1965. С.58-254.

27. Марчук Г. И., Кондратьев К. Я., Козодеров В. В., Лаппо С. С., Саркисян А. С., Хворостьянов В. И. Энергоактивные зоны: концептуальные основы. Серия: Атмосфера, океан, космос — программа «Разрезы». М.: ВИНИТИ, 1989. Т. II. Ч. II. 368 с.

28. Митник Л.М. Десятова Г.И., Ковбасюк В.В., Вольпян Г.П., Грибунин А.Г. Взаимосвязь полей приводного ветра и облачности по данным спутникового зондирования в видимом, ИК- и СВЧ-диапазонах// Исслед. Земли из космоса. 1987. N 4. С. 28-40.

29. Митник Л.М, Дубина В.А., Митник М.Л. Использование спутниковых РЛС с реальной и синтезированной апертурой для картирования поля ветра в прибрежных районах // Исследование Земли из космоса. 2003. N 2. С. 47-58.

30. Митник М.Л., Митник Л.М. Восстановление паросодержания атмосферы и водозапаса облаков над океаном по данным микроволнового зондирования со спутников DMSP, TRMM, AQUA и ADEOSII // Исслед. Земли из космоса. 2006. № 4. C. 34-41.

31. Митник Л.М., Митник М.Л. Алгоритм восстановления скорости приводного ветра по измерениям микроволнового радиометра AMSR-E со спутника Aqua // Исслед. Земли из космоса. 2011. № 6. С. 34-44

32. Митник Л.М., Митник М.Л., Дубина В.А. Дистанционное радиофизическое зондирование системы океан-атмосфера / Колл. авторов «Дальневосточные моря России». В 4 кн. / Гл. ред. В.А. Акуличев. Книга 4. Физические методы исследования / отв. ред. Г.И. Долгих. М: Наука, 2007. С. 449-537.

33. Митник Л.М., Митник М.Л., Чернявский Г.М., Чёрный И.В., Выкочко А.В., Пичугин М.К. Приводный ветер и морской лёд в Баренцевом море по данным микроволновых измерений со спутников Метеор-М № 1 и GCOM-W1 в январе-марте 2013 г. // Исследование Земли из космоса. 2015. №6. С. 36-46.

34. Наставление по краткосрочным прогнозам погоды общего назначения. РД 52.27.724-2009. Обнинск: ИГ-СОЦИН, 2009. 13 с.

35. Нелепо Б.А., Терехин Ю.В., Коснарев В.Н., Хрымов Б.Е. Спутниковая гидрофизика. М. 1983. 253 с.

36. Никитин А.А., Юрасов Г.И. Поверхностные термические фронты в Японском море // Изв. ТИНРО. 2007. Т. 148. С. 41-53.

37. Никитин А.А., Данченков М.А., Лобанов В.Б., Юрасов Г.И. Новая схема поверхностной циркуляции Японского моря с учетом синоптических вихрей // Изв. ТИНРО. -2009. - Т. 157. - С. 158-167.

38. Пермяков М.С., Тархова Т.И. Аномалии ветра и температуры поверхности над банкой Кашеварова в Охотском море // Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса. 2011. Т. 8, № 3. С. 277-282.

39. Пичугин М.К., Митник Л.М. Холодные вторжения над Беринговым морем: анализ по данным спутниковых микроволновых и оптических измерений, радиозондирования атмосферы и океанических буев // Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса. 2009. Т. 6. № 2. С. 172-179.

40. Пичугин М.К. Взаимодействие океана и атмосферы при холодных вторжениях над Беринговым морем по спутниковым измерениям: возможности

радиометра AMSU-A // Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса, 2012. Т. 9. №4. С. 186 - 193.

41. Пичугин М.К., Пономарев В.И. Изменчивость потоков явного и скрытого тепла в северо-западной части Японского моря в холодный период года // Вестник ДВО РАН. 2013. № 6. С. 22-29.

