Методы обработки профильных наблюдений ветра над океаном

Описываются оперативные методы обработки наблюдений за вертикальным распределением скорости ветра для определения параметров, характеризующих состояние устойчивости нижнего слоя атмосферы и шероховатость океанической поверхности. Предлагается использовать эти данные при интерпретации спутниковых ска...

Повний опис

Збережено в:

Бібліографічні деталі
Дата:	2009
Автор:	Тимофеев, Н.А.
Формат:	Стаття
Мова:	Russian
Опубліковано:	Морський гідрофізичний інститут НАН України 2009
Теми:	Анализ результатов наблюдений и методы расчета гидрофизических полей океана
Онлайн доступ:	http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/5439
Теги:	Додати тег Немає тегів, Будьте першим, хто поставить тег для цього запису!
Назва журналу:	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
Цитувати:	Методы обработки профильных наблюдений ветра над океаном / Н.А. Тимофеев // Мор. гидрофиз. журн. — 2009. — № 2. — С. 26-36. — Бібліогр.: 11 назв. — рос.

Репозитарії

Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine

id	irk-123456789-5439
record_format	dspace
spelling	irk-123456789-54392010-01-21T12:00:35Z Методы обработки профильных наблюдений ветра над океаном Тимофеев, Н.А. Анализ результатов наблюдений и методы расчета гидрофизических полей океана Описываются оперативные методы обработки наблюдений за вертикальным распределением скорости ветра для определения параметров, характеризующих состояние устойчивости нижнего слоя атмосферы и шероховатость океанической поверхности. Предлагается использовать эти данные при интерпретации спутниковых скаттерометрических определений скорости приводного ветра с целью повышения их точности. Described are the operative methods of processing of the observations of the wind speed vertical distribution for certain parameters characterizing stability state of the lower atmospheric layer and the ocean surface roughness. These data are proposed to be used for interpreting satellite scatterometric observations of the surface wind speed with the purpose to increase their accuracy. 2009 Article Методы обработки профильных наблюдений ветра над океаном / Н.А. Тимофеев // Мор. гидрофиз. журн. — 2009. — № 2. — С. 26-36. — Бібліогр.: 11 назв. — рос. 0233-7584 http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/5439 551.554 ru Морський гідрофізичний інститут НАН України
institution	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
collection	DSpace DC
language	Russian
topic	Анализ результатов наблюдений и методы расчета гидрофизических полей океана Анализ результатов наблюдений и методы расчета гидрофизических полей океана
spellingShingle	Анализ результатов наблюдений и методы расчета гидрофизических полей океана Анализ результатов наблюдений и методы расчета гидрофизических полей океана Тимофеев, Н.А. Методы обработки профильных наблюдений ветра над океаном
description	Описываются оперативные методы обработки наблюдений за вертикальным распределением скорости ветра для определения параметров, характеризующих состояние устойчивости нижнего слоя атмосферы и шероховатость океанической поверхности. Предлагается использовать эти данные при интерпретации спутниковых скаттерометрических определений скорости приводного ветра с целью повышения их точности.
format	Article
author	Тимофеев, Н.А.
author_facet	Тимофеев, Н.А.
author_sort	Тимофеев, Н.А.
title	Методы обработки профильных наблюдений ветра над океаном
title_short	Методы обработки профильных наблюдений ветра над океаном
title_full	Методы обработки профильных наблюдений ветра над океаном
title_fullStr	Методы обработки профильных наблюдений ветра над океаном
title_full_unstemmed	Методы обработки профильных наблюдений ветра над океаном
title_sort	методы обработки профильных наблюдений ветра над океаном
publisher	Морський гідрофізичний інститут НАН України
publishDate	2009
topic_facet	Анализ результатов наблюдений и методы расчета гидрофизических полей океана
url	http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/5439
citation_txt	Методы обработки профильных наблюдений ветра над океаном / Н.А. Тимофеев // Мор. гидрофиз. журн. — 2009. — № 2. — С. 26-36. — Бібліогр.: 11 назв. — рос.
