Метод исследования и используемые данные

В качестве основного метода исследований в данной работе применяется метод выделения максимально сковариированных распределений двух пространственно-временных нолей, основанный на сингулярном разложении их ковариационной матрицы. В зарубежной литературе он носит название SVD-анализа, происходящее от английского словосочетания Singular Value Decomposition. В работе (Дымников, Филин, 1985) этот метод анализа, по-видимому, впервые применен для изучения взаимодействия атмосферы и океана и выделения связей между внетропическими флуктуациями ТПО и полями потоков тепла на поверхности океана по данным Первого глобального эксперимента ПИГАП (ПГЭП). Детальное описание этого метода дано в прил. 6.1. Его также можно найти в работах (Bretherton et al., 1992) и (Wallace et al., 1992).

В данной работе вычисление ковариационных матриц, необходимых для SVD, проводилось с временными сдвигами между исходными полями аномалий Н₅оо и ТПО. Взвешивание на косинус широты при расчете элементов ковариационных матриц не проводилось. В работе (Wallace et al., 1992) было показано, что для средних широт учет схождения меридианов к полюсу не принципиален. Брались исходные величины Н500 в метрах и ТПО в °С, т.е. ненормированные значения, чтобы выделять связи с учетом абсолютных величин. Пенг и Файф (Peng, Fyfe, 1996) выполнили SVD-анализ для ТПО и ДУМ, используя как нормированные на средние квадратичные отклонения в каждом узле расчетных пространственных сеток, так и ненормированные значения, и не нашли существенной разницы в пространственных формах SVD-мод.

В соответствии с поставленными задачами мы использовали данные различных временных масштабов. Основными массивами данных служат среднемесячные поля ТПО и Н₅₀о. Данные по ТПО взяты из известного массива COADS (Fletcher et al., 1983) для интервала декабрь 1946 - июнь 1987 гг., который содержит ежемесячные значения ТПО на сетке 2°х2° для всего Мирового океана. Из этого массива были выбраны данные для региона Северной Атлантики от 2 до 71° с.ш. и от 97° з.д. до 11° в.д.

Для исследований коротких временных масштабов использовались ежедневные данные по ТПО из массива данных ПГЭП. В нашем распоряжении имелись данные на сетке 2,5*2,5° для региона Северной Атлантики от 20 до 62,5° с.ш. и от 80° з.д. до 5° в.д. с 1 декабря 1978 до 3 марта 1979 гг. Данные Н500,

соответствующие по времени данным ТПО, были взяты из массива оперативного анализа Национального метеорологического центра (НМЦ) США. Эти данные архивированы на октагональной 47x51 сетке НМЦ с центром на Северном полюсе, покрывают Северное полушарие вплоть до 20°с.ш. и имеют два шага по времени - месячный и 12-часовой. Суточные данные Н500 были получены путем осреднения 12-часовых данных. При обработке этих данных применялась линейная интерполяция с октагональной на широтно-долготную сетку. Для среднемесячных данных была выбрана сетка с разрешением 5°х2,5° по долготе и широте, покрывающая область Северной Атлантики от 20 до 75°с.ш. и от 100°з.д. до 10°в .д. Для суточных данных использовалась сетка с разрешением 5 долготы х 4°широты, покрывающая область ог 20 до 76°с.ш. и от 100° з.д. до 20° в.д.

Для среднемесячных серий Н500 и ТПО были рассчитаны климатические состояния путем осреднения по каждому календарному месяцу во всех узлах сеток. Затем среднемесячные аномалии выделялись вычитанием климатических состояний из исходных данных. В случае ежедневных полей данных для одной зимы 1978-1979 гг. аномалии на каждые сутки определялись путем удаления из исходных рядов Н₅оо и ТПО параболических трендов, определенных с помощью метода наименьших квадратов в каждом сеточном узле. Кроме данных наблюдений использовались данные численных экспериментов с совместной моделью «атмосфера - верхний слой океана». Результаты моделирования привлечены для подтверждения и усиления некоторых выводов, полученных в данной работе. Подробнее с описанием совместной модели, постановкой и условиями численных экспериментов можно ознакомиться в работе (Дымников и др., 1995). Дадим краткое описание совместной модели атмосферы и верхнего слоя океана и проведенного с ней эксперимента.

В качестве атмосферного блока используется модель общей циркуляции атмосферы, описанная в (Глазунов и др., 2001; Дианский и др., 1999). Она имеет горизонтальное разрешение - 5° по долготе, 4° по широте. Здесь использован вариант атмосферной модели, имеющий 7 уровней по вертикали от поверхности Земли до 100 гПа. Эта модель прошла всестороннее тестирование и участвовала в Международной программе сравнения атмосферных моделей АМ1Р (ОаНп е! а1., 1995). Модель верхнего слоя океана (ВСО) разработана для изучения влияния атмосферного воздействия и процессов вовлечения на формирование ТПО в средних широтах (Мошонкин, Дианский, 1992; Мозйопкш, Э1ап8ку, 1995). Ее описание приведено в ирил. 6.2. Эта модель прошла всестороннее тестирование по ежесуточным пятилетним данным на станции погоды «С» и показала хорошие результаты по воспроизведению аномалий в деятельном слое океана. Она применялась для воспроизведения аномалий ТПО в зимний период ПГЭП (Мошонкин, Дианский, 1992).

В проведенных экспериментах модель ВСО использовалась в региональном варианте для акватории Северной Атлантики от 20° ю.ш. до 76° с.ш. и от 100° з.д. до 15° в.д., имела одноградусное разрешение и 12 уровней по глубине на стандартных океанографических горизонтах от 0 до 1 000 м. На остальной части Мирового океана задавалась постоянная климатическая ТПО января. Подключение модели верхнего слоя океана к модели атмосферы осуществлялось с помощью процедуры коррекции потоков тепла на границе «атмосфера - океан» (Дымников и др., 1995). Смысл ее заключается в том, что атмосферный и океанский блоки совместной модели обмениваются между собой лишь аномалиями характеристик теплового взаимодействия. Иными словами, на океан атмосферный блок совместной модели действует через отклонения от средних по времени климатических значений потоков явного, скрытого тепла, коротко- и длинноволновой радиации. В свою очередь, океанский блок оказывает воздействие на атмосферу через температуру подстилающей поверхности, получаемую как сумма аномалий ТПО, генерируемой моделью ВСО, и заданной климатической ТПО. Таким образом, исключается дрейф климата совместной модели. Учитывались горизонтальные переносы тепла аномалиями дрейфовых течений в климатическом поле температуры океана и климатическими течениями в поле модельных аномалий ТПО.

Результаты экспериментов с совместной моделью «атмосфера - верхний слой океана» представлялись в виде 1 116-суточных рядов ТПО и Н500, полученных для условий непрерывного января. Для БУО-анализа «вырезались» модельные поля с суточным шагом на акватории Северной Атлантики со следующими параметрами сеток: для Н₅₀о — от 16 до 80° с.ш. и от 90° з.д. до 15° в.д. с разрешением атмосферной модели 5°долготы х 4°широты; для ТПО - от 18 до 74°с.ш. и от 80° з.д. до 14° в.д. с более грубым, чем исходное, 2-градусным разрешением.