Цитируется:
Архипкин В.С., Г.В. Суркова, Е.Д. Бабина, В.М.
Степаненко. Некоторые особенности мезомасштабной
атмосферной циркуляции и внутрисуточной изменчивости
температуры воздуха в прибрежной зоне Черного моря в летний период. Сб.: Устойчивое развитие территорий юга России и Украины:
эволюция, функционирование и ресурсы. Сборник научных трудов // МГУ им.М.В.Ломоносова, Черноморский
филиал / Трифонов В.А. (отв. ред.). Выпуск 1. - Севастополь: НПЦ "ЭКОСИ-Гидрофизика", 2002. - с. 35-48.
--------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------
Некоторые особенности мезомасштабной атмосферной циркуляции и внутрисуточной изменчивости температуры воздуха
в прибрежной зоне Черного моря в летний период
В.С. Архипкин, Г.В. Суркова, Е.Д. Бабина, В.М. Степаненко
Прибрежный рельеф северо-восточной части Черного моря осложнен многочисленными бухтами. Большинство из них является местами впадения речек или ручьев, которые в процессе врезания в земную кору выработали собственные долины. Эти долины, являясь, как правило, наикратчайшим путем стока поверхностных вод с хребтов Кавказа, расположены по отношению к береговой линии под углом, близким к прямому. Такое сочетание создает особенные условия для проявления разнообразных мезомасштабных циркуляционных эффектов. В частности, подобная конфигурация берегового рельефа способствует сопряжению бризовой и горно-долинной циркуляции в единую циркуляционную ячейку.
Сочетание сложного рельефа и различных видов мезомасштабных атмосферных циркуляций может служить причиной развития специфических гидрометеорологических процессов в прибрежной зоне Черного моря, проявляющихся в режиме температуры воздуха, влажности и скорости ветра. Кроме этого, дополнительный вклад в формирование гидрометеорологического режима вносит взаимодействие поверхностных вод моря и пограничного слоя атмосферы. Поиску и рассмотрению такого рода мезомасштабных эффектов посвящена эта работа.
В работе использовались данные, полученные с помощью автоматической дистанционной метеорологической станции (ДМС) Weather Monitor II (фирма Davis, США) летом 2002 г. в Голубой бухте (Краснодарский край, координаты станции – 44°34’36’’ с.ш., 37°58’41’’ в.д.). ДМС была установлена на конце пирса длиной 150 м. Датчики находились на высоте 8 м над поверхностью воды. Запись показаний датчиков производилась каждые 5 минут.
Выход из бухты расположен в южной ее части. С севера в бухту впадает р.Ашамба, долина которой в районе впадения ориентирована с севера на юг (рис.1). Общее направление береговой линии между Новороссийском и Геленждиком - северо-запад - юго-восток. На расстоянии 6-8 км от берега параллельно береговой линии располагается хребет Маркотх, максимальные высоты которого достигают отметок порядка 700-750 м. Таковы условия, в которых формируется местный погодный режим.
Рис. 1. Схема
расположения Голубой бухты.
Общий непрерывный ряд наблюдений составляет 38 дней – с 1-го июня по 8 июля 2002 г. В начале и в конце наблюдений (1 июня и 8 июля, соответственно) продолжительность светового дня составляла 15 ч 19 мин и 15 ч 24 мин. Разница не велика, что позволяет рассматривать полученный ряд метеорологических величин, как однородный. Кроме того, синоптический режим в этот период характеризуется большим числом дней с устойчивой внутримассовой погодой (в сумме около двух недель), не «искаженной» внешним влиянием метеорологических процессов синоптического масштаба (атмосферных фронтов, циклонов и т.д.). В силу этих обстоятельств рассматриваемый период благоприятен для изучения характерных местных мезомасштабных метеорологических явлений с характерным горизонтальным масштабом циркуляционных систем порядка от одного до нескольких десятков километров и продолжительностью от нескольких часов до суток.
Для анализа циркуляционных особенностей скорость ветра раскладывалась на две составляющие - параллельная и нормальная к берегу. Нормальная составляющая совпадает с направлением долины р.Ашамбы, ориентированной по меридиану и служащей своего рода каналом для схождения воздуха с Маркотхского хребта. Таким образом, ветер, имеющий северное направление, дует с суши на море, ветер южного направления - с моря на сушу.