work_keys_str_mv	AT timofeevna metodyobrabotkiprofilʹnyhnablûdenijvetranadokeanom
first_indexed	2025-07-02T08:33:59Z
last_indexed	2025-07-02T08:33:59Z
_version_	1836523443823050752
fulltext	ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2 26 Анализ результатов наблюдений и методы расчета гидрофизических полей океана УДК 551.554 Н.А. Тимофеев Методы обработки профильных наблюдений ветра над океаном Описываются оперативные методы обработки наблюдений за вертикальным распределени- ем скорости ветра для определения параметров, характеризующих состояние устойчивости нижнего слоя атмосферы и шероховатость океанической поверхности. Предлагается использо- вать эти данные при интерпретации спутниковых скаттерометрических определений скорости приводного ветра с целью повышения их точности. При изучении процессов, определяющих взаимодействие океана и атмо- сферы, важная роль принадлежит параметрам, характеризующим состояние устойчивости нижнего слоя атмосферы и шероховатость океанической по- верхности, обусловленную влиянием ветра и волн. Эти данные могут быть полезными при интерпретации спутниковых скаттерометрических определений скорости приводного ветра, а также для анализа процессов обмена импульсом, теплом и влагой на границе раздела вода – воздух. Рассмотрим эти методы. Степенная формула Лайхтмана Метод основан на решении уравнения, являющегося преобразованным видом степенной формулы [1, 2] 1 1)( u zz au i i +        − = ε ε εε , (1) где ;)( 0 εε εε zz u a i i − = (2) 1 ,uui – скорости ветра на произвольно выбранном iz и фиксированном 1z уровнях; 0z – динамическая шероховатость океанической поверхности; ε – параметр устойчивости нижнего (приводного) слоя атмосферы. © Н.А. Тимофеев, 2009 ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2 27 Если по оси ординат откладывать разности 1uui −−−− , а по оси абсцисс – функции         − ε εε 1zzi , то выражение (1) будет уравнением прямой, прохо- дящей через точку (0, 0) и составляющей с осью абсцисс угол, тангенс которого равен )(εa . При обработке единичного и осредненного профи- лей скорости ветра задача состоит в том, чтобы выбрать такое значение ε , при котором опытные точки ложатся на прямую наилучшим образом. Иначе говоря, задача сводится к построению ряда графиков в координат- ной сетке ),( 1uui −         − ε εε 1zzi для различных значений ε и выбору того из них, на котором опытные точки ближе всего расположены относи- тельно прямой, проведенной по этим точкам. Согласно выражению (1), для двух разностей скоростей ветра, изме- ренных на трех произвольно выбранных горизонтах ji zz , и ,γz имеем ,)(         −−−− ====−−−− ε ε εε ji ji zz auu (3) .)(         − =− ε ε ε γ ε γ zz auu j j (4) Разделив (3) на (4), получим ε γ ε εε γ zz zz uu uu j ji j ji −−−− −−−− ==== −−−− −−−− . (5) Таким образом, для определения ε по профилю скорости ветра не- обходимо как минимум выполнить измерения этого элемента на трех го- ризонтах; далее целесообразно использовать все возможные комбинации разностей ku∆ , которые могут быть составлены из измерений скорости ветра на N уровнях. Максимально возможное число разностей равно чис- лу сочетаний 2 NC из N по два. Разместив функции ε εε ji zz − для заданной комбинации ku∆ в ряды в убывающем порядке значений ε и просуммировав их от 1=k до 2 NCk = ( k – порядковый номер членов рядов), получим ),()( 2 1 εε Bau NCk k k =∆∑ = = (6) ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2 28 где .)