1
Дембелов М.Г.,
1Башкуев Ю.Б.,
2Лухнев А.В.,
2Лухнева О.Ф.,
2Саньков В.А.
1Институт физического материаловедения СО РАН, Улан-Удэ, Россия
2Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия E-mail: mdembelov@yandex.ru, louk hnev@crust.irk.ru
Перманентные GPS измерения, выполняемые на Байкальском геодинамическом полигоне, помимо вы- сокоточной геодезии дают непрерывные атмосферные данные в виде полной тропосферной зенитной задерж- ки (ZTD). В Байкальском регионе в настоящее время создана непрерывно действующая GPS сеть из 9 посто- янных пунктов наблюдения. Полная тропосферная зенитная задержка является суммой «сухой» или гидроста- тической (ZHD) и «влажной» (ZWD) компонент. Гидростатическая задержка хорошо моделируется поверх- ностными барометрическими измерениями в местеприема сигнала. «Влажная» задержка в основном зависит от количества содержания атмосферного водяного пара в тропосфере. Данные по ZWD позволяют выявить количество суммарного водяного пара (IWV) и количество осаждаемой воды (PW) над пунктом измерений.
Водяной пар играет важную роль в атмосферных процессах, это наиболее вариабельный из всех параметров тропосферы. Распределение водяного пара тесно связано с распределением облаков и дождевых осадков.
«Влажная» компонента ZWD выделяется из полной задержки ZTD, она определяется текущими свойствами тропосферы над каждым GPS приемником. Параметр ZWD практически пропорционален количеству влаго- запаса облаков над GPS пунктом, возникает возможность использования сети GPS измерений для постоянно- го дистанционного зондирования атмосферы. Использование GPS сетей для целей прогноза погоды является вполне оправданным, так как в настоящее время продолжают уплотняться перманентные GPS сети, создавае- мые в первую очередь для высокоточного позиционирования [1].
Суммарный водяной пар (IWV) в атмосфере над данной точкой земной поверхности определяется в виде вертикально интегрированной массы водяного пара в расчете на единицу площади. Соответству- ющая суммарному водяному пару высота колонки жидкой воды (PW), м, которая может быть осаждена, находится из соотношения PW=IWV/ρ, где ρ - плотность воды, кг/м3. Параметр ZWD можно записать в виде [2]:
∫
∞=
−0 2 2
10
6ZWD dh
T k e
, (1)
где k2=3,73·105 - вторая рефракционная константа, К2/мбар; T – абсолютная температура, К; e – упругость водяного пара, мбар, h – высота над точкой наблюдения, м.
По определению параметр «средневзвешенной температуры» Tmнад пунктом приема сигнала вво- дится в виде отношения [2,3]:
∫
∫
∞
∞
=
0 2 0
T dh e T dh
e
T
m . (2)Для нормальных атмосферных условий запишем выражение для специальной газовой постоянной для водяного пара RW [2]:
W WV
T R e mT
eV =
= ρ
. (3) Здесь ρWV – плотность водяного пара, кг/м3; RW ≈4,6 Дж·К-1кг-1.
Учитывая соотношения (2) и (3), а также определение для суммарного пара
= ∫
∞ρ
0
IWV
WVdh
, формулу (1) можно представить как:IWV 10
ZWD 6 2 W
m
T R
− k
=
. (4)
С помощью формулы (4) можно выявить текущий уровень суммарного водяного пара по данным
«влажной» задержки ZWD. Сам параметр ZWD выявляется из первичных данных по ZTD путем вычита- ния из них данных по ZHD, которые в свою очередь рассчитываются по формуле Саастамоинена [2]:
ZHD=0,002277⋅T.
В качестве примера на рис. 1 показаны линейные регрессии соотношений приземной температуры (T) и средневзвешенной температуры (Tm), определенной по данным вертикальных зондирований атмо- сферы (до 35 км от земной поверхности) и рассчитанной по формуле (2), для пунктов Усть-Баргузин и Ангарск за 2014 и 2015 гг. Такое представление позволяет говорить о том, что «средневзвешенная тем- пература» до высоты верхней тропосферы над пунктом измерений может быть выявлена по данным при- земной температуры воздуха.
На рис. 2 приведены сравнительные графики изменения влагосодержания тропосферы в виде уровня осаждаемой воды (PW) над пунктом ULAZ (Улан-Удэ) в теплое время года по метеорологиче- ским данным, учитывающим приземную температуру и упругость водяного пара, и по обработанным данным GPS измерений. Коэффициент взаимной корреляции приведенных графиков составил 0,89. В среднем отличие данных по суммарному водяному пару составило 3,4 кг/м2.
Рис. 1. Зависимости параметров T и Tm, выявленные по данным метеорологических зондирований:
а – Усть–Баргузин 2014 г. (Tm=31,14+0,87·T); b - Усть–Баргузин 2015 г. (Tm=33,4+0,86·T);
c - Ангарск 2014 г. (Tm=70,27+0,73·T); d - Ангарск 2015 г. (Tm=78,3+0,7·T).
Рис. 2. Графики изменения влагосодержания тропосферы в виде уровня осаждаемой воды (PW) над пунктом ULAZ с мая по сентябрь 2014 г. по метеорологическим данным и поданным GPS измерений.
По обработанным данным GPS измерений за весь 2014 г. в пункте GPS наблюдения ULAB (г.