Для изучения статистической структуры временного ряда температуры и скорости ветра использовался гармонический и спектральный анализ [Бендат, Пирсол, 1989].
Гармонический анализ применялся для исследования суточного хода метеорологических параметров и его изменчивости для каждого дня в отдельности, для чего рассчитывались амплитуда (как отклонение от среднего) и фаза (время наступления максимума исследуемой величины) первой гармоники с периодом 24 ч и ее вклад в общую дисперсию. Далее на основе первой гармоники моделировался суточный ход метеорологических величин для каждого дня и его отклонения от наблюденных значений.
Для выделения отличных от суточных периодических колебаний метеорологических величин использовался метод спектрального анализа. Перед применением аппарата спектрального анализа из ряда наблюдений были исключены линейный тренд, вычисленный с помощью метода наименьших квадратов, и суточный ход. Получаемая в результате спектральная плотность дает распределение общей дисперсии ряда по частотам, в случае скорости ветра – это распределение средней кинетической энергии по частотам. Максимумы спектральной плотности дают количественную оценку вклада разных периодических процессов в изменчивость ряда. Кроме температуры воздуха и составляющих скорости ветра, спектральному анализу подвергались временные ряды амплитуды, фазы и дисперсии этих величин, полученные в результате гармонического анализа.
Средний суточный ход вычислялся как средние значения в каждый срок измерений за весь период для наблюденных величин и смоделированных с помощью гармонического анализа. Междусуточная изменчивость для каждого срока оценивалась по среднеквадратическому отклонению.
На рис.2 показаны кривые среднего суточного хода для температуры воздуха, параллельной и перпендикулярной к берегу составляющих скорости ветра. Рассмотрим их подробнее.
Средний суточный ход температуры воздуха, полученный по наблюденным данным, отклоняется от гладкой кривой, полученной при гармоническом анализе (рис. 2а). Две особенности выражены наиболее ярко. Первая - замедление роста реальной температуры воздуха (по сравнению с аппроксимированной гармоническим анализом) утром и замедленное остывание воздуха в вечерние часы. Около 9 часов утра происходит установление дневного (морского) бриза, производящего охлаждающее влияние на температуру воздуха (рис. 2в) – перпендикулярная к берегу составляющая скорости ветра меняет свой знак, ее направление меняется с северного на южное. Вечерняя смена направления ветра происходит в 20 часов, на рис. 2а видно, что этому времени соответствует небольшое превышение реальной температуры воздуха над аппроксимированной – теплый воздух, приходящий теперь с берега, еще не успел остыть. Вторая особенность состоит в том, что в течение дня реальный максимум температуры выражен слабее, чем это дает гармонический анализ, что также происходит вследствие охлаждающего влияния морского бриза. Отклонение исходного ряда данных от аппроксимированного для температуры воздуха в основном имеет положительные значения, достигающие во время смены дневного и ночного бриза 1,5°С. Среднеквадратическое отклонение ряда наблюдений составляет примерно 1°С и постоянно в течение суток (рис. 2а), т.е. междусуточная изменчивость температуры воздуха в течение всего периода наблюдений приблизительно одинакова во все часы.
Рис.2.
Суточный ход: а - температуры воздуха, б- параллельной
к берегу составляющей скорости ветра, в- перпендекулярной
к берегу составляющей скорости ветра.
Цифрами на рисунке обозначены:
1-исходный ряд
данных (левая вертикальная ось),
2- модельный ряд,
полученный в результате гармонического анализа (левая вертикальная ось),
3- отклонение исходного ряда от
модельного (правая вертикальная ось),
4-
среднеквадратическое отклонение
исходного ряда данных (правая вертикальная ось)
Параллельная берегу составляющая скорости ветра (рис. 2б) меняет направление в течение суток с западного (положительные значения) на восточное (отрицательные значения) примерно в одно время с изменением направления перпендикулярной составляющей (рис. 2в) в процессе поворота бриза. Отклонение исходного ряда от аппроксимированного в обоих случаях (рис. 2б, 2в) имеет как положительный, так и отрицательный знак, составляя примерно –0,5 - +0,5 м/с. Междусуточная изменчивость исходного ряда, характеризуемая среднеквадратическим отклонением, для обеих составляющих скорости ветра имеет выраженный суточный ход с основным максимумом в дневные часы. Для перпендикулярной к берегу составляющей скорости ветра небольшое увеличение изменчивости проявляется в ночные часы (рис. 2в). Этот интересный факт отражает влияние горно-долинной циркуляции, особенно заметное в ночное время суток в условиях спокойной внутримассовой погоды. К обсуждению этого вопроса мы еще вернемся по ходу статьи.
