Изменение связанных пространственных структур аномалий Н500 и ТПО в зависимости от временного масштаба

В предыдущем параграфе было показано, что временной сдвиг между аномалиями Н500 и ТПО зависит от частоты наиболее значимых колебаний, присутствующих в исследуемых рядах данных, а значит, и от временных масштабов изменчивости, которую содержат эти ряды. Поэтому было бы интересно изучить, как меняются пространственные формы основных мод взаимодействия в зависимости от рассматриваемых временных масштабов. В этом параграфе показываются пространственные формы наблюденных и модельных векторов первых SVD-мод, использованных в предыдущем параграфе для нахождения временного сдвига между аномалиями Н500 и ТПО. Дополнительно показаны векторы для низкочастотно отфильтрованных данных наблюдений, в которых оставлены колебания с периодами более одного года и 7 лет. Для данных моделирования долгопериодные моды не выделялись вследствие короткого интервала интегрирования совместной модели.

Следует отметить, что во многих случаях для изучения межгодовой изменчивости используются среднемесячные данные какого-либо календарного месяца (например, января) для последовательности различных лет. Однако поскольку существует значимая изменчивость на сезонных временных масштабах (Wallace, Blackmon, 1983), то в этом случае она может вносить искусственный вклад в межгодовую изменчивость. Чтобы исключить это явление в данной работе при исследовании межгодовой изменчивости применяется фильтрация исходных данных по времени.

Обычно под пространственными формами мод SVD понимаются сингулярные векторы ковариационных матриц, получаемые по пространственно- временным рядам сопряженных полей. Но в последнее время стали часто показывать пространственные формы мод SVD и других подобных методов анализа в виде корреляционных карт, в которых значение в каждой точке сетки исходного ноля представляет собой коэффициент временной корреляции между соответствующим ему коэффициентом Фурье и временным рядом исходного поля в данной точке (см., например, (Bretherton et al., 1992; Wallace et al., 1992)). В этом случае такие карты называют гомогенными корреляционными картами. В случае же, когда в качестве коэффициента разложения при расчете корреляции используется таковой для сопряженного поля, то пространственные распределения корреляции называются гетерогенными. В данной работе демонстрируются гетерогенные корреляционные карты, поскольку они показывают, каким образом картина аномалий ТПО первой моды SVD может быть определена временным ходом соответствующего коэффициента разложения Н₅₀о, и наоборот.

Далее на рис. 6.3, 6.4 и 6.5 приводятся пары соответствующих друг другу карт гетерогенных корреляций для первых мод SVD, обозначенных как Sl(H5oo) и Sl(TnO). Над каждой картой в процентах показан вклад в изменчивость соответсгвующего исходного поля, который давал бы данное пространственное распределение, умноженное на коэффициент разложения сопряженного поля (в необходимой нормировке), по которому эти карты были получены. В скобках показаны исходные вклады в дисперсию, которые дают совокупности сингулярных векторов со своими коэффициентами разложения, которые, в принципе, и определяют вторичные гомогенные и гетерогенные пространственные структуры. Между парными картами Sl(H5oo) и S1 (ТПО) одной и той же моды приведены коэффициент корреляции между их коэффициентами разложения (г) и ковариационный вклад (КВ) в общую ковариацию, производимый этой модой SVD. Для сравнимости все карты S1(H⁴¹⁰) и Sl(TIlO) показаны в одних и тех же областях: для Н500 - от 20 до 675° с.ш. и от 90° з.д. до 0° в.д., а для ТПО - от 15 до 70° с.ш. с теми же меридиональными границами.

На рис. 6.3 показаны гетерогенные корреляционные картины распределений Sl(H₅oo) и Sl(TnO) для среднемесячных данных наблюдений (а, б) и соответствующих им по частоте среза полосно-фильтрованных модельных данных (в, г) с колебаниями в диапазоне периодов 60-360 сут. Здесь SVD-моды взяты для полумесячного сдвига и по корреляциям, между соответствующими коэффициентами разложения, соответствуют максимумам на ломаных, показанных на рис. 6.1 кружками.

Для разных временных сдвигов в пределах ±1 мес. наблюдается слабое различие значимости SVD-мод, полученных по среднемесячным данным, отражающееся также в том, что пространственные формы мод SVD не очень сильно меняются при этих сдвигах. Главная особенность изменений пространственных форм первых SVD-мод в диапазоне сдвига от-1 мес. (океан «ведет» атмосферу) до +1 (атмосфера ведет) проявляется в усилении дипольной структуры при сдвиге +0,5 мес. Более точно это показано в работе (Deser, Timlin, 1997) по еженедельным полям аномалий Н500 и ТПО за 14 лет. Было проверено, что пространственные конфигурации сингулярных векторов Н500 и ТПО для наиболее значимых мод SVD при сдвиге в половину месяца (атмосфера «ведет»), полученных по среднемесячным данным наблюдений, близки к соответствующим пространственным формам мод естественных ортогональных составляющих. Так, коэффициент корреляции но пространству между первыми векторами SVD и EOF для Н500 равен 0,96, между вторыми - 0,95, а для ТПО они составляют соответственно 0,81 и 0,75.