( 2 1 k Ck k jiN zz B ∑ = =         − = ε ε εε При известных из опытных данных ∑ = = ∆ 2 1 NCk k ku параметр шероховатости равен . )( 2 1 0 ∑ = = ∆ −= NCk k k i i u Bu zz εεεε (7) Рассмотрим методику определения параметров ε и 0z на конкретном примере. Измерения скорости ветра в приводном слое атмосферы выпол- нены в экспедиции НИС «Ю.М. Шокальский» в осенне-зимний период в центральной части Тихого океана и на специальном полигоне в Амурском заливе в районе Владивостока [3]. Для измерений использовались кон- тактные анемометры системы ГГО, имеющие погрешность ~ 0,1 м/с. По- казания анемометров (число контактов) регистрировались счетчиками электрических импульсов СЭИ-1 с питанием постоянным током 50 В. Для исключения влияния вертикальных перемещений приборов при качке ис- пользовались средние за 10 – 20 мин значения скорости ветра. Тарировка анемометров до и после натурных экспериментов выполнена в бюро про- верки Приморского УГМС. На судне проведено повторное сличение при- боров, которое дало следующие результаты: из восьми анемометров пять полностью сохранили свои тарировочные характеристики, а три имели от- клонения не более 0,1 – 0,2 м/с. Для размещения анемометров использовалась специальная мачта вы- сотой 5 м, установленная на кардановом подвесе на выносной стреле впе- реди судна на расстоянии 6 м от корпуса. На мачте размещено четыре анемометра на высоте 3, 4, 5 и 7 м от уровня моря. Пятый анемометр рас- положен на верхней рее судовой фок-мачты на высоте 24 м. Кроме этих приборов использовались три СДС, две из которых установлены на крыль- ях верхнего ходового мостика на высоте 4 м от палубы и в 13 м от поверх- ности воды; третья СДС – на клотике грот-мачты на высоте 22 м. Места расположения приборов и условия измерений в дрейфе выбира- лись в соответствии с рекомендациями работы [4]. Искажающее влияние корпуса судна на показания приборов сведено к минимуму. Специальные наблюдения (63 серии) за показаниями приборов на судне, находящемся в дрейфе, и на волнографном поплавке с мачтой показали, что искажения воздушного потока в местах установки анемометров при положении судна лагом к ветру незначительны. В океане и на полигоне в течение 120 ч про- ведены одновременные измерения на пяти горизонтах (3, 4, 5, 7 и 24 м) при скоростях ветра 2 – 18 м/с, при этом .102 =NС ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2 29 Т а б л и ц а 1 Значения функций (((( )))) (((( ))))εε B ,A, ε zz k ε j ε i         −−−− В табл. 1 представлены значения функций k ji zz         − ε εε для указанных комбинаций разностей ku∆ в зависимости от ε . Применительно к рас- сматриваемому случаю ∑ ∑ ∑ ∑ = = = =         −         − == ∆ ∆ 10 6 5 1 10 6 5 1 )( k k ji k k ji k k k k zz zz A u u ε ε ε εε εε , (8) k 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 м ,iz 24 24 24 24 7 7 5 7 4 5 м ,jz ε 3 4 5 7 3 4 3 5 3 4 )(εA )(εB 1,0 21 20 19 17 4 3 2 2 1 1 9,00 