Как уже было сказано выше, гармонический анализ ряда наблюдений производился для каждого дня отдельно, при этом вычислялись значения амплитуды, фазы и дисперсии для гармоники, описывающей суточный ход. Изменение в период наблюдений этих величин для температуры воздуха представлено на рис. 3.
Рис.3. Временная изменчивость амплитуды (а), фазы (б)
и дисперсии (в) первой гармоники температуры воздуха в период с 1.06.2002 по
8.07.2002
Амплитуда температуры воздуха (отклонение от среднего, рис. 3а) менялась в довольно широких пределах от 0,8°С (12 июня) до 5,7° С (8 июня). Эти значения соответствуют суточному размаху колебаний температуры в 1,6°С и 11,4°С соответственно. Заметна тенденция к уменьшению диапазона значений амплитуды во второй половине периода наблюдений, что может свидетельствовать об установлении устойчивой синоптической ситуации в это время и постепенном прогреве воздуха.
Максимальное значение температуры воздуха (рис. 3б) наблюдалось в среднем около 15 часов по местному времени, что соответствует 13:30 ч истинного солнечного времени. На рис. 3б резко выделяется минимальное значение фазы (3-4 ч утра, 12 июня). Такой ранний максимум температуры объясняется прохождением фронтальной зоны и адвекцией холодного воздуха, что и вызвало нарушение суточного хода и понижение температуры в течение всех последующих часов в тот день.
Из рис.3в видно, что гармоника, аппроксимирующая суточный ход, объясняет около 85% общей дисперсии, то есть суточный ход является наиболее значительным фактором, определяющим изменчивость ряда данных. Два наиболее глубоких минимума дисперсии (16% и 44%), приходящиеся на 12 и 18 июня, соответствуют случаям, когда погода определялась в большей степени не местными факторами, а перестройкой крупномасштабных синоптических процессов и прохождением фронтальных зон в районе наблюдений.
Амплитуда скорости ветра в основном менялась в диапазоне 1-3 м (рис. 4а, 5а). Интересно отметить, что довольно часто максимальная скорость ветра наблюдалась не днем, а в вечерние и ночные часы (рис. 4б, 5б). На рис. 6 представлена повторяемость фазы (т.е. времени наступления) максимальной скорости ветра для перпендикулярной к берегу составляющей. Отсюда видно, что большая часть случаев с максимальной скоростью ветра приходится на время от 0 до 4 часов. Это означает, что ночной береговой бриз был более ярко выражен по сравнению с дневным или, что это был эффект совместного действия бризовой и горно-долинной циркуляции. Ниже мы еще вернемся к этому вопросу.
Рис. 4. Изменение со временем амплитуды (а),
фазы (б), дисперсии (в) параллельной к берегу составляющей скорости ветра в
период с 1.06.2002 по 8.07.2002
Рис. 5. Изменение со
временем амплитуды (а), фазы (б), дисперсии (в) перпендикулярной к берегу
составляющей скорости ветра в период с 1.06.2002 по 8.07.2002
Рис. 6.
Повторяемость фазы суточной гармоники для нормальной к берегу составляющей
скорости ветра
Гармоника, аппроксимирующая суточный ход скорости ветра, в разные дни объясняет от 2 до 90% общей дисперсии ряда (рис. 4в, 5в). Максимальные значения дисперсии для перпендикулярной составляющей (рис. 5в) должны соответствовать дням с хорошо выраженной мезомасштабной циркуляцией, управляемой местным суточным ходом температуры. В качестве примера на рис. 7 показан типичный суточный ход направления скорости ветра при бризе за 3 июня 2002 г. Этому дню на рис. 5в соответствует 90% общей дисперсии ряда.
Рис. 7.
Суточный ход направления ветра и
температуры воздуха при хорошо выраженной бризовой циркуляции (3.06.2002)
Для периода наблюдений в 38 дней, которым мы располагаем, можно ожидать проявления колебаний метеорологических величин с периодом 5-10 дней, вызванных перестройкой синоптических процессов. Кроме того, могут возникать периодические колебания, вызванные орографическими причинами.
