Складення прогностичних карт особливих явищ на верхніх рівнях

 

Прогностичні карти особливих явищ на верхніх рівнях (SHLW), що складаються для забезпечення польотів за маршрутом, повинні, згідно Регламенту ВМО-ІКАО [1], містити наступну інформацію:

1. Положення баричних центрів біля землі, напрямок і швидкість їх переміщення.

2. Атмосферні фронти з їх зонами хмарності.

3. Струминні течії (СТ) у верхній тропосфері (ізотахи 30 м·с^-1 і вище, зони максимального вітру і висота осей СТ в декаметрах).

4. Висоту тропопаузи, положення її екстремумів, і температуру тропопаузи.

5. Зони активної конвекції.

6. Зони турбулентності в ясному небі (ТЯН).

У провідних світових метеорологічних центрах дана інформація отримується або безпосередньо в рамках чисельних прогностичних моделей, або на основі модельних даних шляхом їх спеціального пост-процесінга, і лише атмосферні фронти та їх зони хмарності наносяться на карту на основі аналізу прогностичних полів тиску, температури, хмарності і опадів, що проводяться синоптиком. Горизонтальне розділення прогностичних полів, що використовуються для побудови карти SHLW, у провідних світових центрах складає десятки кілометрів; зона розрахунку, як правило, - півкуля, а шар атмосфери, для якого складається карта – згідно [1], від 400 до 70 гПа.

Нижче приводяться сучасні методики розрахунку вказаних вище елементів прогностичних карт особливих явищ на верхніх рівнях, розроблені у ВАМ ГМЦ Росії.

 

Струминні течії і максимальний вітер. Розрахунок рівня, на якому відмічається максимальний вітер, проводиться за даними про складові швидкості вітру (зональну і меридіональну) на всіх рівнях (а не лише на «верхніх») прогностичної моделі. Струминні течії у вільній атмосфері спостерігаються у верхній тропосфері, поблизу тропопаузи, а також у стратосфері – на висотах до 60 км. Стратосферні СТ лежать вище того шару, в якому проводяться польоти ЦА, тоді як тропосферні СТ лежать в шарах масових польотів, і їх прогноз досить важливий для штурманських розрахунків.

Максимальний вітер розраховується (як у ЛЗП, так і у всіх світових центрах авіаційних прогнозів) шляхом побудови у кожному вузлі сітки безперервного вертикального профілю вітру таким чином, щоб він проходив через точки, що відповідають прогностичній швидкості вітру на конкретних рівнях. Це досягається шляхом апроксимації залежностей складових швидкості вітру від висоти (тиску) кубічними поліномами (сплайн-функціями) [26]. На рис. 10.1 показані фрагменти розрахованих полів швидкості максимального вітру (МВ) для частини території півкулі. Для зручності співставлення показані значення швидкості (м·с^-1) у вузлах сіток. Видно, що при розрахунку за даними з більш високим розділенням краще обрисовуються зони максимального вітру, поле виглядає менш згладженим. Слід мати на увазі, що на рис. 10.1 приведені тільки ті швидкості, які відповідають СТ, інакше кажучи, що перевищують 30 м·с^-1, і тим самим показано положення ізотахи 30 м·с^-1, дещо відмінне на двох частинах рисунку. При розрахунку за більш дрібною сіткою, таким чином, досягається певна деталізація структури поля МВ і СТ.

Верхня межа конвективних хмар. Верхня межа конвективних хмар у ЛЗП розраховується шляхом побудови в кожному вузлі сітки кривої стану частинки, що підіймається, і порівняння її з кривою стратифікації, як це робить синоптик вручну за допомогою аерологічної діаграми. Побудова автоматизована шляхом табулювання залежностей від тиску всіх характеристик повітря, представлених на аерологічній діаграмі (в тому числі сухих і вологих адіабат). За верхню межу хмар приймається рівень пересічення кривої підйому з кривою стратифікації [27], що зветься рівнем конвекції або рівнем нульової плавучості(level of neutral buoyancy, LNB). Викладений алгоритм не відрізняється від тих, що використовуються у провідних світових прогностичних центрах.