90,0 0,9 16,4 15,6 14,7 13,0 3,42 2,54 1,76 1,67 0,88 0,88 8,16 70,85 0,8 13,0 12,2 11,5 10,1 2,52 2,14 1,54 1,40 0,79 0,75 7,52 56,34 0,7 10,2 9,5 8,8 7,6 2,50 1,81 1,32 1,18 0,68 0,63 6,87 44,22 0,6 8,00 7,39 6,86 5,87 2,14 1,53 1,15 0,98 0,60 0,54 6,24 35,08 0,5 6,34 5,80 5,32 4,50 1,83 1,29 1,01 0,81 0,54 0,48 5,62 27,92 0,4 5,04 4,57 4,16 3,47 1,56 1,10 0,88 0,68 0,47 0,41 5,30 22,34 0,3 4,02 3,60 3,25 2,68 1,34 0,92 0,77 0,57 0,42 0,35 4,95 17,99 0,2 3,21 2,84 2,54 2,06 1,15 0,78 0,67 0,48 0,36 0,30 4,54 14,40 0,1 2,58 2,26 1,99 1,60 0,98 0,66 0,59 0,39 0,32 0,27 4,18 11,54 –0,1 1,68 1,42 1,23 0,95 0,73 0,47 0,45 0,28 0,25 0,20 3,66 7,66 –0,2 1,38 1,14 0,98 0,74 0,64 0,40 0,39 0,23 0,22 0,17 3,38 6,30 –0,3 1,12 0,91 0,78 0,57 0,54 0,34 0,34 0,20 0,20 0,14 3,20 5,09 –0,4 0,91 0,73 0,61 0,45 0,46 0,29 0,30 0,16 0,18 0,12 3,00 4,20 –0,5 0,75 0,59 0,48 0,35 0,40 0,24 0,26 0,14 0,15 0,11 2,88 3,47 –0,6 0,61 0,48 0,39 0,27 0,34 0,21 0,23 0,12 0,13 0,09 2,68 2,87 –0,7 0,51 0,38 0,31 0,22 0,30 0,17 0,20 0,10 0,12 0,08 2,56 2,39 –0,8 0,43 0,32 0,25 0,16 0,26 0,15 0,17 0,08 0,11 0,07 2,40 1,90 –0,9 0,33 0,26 0,20 0,13 0,22 0,13 0,15 0,07 0,09 0,06 2,28 1,64 –1,0 0,29 0,21 0,16 0,10 0,11 0,13 0,06 0,08 0,08 0,05 2,20 1,28 ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2 30 )()()( 10 1 10 1 εε ε ε εε Ba zz au k k ji k k =         − =∆ ∑∑ == . (9) Выражения (8) и (9) имеют смысл только в том случае, если пара- метр ε считается независимым от высоты в слое 0 – 24 м. Зная из опыт- ных данных отношение ,/)( 5 1 10 6 ∑ ∑ = = ∆∆= k k kuuA ε из табл. 1 находим параметр ,ε затем функцию )(εB , после чего по формуле (7) вычисляем 0z . Настоящая методика основана на предположении, что распределение скоростей ветра в нижнем слое атмосферы над океаном описывается сте- пенной формулой. Однако при глубоких инверсиях этот «закон» не все- гда выполняется. Например, параметр 0z , определенный из профиля вет- ра, часто оказывается отрицательным, что не имеет физического смысла. В связи с этим рассмотрим второй метод. Логарифмическая формула Гоптарева Первостепенное значение в формировании структуры потока воздуха в приводном слое атмосферы имеет его расслоение по высоте, обусловленное наличием вертикального градиента температуры. Состояние потока в этом случае определяется числом Ричардсона. «Путь смешения» – расстояние по вертикали, зависящее при неизменном состоянии подстилающей поверхности от скорости ветра и стратификации атмосферы. Это то расстояние, которое успевают пройти вихри при турбулентном перемешивании до тех пор, пока они полностью не смешаются с окружающей средой. Н.П. Гоптарев, исходя из некоторых представлений о «пути смешения» [5], получил формулу )],([ln)],([ln )],([ln)],([ln 00 00 zfzzfz zfzzfz u u jj ii j i ′′′′++++′′′′−−−−++++ ′′′′++++′′′′−−−−++++==== αα αα , (10) здесь !!33!22 ),( 3322 mm zzz zzf mm ⋅ +⋅⋅⋅⋅⋅+ ⋅ + ⋅ += ααααα . Выражение (10) описывает основные закономерности вертикального распре- деления скорости ветра в нижнем слое атмосферы при любых состояниях температурной стратификации. Параметры α и 0z′ отражают влияние на профиль ветра тех же факторов, что и параметры ε и 0z в степенной форму- ле. Затруднений, аналогичных тем, которые встречаются при определении динамической шероховатости 0z по степенному «закону», при использова- нии формулы (10) не возникает. ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2 31 Преобразуем эту формулу для определения разности скоростей ветра на двух произвольных горизонтах iz и jz : )]},,([ln)],(){[ln( jjiiji zfzzfzauu ααα +−+=− (11) где . )],([ln)],([ln )( 00 zfzzfz u a ii i ′+′−+ = αα α (12) Полагая α независимым от высоты, по аналогии с выражениями (8) и (9) при измерении скоростей ветра на высоте 3, 4, 5, 7 и 24 м получим , )( )( )( 10 6 5 1 2 1 ∑ ∑ = = ∆ ∆ == k k k k u u A A A α αα (13) ),()()]()()[( 21 10 1 ααααα BaAAau k k =+=∆∑ = (14) где ),3,(2)4,()5,()24,(4523,7)(1 ααααα ffffA −−−−−−−−−−−−++++==== (15) ).3,(2)4,()5,()7,(2917,1)(2 ααααα ffffA −−++= (16) Численные значения функций )(),(),(),,( 21 αααα AAAzf и )(αB приве- дены в табл. 2. По известному из наблюдений отношению ∑ = ∆ 5 1k ku / ∑ = ∆ 10 6k ku с использованием формул (13) – (16) сразу находим )(),( αα BA , далее из табл. 2 – параметр α . Поскольку α и 0z′ малы, с высокой точностью можно принять, что 000 ln),(ln zzfz ′≈′+′ α . (17) Параметр 0z′ при известной из опытных данных ∑ = ∆ 10 1k ku определяется из вы- ражений (12) и (14) следующим образом: ∑ = ∆ −+=′ 10 1 0 )( ),(lnln k k i ii u Bu zfzz αα . (18) ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2 32 Т а б л и ц а 2 Значения функций )(),(),(),,( 21 αααααααααααααααα AAAzf i и )(ααααB α f(α, 24) f(α, 7) f(α, 5) f(α, 4) f(α, 3) A1(α) A2(α) A(α) B(α) 0,05 1,682 0,383 0,266 0,211 0,156 13,462 2,428 5,54 15,89 0,04 1,249 0,301 0,211` 0,166 0,124 11,894 2,316 5,14 14,21 0,03 0,874 0,220 0,156 0,124 0,092 10,555 2,205 4,79 12,76 0,02 0,545 0,145 0,102 0,081 0,061 9,408 2,106 4,46 11,52 0,01 0,255 0,071 0,050 0,040 0,030 8,393 2,009 4,17 10,40 –0,01 –0,227 –0,069 –0,050 –0,040 –0,030 6,765 1,829 3,70 8,59 –0,02 –0,427 –0,137 –0,098 –0,078 –0,059 6,109 1,741 3,51 7,85 –0,03 –0,608 –0,200 –0,144 –0,116 –0,088 5,527 1,665 3,32 7,19 –0,04 –0,772 –0,261 –0,190 –0,154 –0,116 5,011 1,591 3,15 6,60 –0,05 –0,918 –0,321 –0,232 –0,190 –0,144 4,569 1,519 3,01 6,09 –0,06 –1,049 –0,380 –0,280 –0,227 –0,172 4,178 1,448 2,88 5,63 –0,07 –1,172 –0,436 –0,321 –0,261 –0,200 3,817 1,385 2,75 5,20 –0,08 –1,286 –0,491 –0,364 –0,296 –0,277 3,493 1,321 2,64 4,81 –0,09 –1,387 –0,543 –0,404 –0,331 –0,253 3,216 1,264 2,54 4,48 –0,10 –1,481 –0,595 –0,444 –0,364 –0,290 2,987 1,217 2,45 4,20 Процесс обработки данных ветровых градиентных наблюдений с целью определения параметров ε и 0z , α и 0z′′′′ оперативными методами сводится к вычислению по опытным данным k kk k uu ∑∑ == ∆∆ 10 6 5 1 , и ∑ = ∆ 10 1k ku . Далее из табл. 1 и 2 находим параметры ε и α , функции )(εB и ).