Представленные на рис. 8 графики отражают результаты применения спектрального анализа к данным по температуре воздуха и составляющим скорости ветра после исключения суточного хода. Максимальное значение спектральной плотности для температуры воздуха приходится на период 4,4 суток (рис. 8а). Это примерно соответствует периодичности синоптических процессов.
Графики спектральной плотности для составляющих скорости ветра носят аналогичный характер – в обоих случаях гармоника с полусуточным периодом вносит наибольший вклад в дисперсию ряда (рис. 8б, 8в). Это обстоятельство можно объяснить совместным действием бризовой и горно-долинной циркуляционных ячеек. Несмотря на то, что их период изменения составляет сутки, в разные дни преобладание бризового и горно-долинного эффекта проявляется в разной степени. Так, например, в некоторые дни максимальные скорости ветра достигались в дневные часы, а в другие – наибольшие скорости приходились на период 0-4 ч утра (см. рис. 6), когда вдоль речной долины Ашамбы в бухту интенсивно стекал холодный воздух. При сравнении рис. 8б и 8в видно, что энергия колебаний нормальной к берегу составляющей скорости ветра примерно в два раза выше по сравнению с соответствующими значениями для вдольбереговой составляющей.
Спектральный анализ полученных в результате гармонического анализа рядов ежедневных значений амплитуды, фазы и дисперсии первой гармоники температуры и скорости ветра показал преобладание изменчивости синоптического масштаба (рис. 9-11).
Рис.
8. Функция спектральной плотности (S) температуры воздуха (а), перпендикулярной
к берегу составляющей скорости ветра (б) и параллельной к берегу составляющей
скорости ветра (в) после исключения суточного хода
Рис.
9. Функция спектральной плотности для характеристик аппроксимированного ряда температуры:
а) амплитуды, б) фазы, в) дисперсии
Рис.
10. Функция спектральной плотности для характеристик ряда перпендикулярной
берегу составляющей скорости ветра:
а) амплитуды, б) фазы,
в) дисперсии
Рис.
11. Функция спектральной плотности
для характеристиик ряда параллельной берегу
составляющей скорости ветра:
а) амплитуды, б)
фазы, в) дисперсии
Благодаря высокому временному разрешению (5 мин) при
проведении метеорологических измерений удалось зафиксировать непродолжительные
изменения температуры воздуха, связанные с особенностями местной циркуляции в
районе Голубой бухты.
Одним из интересных явлений, зарегистрированных в
период наблюдений, было резкое ночное повышение температуры воздуха на 0,5-3°С,
продолжающееся на протяжении 1-2 ч и сменявшееся затем вновь постепенным
понижением. Такой рост на фоне общего ночного снижения температуры иногда
наблюдался несколько раз за одну ночь. Чаще всего встречались случаи с одним
пиком, приходящимся на разное время от 0 до 6 ч утра. Ночные максимумы
температуры воздуха наблюдались не во все дни. Всего за 38 дней было
зафиксировано 14 подобных случаев. Их наступление совпадало, как правило, с
преобладанием устойчивой внутримассовой погоды.
Причины такого явления, по-видимому, имеют адвективную природу. Как было отмечено в предыдущих
разделах, в прибрежной зоне северо-восточного побережья Черного моря помимо
бриза развивается еще и горно-долинная
циркуляция. Ее развитию может способствовать наличие долин рек, впадающих в
морские бухты. Днем морской бриз дует вверх по долине, объединяясь с потоками
восходящего воздуха, прогретого от днища и бортов долины. Ночью воздух в горах
охлаждается и под влиянием силы тяжести в некоторый момент начинает опускаться
вниз. При этом может происходить адиабатическое
нагревание спускающегося воздуха (сухоадиабатический градиент составляет
примерно 1°С/100 м). В результате,
достигая побережья, воздух может иметь температуру, на
несколько градусов превышающую температуру окружающей
среды.
Поверхность моря медленно отдает тепло, накопленное
в течение дня. Поэтому только к середине
ночи температура воздуха над морем становится ниже температуры воздушной массы,
адиабатически нагревающейся при опускании. Охлаждение
ночного воздуха в горах требует времени, прежде чем достигается критическая
масса, и очередная «порция» воздуха под влиянием силы тяжести начинает стекать
вниз. Поэтому изменения скорости ветра, вызываемого таким потоком воздуха в
долине или, в нашем случае, на побережье, могут носить пульсационный характер.