 

 

Рис. 10.1 – Значення швидкості максимального вітру в м·с^-1, розраховані за даними сітки 2, 5´ 2, 5° (оперативний аналіз Гідрометцентру Росії, вверху) і 0, 9´ 0, 72° (система засвоєння даних глобальної полулагранжевої моделі, внизу) за 10.07.04 00 МСЧ.

 

Результати розрахунку являють собою числа, які змінюються від нуля (що означає відсутність конвекції, обумовлену стійкою стратифікацією атмосфери у вузлі сітки) до 8, 9, 10, (що позначають висоти верхньої межі хмар в кілометрах над підстильною поверхнею). В якості вихідних даних використовуються поля температури, тиску (геопотенціалу) і вологості на всіх рівнях моделі. Слід відмітити, що розрахунки досить чутливі до точності даних про температуру і вологість біля землі. На
рис. 10.2 представлені результати розрахунків полів конвективної хмарності, яка розвивається в умовах статичної нестійкості сіткового масштабу. Так як цей масштаб змінюється зі зміною кроку сітки, то уточнення, що досягаються, досить значні. Таким чином, інформативність карти при переході до більш дрібної сітки підвищується.

 

 

Рис. 11.2 – Значення висоти верхньої межі конвективних хмар, розраховані за даними сітки 2, 5´ 2, 5° (вверху) і 1, 25´ 1, 25° (внизу) оперативного аналізу Гідрометцентру Росії за 05.05.05 12 МСЧ.

 

Висота і температура тропопаузи. Висота тропопаузи, згідно прийнятої у ЛЗП оперативної технології, розраховується як ізоповерхня потенціального вихору Ертеля [28]

 

(10.1)

 

де g – прискорення сили тяжіння; х, у – горизонтальні координати;
р – тиск; и, u - складові швидкості вітру по осях х і у відповідно;
f = 2w sin j - параметр Коріоліса (w - кутова швидкість обертання Землі,
j - широта), q - потенціальна температура.

Потенціальний вихор вимірюється в умовних одиницях, що називаються pvu (PV units):

 

1pvu = 10^{-6 м2} K кг^-1 с^-1. (10.2)

 

Характерні значення PV для тропосфери і стратосфери складають відповідно 5 і 0, 3…0, 6 pvu, відрізняючись, таким чином, на порядок. Висота так званої динамічної тропопаузи (тобто тропопаузи, яка визначається не через температурний профіль, а через динамічну характеристику атмосфери – потенціальний вихор) визначається як висота поверхні постійного порогового значення PV, що межує між стратосферними і тропосферними значеннями [29]. Раніше було показано, що поверхні 4 і 3, 5 pvu найбільш близько відповідають «термічній» (що визначається за профілем температури) тропопаузі в середніх широтах
[30, 31, 32]. В теперішній час оперативно використовується порогове значення 4 pvu.

В інших прогностичних центрах світу використовується концепція термічної тропопаузи, яка розраховується за профілем температури згідно критерію ВМО [33].

В оперативній практиці динамічна тропопауза розраховується за даними про тиск (геопотенціал), температуру і вітер на тропосферних і стратосферних рівнях. У формулу (10.1) для PV входять похідні складових швидкості вітру по горизонтальних координатах. У кожному вузлі сітки на всіх рівнях розраховується PV, а потім її вертикальний профіль апроксимується за допомогою кубічної сплайн-функції і визначається висота, на якій PV приймає значення 4 pvu. Задана точність визначення цієї висоти (висоти динамічної тропопаузи) складає 1 гПа.

Відмітимо, що розрахована за більш дрібною сіткою карта тропопаузи проявляє більше подібності із супутниковими знімками в смузі пропускання водяної пари, а ці зображення, як відомо, відображають топографію реальної межі між тропосферним і стратосферним повітрям.

Температура тропопаузи визначається шляхом побудови безперервного профілю температури у кожному вузлі сітки і потім за відповідним кубічним поліномом розраховується значення температури на висоті тропопаузи.