(αB Динамические шерохова- тости 0z и 0z′ вычисляются по формулам (7) и (18) соответственно, при этом можно пользоваться заранее рассчитанными таблицами значений ε iz и )],([ln ∫∫∫∫++++ ii zz α . Поскольку погрешности в измерениях скорости ветра влия- ют на точность определений ε и α , 0z и 0z′ , целесообразно вычислять среднее значение этих параметров по скоростям ветра, измеренным на пяти горизонтах. Соотношения между параметрами в моделях Лайхтмана и Гоптарева Отметим, что вывести эти соотношения непосредственно из уравнений (1) и (10) невозможно. Поэтому применим косвенный метод. Из формулы (9) следует, что функция )(εB зависит отε и от комбина- ции уровней измерения скорости ветра, но не зависит от 0z . То же самое можно сказать относительно функции )(αB . Поскольку )(αB не зависит от 0z′ , а )(εB – от 0z , то и отношение )(/)( εα BB не должно зависеть ни от 0z′ , ни от 0z . Определим функции )(εB и )(αB , параметры ε и α , соответст- вующие опытным данным k k k k uu ∑∑ == ∆∆ 10 6 5 1 / (табл. 3). ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2 33 Т а б л и ц а 3 Значения ε, α, (((( ))))εB , (((( ))))αB и (((( )))) (((( ))))εB/αB , соответствующие опытным величинам отношения ∑∑∑∑ ∑∑∑∑ ==== ==== ∆∆∆∆ ∆∆∆∆ 10 6 5 1 k k k k u u Построим две графические зависимости параметров ε и α от отноше- ния )(/)( εα BB . После исключения в этих зависимостях третьей переменной )(/)( εα BB получим αε 5,8≈ . (19) Формулу, определяющую связь между 0z и 0z′′′′ , получим из выражений (7) и (18). Положив в них 1====iz м и исключив ∑∑∑∑ ==== 10 1 1/ k kuu ∆ , найдем ====′′′′0ln z )1( )( )(1 )1( 0 εz εB αB ε α, f −−−−−−−− . (20) Из табл. 4 видно, что 00 zz ′′′′==== в условиях равновесного )0( ====ε состояния приводного слоя атмосферы. При устойчивом состоянии 00 zz >>>>′′′′ , при неус- тойчивом наоборот – 00 zz <<<<′′′′ . Отношения 00 / zz′′′′ возрастают при устойчивом и уменьшаются при неустойчивом состоянии тем быстрее, чем больше отли- чается от нуля параметр ε и чем меньше шероховатость 0z поверхности океана. ∑∑∑∑ ∑∑∑∑ ==== ==== 10 6 5 1 k k k k u u ∆ ∆ ε α )(εB )(αB )( )( ε α B B 2,50 –0,74 –0,095 2,20 4,34 1,94 3,00 –0,42 –0,051 4,06 6,04 1,49 3,50 –0,15 –0,020 6,98 7,85 1,14 4,00 0,04 0,003 10,30 9,77 0,95 4,50 0,19 0,021 14,10 11,64 0,82 5,00 0,33 0,037 19,30 13,76 0,72 5,50 0,45 0,048 25,20 15,54 0,62 ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2 34 Т а б л и ц а 4 Величины отношения )( ε ,zf z z 01 0 0 ==== ′′′′ ε м ,0z 0,425 0,255 0,085 0,000 –0,085 –0,255 –0,425 0,1 4,00 2,73 1,56 1,0 0,69 0,20 0,032 0,01 28 13 3,3 1,0 0,27 1,7⋅10-3 9⋅10-8 0,001 242 87 9,3 1,0 0,049 6⋅10-8 0,0001 2300 690 35 1,0 0,0044 10-16 Обсуждения и рекомендации Обработка профильных наблюдений ветра в приводном слое атмосферы над океаном сводится к вычислению из опытных данных ∑∑∑∑ ==== 5 1k ku∆ , k k u∑∑∑∑ ==== 10 6 ∆ , k k u∑∑∑∑ ==== 10 1 ∆ , зная которые, по табл. 1 и 2 сразу можно найти параметры ε и α , функции )(εB и )(αB ; динамические шероховатости 0z и 0z′′′′ вычисля- ются по формулам (7) и (18) соответственно. Поскольку погрешности в из- мерениях скоростей ветра влияют на точность определения параметров αε , , 0z и 0z′′′′ , целесообразно вычислять средние (за 10 – 20 мин) значения этих ве- личин по скоростям ветра, измеренным на пяти горизонтах. Поток воздуха в пограничном слое атмосферы над океаном считается шероховатым, если 0z и 0z′′′′ существенно больше толщины слоя теоретической вязкости [6]. Динамические шероховатости нельзя считать характеристиками только геометрии морской поверхности, они отражают