Улан-Батор) выявлен годовой ход параметра ZTD. Значения ZWD выявлены путем вычитания значений ZHD из данных по ZTD. По формуле (4) определены значения суммарного водяного пара в виде осажда- емой воды (PW) в пункте наблюдения ULAB. На рис. 3 показаны значения влагосодержания тропосферы в масштабе осаждаемой воды (PW) и уровни атмосферных осадков, накопленных за текущие 6 часов наблюдений в г. Улан-Батор (www.rp5.ru). Высокий уровень PW не всегда вызывает выпадение осадков из-за недостаточности в том момент степени насыщения паров. Повышение уровня влагосодержания соответствует выпадениям осадков, как правило, при резком понижении температуры воздуха и наличии восходящих потоков воздушных масс [4]. Можно довольно четко наблюдать соответствие выпадения осадков повышению уровня влагосодержания и резкому понижению приземной температуры.
Рис. 3. Графики влагосодержания (PW), уровней накопленных за 6 часов осадков и температурного хода в г.
Улан-Батор в июне-июле 2014 г.
Исследование выполнено при финансовой поддержке РФФИ и Министерства образования и науки РБ в рамках научного проекта № 15-45-04449-р_Сибирь_а.
Литература:
1. Саньков В.А., Лухнев А.В., Мирошниченко А.И., и др. Современные горизонтальные движения и сейсмичность южной части Байкальской впадины (Байкальская рифтовая система) // Физика Зем- ли. 2014. - № 6. С. 70-79.
2. Bevis M. et al. GPS meteorology: remote sensing of atmospheric water vapor using the global positioning system // J. of Geoph. Res. vol. 97, no d14, P. 15787-15801. 1992.
3. Davis J. et al. Geodesy by radio interferometery: effects of atmospheric modeling errors on the estimates on baseline lengths // Radio Science, vol. 20, no. 6, P. 1593-1607. 1985.
4. Марченко О.Ю., Мордвинов В.И., Антохин П.Н. Исследование долговременной изменчивости и условий формирования атмосферных осадков в бассейне реки Селенга // Оптика атмосферы и оке- ана. 2012. Т. 25. - № 12. с. 1084-1090.
КРИТЕРИЙ СОГЛАСИЯ КОЛМОГОРОВА ДЛЯ S r -СИММЕТРИЧНЫХ РАСПРЕДЕЛЕНИЙ В КЛИМАТИЧЕСКОМ И МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОМ МОДЕЛИРОВАНИИ
Зенкова Ж.Н., Ланшакова Е.А.
Томский государственный университет, Россия E-mail: thank off@fpmk .tsu.ru
Статистические процедуры обработки данных являются неотъемлемой частью климатического и метеорологического моделирования. Критерий согласия Колмогорова – один из наиболее широко ис- пользуемых критериев в задачах идентификации распределений исследуемых непрерывных случайных величин, таких как уровень осадков, сила ветра и пр.
В данной работе авторы рассматривают проблему проверки гипотез согласия критерием Колмого- рова с привлечением дополнительной информации о
S r
-симметрии функции распределения. Приводится формулы точного распределения статистики Колмогорова при гипотезе и альтернативе, асимптотическо- го распределения при гипотезе, а также пример, показывающий, что дополнительная информация позво- ляет увеличить мощность критерия.
Рассматривается задача проверки гипотезы
H
0S:F ( x ) = G ( x )
,F , G ∈ Ξ
S,∀ x ∈ R
, против альтернативыH
1S:F ( x ) = V ( G ( x ) )
,F , V , G ∈ Ξ
S,∀ x ∈ R
, гдеΞ
S– классS r
-симметричных функций распределения (ф.р.).
Определение. Если для
c
1< c
2< ... < c
k,i = 1 , k
, k>1,p
i= F ( c
i) = F ( c
i+ 0 )
,, 0 ) (
00
= F c =
p p
k+1= F ( c
k+1) = 1 , j = 1 , k
иx ≤ c
j+1 ф.р. F(x) удовлетворяет условию:{ }
( max , ( ) 0 )
1 1− ( min { , ( ) + 0 } ) ,
−
=
+
+ +F x S x
p p p p
x S x
F
jj j j
j
j (1)
где
S
j(x )
– непрерывные монотонно убывающие функции,( ) S
j −1( x ) = S
j( x )
,x ≤ c
j+1,k
j = 1 ,
,S
j( ) c
i= c
i,i = 1 , k
,S
j( ) c
j+1= c
0, то ф.р. F(x) обладает свойствомS r
-симметрии.
Если k = 1,
p
1= F ( c
1) = 0 . 5
,S
1( x ) = 2 c
1− x
, то получим классическое определение симмет- рии относительноc
1:F ( x ) = 1 − F ( 2 c
1− x )
.Модифицированная с учетом свойства (1) статистика определяется как
d
NS=) ( ) (
sup
*1
F x G x
p
NSx
∈R
−
, где
1 ) (
*
( x )
G x pG =
,F
NS(x )
– эмпирическая ф.р., построенная k раз сим- метризованной выборкеX
*=( X
1*,..., X
*N)
, где дляi = 1 , N
, i* (k)X
iX =
,j = 1 , k
,( ) {
( 1) 1 1}
)
(j
= min
ij−,
k−j+ ij−i
X S X
X
,X
i(0)= X
i.Асимптотическое распределение статистики
d
NS для z >0 определяется формулойНайдены примеры ф.р. и функций
S
j(x )
, позволяющие утверждать, что привлечение дополни- тельной информации обS r
-симметрии ф.р. приводят к увеличению мощности модифицированного кри- терия Колмогорова по сравнению с классическим.
Таким образом, использование дополнительной информации при проведении статистической об- работки улучшает качество климатического и метеорологического моделирования.