Подобный эффект ночного роста температуры за счет
адиабатического нагревания при опускании сродни явлению фена. Ночное опускание
воздуха, по-видимому, происходит в основном неадиабатически,
так как по различным оценкам далеко не всегда сопровождается феновым эффектом [Бурман, 1969].
Чаще влияние нисходящих движений проявляется в падении относительной влажности
[Бурман, Лапчева, 1958]. На
феновый эффект при горных ветрах указывают разные
авторы [Гельмгольц, 1962; Морозова, 1955, 1956; Петросянц,
2000 (личное сообщение)].
На рис. 12а представлен один из типичных
наблюдавшихся в Голубой бухте примеров ночного повышения температуры воздуха
(5-6 июня 2002 г.). Рост температуры начинается в 1 ч. ночи с 14,1°С
и продолжается до 3:05 ч, достигая 15,5°С. Далее до 5:45 ч температура вновь плавно
снижается до 13,1°С.
Феновый эффект в эту ночь и другие сопровождался
уменьшением относительной влажности (на рисунке не показано), что
свидетельствует в пользу того, что воздух поступал не с относительно теплой
морской поверхности, а с суши.
На рис. 12б видно, что некоторое усиление скорости ветра северного направления (с суши на море) наблюдается примерно в 0 ч, то есть несколько раньше того, как температура начинает возрастать. После достижения максимального пика температуры в 3 ч 5 мин ветер стихает, и в 3 ч 25 мин наступает временный штиль.
Рис. 12.
Температура воздуха, направление ветра
(а) и скорость ветра (б) 5-6 июня 2002 г.
В представленном на рис. 12 примере наблюдался
лишь один ночной максимум, хотя в другие ночи температурных пиков было
несколько, что может быть связано с пульсационным характером гравитационного
схода остывшего воздуха с гор. Перепад высот от Маркотхского
хребта к побережью составляет в среднем 700 м. Следовательно,
адиабатический нагрев воздуха при опускании способен достигать примерно 7°С. Если воздух над
морем охлаждается достаточно быстро, то горный ночной ветер может
способствовать временному повышению температуры воздуха на побережье.
Постепенно в течение ночи воздух на горных хребтах
настолько охлаждается, что даже после адиабатического нагрева его температура
не превышает температуры воздуха на побережье. Поэтому количество ночных
максимумов температуры в течение ночи
ограничено. Расстояние Маркхотского хребта от
побережья составляет около 8 км. При наблюдавшейся ночью скорости ветра
1-2 м потребуется около 1,5 ч для того, чтобы воздух с хребта достиг
берега. Кроме этого, необходимо некоторое время для выхолаживания воздуха в
горах. В рассмотренном примере, по-видимому, это заняло около 1,5 ч, поскольку
время между двумя максимумами температуры составило примерно 3 ч.
Морское
побережье является границей раздела двух различных подстилающих поверхностей и,
следовательно, зоной резких горизонтальных градиентов метеорологических величин
в пределах пограничного слоя атмосферы. В такой ситуации метеорологический
режим на побережье становится особенно чувствительным к изменениям формирующих
местную погоду факторов по обе стороны границы раздела. К таким факторам, в
частности, можно отнести факторы формирования бризовой циркуляции. Кроме того,
для местных условий значительную роль играет горно-долинная циркуляция, которая
в условиях внутримассовой погоды оказывает корректирующее воздействие на
бризовый режим. Особенно заметно это влияние в ночные часы, когда ветер
направлен с суши на море.
Бурман Э.А. Местные ветры. Л.: Гидрометеоиздат.
1969. 344 с.
Бурман Э.А., Лапчева В.Ф.
Метеорологическая характеристика фенов в долине Азау.
Тр. ОГМИ, вып. XVIII,
1958.
Гельмгольц Н.Ф.
Горно-долинная циркуляция северных склонов и предгорий Тянь-Шаня. Л., Гидрометеоиздат. 1962.
Морозова М.И. Роль
фенового эффекта горно-долинной циркуляции. Сб.
«Метеорология и гидрология в Узбекистане» АН УзбССР.
1956.
Морозова М.И. Роль фенового эффекта горно-долинной циркуляции в формировании температурного режима Ангренской долины. В ст. «Метеорология и гидрология в Узбекистане». Ташкент. 1955.