взаимодействие ветра и волн. В частности, при устойчивой стратификации обычно имеет место раз- гон волн [6]. В формулах )( )( )()10( 10 1 0 0 εε ∆εε B uzH zuu k k∑∑∑∑ ==== −−−− ====−−−− , )( )()10( 10 1 0 α ∆ B u zuu k k∑∑∑∑ ========′′′′−−−− ]ln)10,(10ln[ 0zf ′−+ α скорости ветра )( 0zu и )( 0zu ′′′′ не обращаются в ноль, поскольку океаниче- ская поверхность дрейфует со скоростями, составляющими ~ 3 – 5% от скорости ветра на стандартной высоте 10====H м [6]. Величины 0z , 0z′′′′ , строго говоря, явля- ются параметрами, определяющими, начиная с этих высот, степенной [1, 2] или логарифмический [5] профиль скоростей ветра над поверхностью океана. Величи- ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2 35 ны 0z , 0z′′′′ , согласно [6], характеризуют масштаб турбулентных вихрей, образую- щихся на элементах неровной океанической поверхности. Доминирующими в парах ),( ), ( 00 zzε, ′′′′α являются параметры ε и α . Ди- намические шероховатости 0z и 0z′′′′ (табл. 4) изменяются на несколько поряд- ков в зависимости от устойчивости приводного слоя атмосферы; они сущест- венно больше при неустойчивой стратификации по сравнению с нейтральной и устойчивой. Это согласуется с данными наблюдений [5, 6], согласно которым при одинаковой скорости ветра волнение в холодной воздушной массе над теплой водой более развито, чем в теплом воздухе при холодной воде. При фиксированных ε и α параметры 0z и 0z′′′′ возрастают с ростом скорости вет- ра так, что в штормовых условиях поток воздуха над океаном становится пол- ностью шероховатым в связи с механическим разрушением волн и образовани- ем пены. Результаты анализа профильных наблюдений ветра in situ в приводном слое могут использоваться при интерпретации спутниковых определений с це- лью повышения их точности за счет дополнительного учета характеристик ус- тойчивости нижней атмосферы и параметров шероховатости океанической по- верхности. В настоящее время средняя квадратическая погрешность скаттеро- метрических определений скорости приводного ветра составляет 1,4 – 1,7 м/с [7, 8], что выше допустимой. Разности модуля скорости ветра u∆ между значениями, полученными с помощью скаттерометров и буев в Тихом океане [9, 10], хорошо коррелируют со скоростями поверхностных течений и существенно зависят от стратификации атмосферного погранслоя. Эти парамет- ры являются конечным продуктом обработки профильных наблюдений ветра. В комплексном эксперименте наряду с регулярными спутниковыми на- блюдениями необходимо проводить измерения средних скоростей ветра на пяти горизонтах в приводном слое атмосферы на океанографической платфор- ме, установленной в прибрежной зоне Черного моря (у пос. Кацивели) на глу- бине 30 м. При переходе с суши на море динамические шероховатости могут изменяться от 1 до 10-3 – 10-5 м [11]. Верхний предел шероховатости обуслов- лен вихрями, образующимися над сушей. Для определения искомых парамет- ров, характерных для морских условий [11], следует использовать профили средних скоростей «морского» ветра, направленного с моря на сушу. По данным обработки 10 профилей «морского» ветра [11] получена связь 134,0/ 00 ====′′′′ zz вне зависимости от параметра устойчивости