 

Зона атмосферних фронтів. Об’єктивне виділення зон атмосферних фронтів, що являють собою зони суцільної хмарності та опадів, проводиться за допомогою оригінальної методики, описаної в [34-36]. Кількісною оцінкою належності даного вузла сітки до зони фронту, є так званий фронтальний параметр, який розраховується в два етапи:

1. Об’єктивна класифікація топографії баричного поля (баричної ситуації) у даному квадраті сітки і безпосередньо поблизу його виконується шляхом розрахунку коефіцієнта кореляції між значеннями тиску біля землі (геопотенціала 1000 гПа) у 16 вузлах сітки і значеннями у вузлах сітки еталонних полів, що характеризують наступні стандартні ситуації:

 

0 – малоградієнтне поле 1 – сідловина 2 – центр антициклону 3 – центр циклону 4 – гребінь 5 – улоговина 6 – пн.-сх. сектор антициклону 7 – пд.-зах. сектор антициклону 8 – пн.-зах. сектор антициклону 9 – пд.-сх. сектор антициклону 10 – сх. сектор антициклону 11 – зах. сектор антициклону

12 – пд. сектор антициклону 13 – пн. сектор антициклону 14 – пд.- зах. сектор циклону 15 – пн.-сх. сектор циклону 16 – пн.-зах. сектор циклону 17 – пд.-сх. сектор циклону 18 – зах. сектор циклону 19 – сх. сектор циклону 20 – пн. сектор циклону 21 – пд. сектор циклону 22 – прямолінійні ізобари 23 – неідентифіковані поля.

 

Після розрахунку коефіцієнтів кореляції зі всіма еталонними полями для 23 класів для певного квадрату сітки, барична ситуація в цьому квадраті відноситься до того класу, якому відповідає максимальний коефіцієнт кореляції (перевершений рівень значущості, в даному випадку рівний 0, 7). Якщо такого не знайдено, ситуація відноситься до класу 23 (неідентифіковані поля). На практиці це трапляється дуже рідко.

2. Для кожного класу розраховується фронтальний параметр F як сума дискримінантної функції Р, що залежить від двох предикторів (різних для різних класів) і «бароклинного фронтального параметра Y», який визначається градієнтом функції ZTE, що характеризує відносну топографію шару 850…500 гПа:

 

. (10.3)

Тут Т_е = Т + Lg/c_p - еквівалентна температура (q - масова доля водяної пари), - наступна функція від Т_е:

 

= (Т_{e, u} - Т_{е, l}) / (Т_{e, u} / Т_{е, l}), (10.4)

 

а індекси u та l позначають верхню і нижню ізобаричні поверхні, які обмежують шар, що розглядається (у даному випадку 500 і 850 гПа). «Бароклинний фронтальний параметр» Y має вигляд [37].

 

(10.5)

де – двовимірний оператор градієнта, – одиничний вектор нормалі до ізолінії ZTE. В якості аргументів дискримінантних функцій використовуються наступні величини:

 

, (10.6)

 

де - модулі або абсолютні значення горизонтальних градієнтів еквівалентних товщин шарів між ізобаричними поверхнями 850-500 і 925-700 гПа відповідно;

- модулі горизонтальних градієнтів температури на ізобаричних поверхнях 925 і 850 гПа;

- двовимірний лапсасіан температури на поверхні 850 гПа.

В (10.6) предиктори перераховані в порядку убування їх інформативності, оцінюваної через число дискримінантних функцій, в які вони входять (від 20, 12, 7, 6 для перших чотирьох предикторів до 1 для двох останніх). Використані наступні позначення: - двовимірний оператор Лапласа, AT ₈₅₀ - адвекція температури на поверхні 850 гПа, що дорівнює и; Т ₃- температура повітря біля землі, Н – висота відповідної поверхні.

На рис. 10.3 наведений приклад розрахованих полів фронтального параметра і супутниковий знімок у видимому діапазоні спектру за відповідний строк. Видно, що виділені зони великих F дійсно добре відповідають фронтальним смугам хмар на знімку.