42. Похил А.Э. Об идентификации зон штормового волнения и штиля в Тихом океане по спутниковым снимкам облачности // Метеорология и гидрология. 1985. № 12. С. 68-76.

43. ПРОЕКТ "МОРЯ". Гидрометеорология и гидрохимия морей. Том VIII. ЯПОНСКОЕ МОРЕ. Выпуск 1. Гидрометеорологические условия // Отв. Ред. Ф.С. Терзиев. Санкт-Петербург: Гидрометеоиздат, 2003. - 398 с.

44. Радзиховская М.А. Водный и тепловой баланс Японского моря. В кн.: Основные черты геологии и гидрологии Японского моря. М.: АН СССР, 1961. - С. 108-131.

45. Радиолокация поверхности Земли из Космоса, под ред. Л.М. Митника и С.В. Викторова, Л., Гидрометеоиздат, 1990, 200.

46. Репина И.А. Экспериментальные исследования взаимодействия атмосферы и океана в нестационарных условиях: дисс. ... доктора физико-математических наук: 25.00.29; [Место защиты: ИФА РАН] - Москва, 2011.- 318 с.

47. Рис У. Основы дистанционного зондирования / пер. с англ. М.Б. Кауфмана, А.А. Кузьмичевой. - М.: Техносфера, 2004. - 336 с.

48. Рудовиц Л.Ф., Уда М. Гирологические исследования Японского моря в мае-июне 1932 г. // Записки по гидрографии. 1934 Вып. В2. С. 138-145.

49. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды. - Л.: Гидрометеоиздатю. 1988. Ч. II. Вып. 5. Дальний Восток. - 176 с.

50. Сонькин Л.Р. Зимние синоптические процессы района дальневосточных морей и прогнозы погоды на 3 - 7 дней. - Л.: Гидрометеоиздат, 1963. - 105 с.

51. Сорочан О.Г. Некоторые особенности муссонной циркуляции восточной Азии // Тр. ГГО. - 1957а. - Вып. 70. - С. 92-107.

52. Сорочан О.Г. Некоторые соображения о природе летнего муссона восточной Азии // Тр. ГГО. - 19576. - Вып. 71. - С. 184-208.

53. Тимофеев Н.А. Радиационный режим океанов / Н.А. Тимофеев.- Киев, Наукова думка. 1983. - 247 с.

54. Троицкая Ю.И., Сергеев Д.А., Казаков В.И., Богатов Н.А., Салин М.Б. Моделирование механизмов взаимодействия океана и атмосферы при экстремальных гидрометусловиях // Тр. ГОИН. 2011. Вып. 213. С. 33-44.

55. Трусенкова О.О. Сезонные и межгодовые изменения циркуляции вод Японского моря // Дальневосточные моря России: в 4 кн. / гл. ред. В. А. Акуличев. Кн. 1: Океанологические исследования / отв. ред. В.Б. Лобанов, В.А. Лучин. - М.: Наука, 2007. -С. 280-306.

56. Тунеголовец В.П., Кочеткова М.В., Чередниченко У.А. Климатические обобщения южных циклонов, выходящих на дальневосточные моря и северозападную часть Тихого океана в холодный период года // Труды ДВНИГМИ, вып. 151.- Владивосток, Дальнаука, 2009. - С. 109-126.

57. Хромов С.П., Мамонтова Л.И. Метеорологический словарь. Л.: Гидрометеоиздат. 1974. 568 с.

58. Чечин Д.Г., Заболотских Е.В., Репина И.А., Шапрон Б. Влияние бароклинности в атмосферном пограничном слое и экмановского трения на приземную скорость ветра во время холодных вторжений в Арктике // Известия РАН, Физика атмосферы и океана. 2015. Том 51, №2. С. 146-157.

59. Шатилина Т.А., Анжина Г.И. Изменчивость интенсивности дальневосточного муссона в 1948-2010 гг. // Изв. ТИНРО. - 2011 - Т. 167 - С. 146-159.