ε в интервале его значений -0,85 … +0,22. При этом кроме величин k k u∑∑∑∑ ==== 10 1 ∆ , вычисленных по на- блюдениям ветра на пяти уровнях – 3, 4, 5, 7 и 24 м, – в формулах (7) и (18) до- полнительно использовались данные в интервале min – max по скоростям ветра ====10u 1,8 – 11,0 м/с на стандартной высоте 10 м: −−−−==== εε 100z ∑∑∑∑ ==== 10 1 10 )( k ku Bu ∆ εε , ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2 36 ∑∑∑∑ ==== −−−−++++====′′′′ 10 1 10 0 )( )10,(3,2lg3,2 k ku Bu fz ∆ αα . Более сложные комбинации 00 / zz′′′′ ),( 01 εzf==== (табл. 4), полученные при преобразовании выражений (7), (18) в формулу ),1( )( )(1 )1,(lg3,2 00 ε ε α ε α z B B fz −−=′ являются следствием исключения отношения k k uu ∑∑∑∑ ==== 10 1 1 / ∆ , соответствующего скорости ветра 1u на высоте ====1z 1 м. СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Лайхтман Д.Л. Профиль ветра и обмен в приземном слое атмосферы // Изв. АН СССР. Сер. географ. и геофиз. – 1944. – 8, №1. – С. 1 – 5. 2. Лайхтман Д.Л. Физика пограничного слоя атмосферы. – Л.: Гидрометеоиздат, 1970. – 343 с. 3. Тимофеев Н.А. Опыт расчета турбулентного потока тепла и затрат тепла на испарение (по материалам второго рейса н/с «Ю.М. Шокальский») // Труды ДВНИГМИ. – Л.: Гидроме- теоиздат, 1963. – Вып.15. – С. 167 – 180. 4. Тимофеев Н.А. К вопросу измерения температуры и влажности воздуха с судна // Там же. – С. 156 – 166. 5. Гоптарев Н.П. О влиянии динамических и термических факторов на скорость ветра над морем // Тр. ГОИНа. – Л.: Гидрометеоиздат, 1960. – Вып.51. – С. 5 – 23. 6. Краус Е. Взаимодействие атмосферы и океана. – Л.: Гидрометеоиздат, 1976. – 295 с. 7. Schluessel P., Luthardt H. Surface wind speeds over the North Sea from special sensor micro- wave/imager observations // J. Geophys. Res. – 1991. – 96, NC3. – P. 4845 – 4853. 8. Запевалов А.С., Пустовойтенко В.В. О точности скаттерометрического определения ско- рости приводного ветра // Дистанционное зондирование морских экосистем. – Севасто- поль: МГИ НАН Украины, 2004. – Вып. 11. – С. 262 – 267. 9. Quilfen Y., Chapron B., Vandemark D. The ERS scatterometer wind measurement accu- racy: Evidence of seasonal and regional biases // J. Atm. Ocean Technol. – 2001. – 18, N10. – P. 1684 – 1697. 10. Dickinson S., Kelly K.A., Caruso M.J. et al. Comparisons between TAO buoy and NASA scat- terometer wind vectors // Ibid. – 18, N5. – P. 799 – 806. 11. Соловьев Ю.П., Иванов В.А. Предварительные результаты измерений атмосферной тур- булентности над морем // Морской гидрофизический журнал. – 2007. – №3. – С. 42 – 61. Морской гидрофизический институт НАН Украины, Севастополь Материал поступил в редакцию 26.11.07 После доработки 25.12.07 ABSTRACT Described are the operative methods of processing of the observations of the wind speed vertical distribution for certain parameters characterizing stability state of the lower atmospheric layer and the ocean surface roughness. These data are proposed to be used for interpreting satellite scat- terometric observations of the surface wind speed with the purpose to increase their accuracy.

Методы обработки профильных наблюдений ветра над океаном

Репозитарії

Схожі ресурси