Пространственные формы гетерогенных корреляционных картин визуально также не очень значительно отличаются от гомогенных карт и соответствующих им сингулярных векторов. Отличие гетерогенных от гомогенных карт корреляций проявляется в несколько меньших значениях корреляций, что в свою очередь, проявляется в уменьшении вкладов в изменчивость. Таким образом, карты гетерогенных корреляций вполне отражают пространственные формы SVD-мод и при этом дают значение корреляционных связей между атмосферными аномалиями и аномалиями ТПО.

Рис 6.3. Гетерогенные корреляционные карты 81(Н_5(Ю) и 81(ТПО) для среднемесячных данных наблюдений (а, б) и, соответствующих им по частоте среза, полосно-филырованных модельных данных (в, г) с колебаниями в диапазоне периодов 60-360 сут

Сравнение картин, полученных по наблюдениям (рис. 6.3, а, 6.3, б), и модели (рис. 6.3, в, 6.3, г) показывает их хорошую согласованность, что говорит об удовлетворительном качестве предложенной совместной модели для изучения зимнего взаимодействия атмосферы и океана в средних широтах. Однако, следует обратить внимание на то, что доля изменчивости для первого вектора ТПО в модели выше, чем в данных наблюдений. Это может говорить о том, что в данной совместной модели связь между атмосферными аномалиями и аномалиями ТПО на этих временных масштабах выше, чем это имеет место в природе.

Для данных наблюдений пространственные формы пары 81(Н₅оо) и 81 (ТПО) (рис. 6.3, а, б) близки к таковым первой пары канонического корреляционного анализа ДУМ и ТПО, полученным в работе (ЪопХя. е! а1., 1990) по данным СОАЭ8 для зим (декабрь - февраль) 1950-1979 гг. Аналогично для результатов моделирования пара 81(Н5оо) и БЦТПО) (рис. 6.3, в, г) близка по формам к паре ДУМ и ТПО соответствующих векторов первой моды БУЭ, приведенной в

(Дымников и др., 1995) для среднемесячных результатов этой же совместной модели. Это указывает на то, что зимняя атмосферная циркуляция имеет в основном эквивалентно-баротропную структуру.

В работе (Zorita et al., 1990) дается объяснение связей пространственных структур атмосферных аномалий в Н₅₀о или ДУМ с аномалиями ТПО: аномалии Н500 или ДУМ сопровождаются геострофическими возмущениями в основном западном атмосферном потоке, которые, ослабляя или усиливая последний, возбуждают аномалии явного и скрытого тепла на поверхности океана, а те, в свою очередь, порождают аномалии ТПО соответствующей пространственной структуры. Поэтому положение северной теплой (холодной) части диполя ТПО в районе 55°с.ш. (рис. 6.3, б, г) приходится на максимум меридионального градиента в Н500 (рис. 6.3, а, в), где происходят наибольшие ослабления (усиления) западных ветров, приводящие к потеплению (охлаждению) воздуха. Таким образом, пространственные структуры наблюденных и модельных пар Sl(H5₀o) и Sl(TnO), показанных на рис. 6.3, полностью согласуются с гипотезой Бьеркнеса об атмосферном возбуждении аномалий ТПО на внутрисезонных масштабах.

В работе (Battisty et al., 1995) проиллюстрировано, что вышеприведенные примеры парных картин атмосферное возбуждение - ТПО суть не просто искусственно выделенные картины с помощью того или иного статистического метода анализа. Карты рис. 6.3 похожи на приведенные в этой работе композитные карты, представляющие собой некое обобщение конкретных зимних атмосферно-океанских ситуаций, имевших место в периоды с ноября по апрель 1956-1986 гг. в Северной Атлантике. Похожие примеры композитов приводятся и в работе (Kushnir, Held, 1996), подчеркивающие вклад межгодовой изменчивости в формирование подобных парных картин взаимодействия атмосферы и океана.

На рис. 6.4 показаны гетерогенные корреляционные картины первых мод SVD для наблюденных (а, 6) и модельных (в, г) данных для внутрисезонного масштаба. Они показаны для 9-суточного сдвига наблюдений и 6-суточного для модели в соответствии с максимумами корреляций на ломанных, показанных на рис. 6.1 треугольниками. Для обеих наблюденных и модельных карг SHH500) на рис. 6.4, а, в северные «центры действия» в районе Гренландии становятся более значимыми, чем южные в области 35-40°с.ш. по сравнению с картинами распределений Н₅оо на рис. 6.3. Модельную конфигурацию (рис. 6.4, в) в БЦН.едо) можно связать с формой блокирующей ситуации в Северной Атлантике. То, что данная форма не так ярко выражена (рис. 6.4, а) в натурной конфигурации S1(H₅₀₀), можно объяснить коротким рядом наблюдений (зима 1978-1979 гг.), по которым она была построена. Поэтому она ближе (рис. 6.3, а) к форме Sl(H₅₀o), поскольку из 93-суточного ряда не удается полностью удалить колебания с периодами более 90 сут (за исключением параболического временного тренда). Поэтому, возможно, модельная (рис. 6.4, в) форма Sl(H₅oo) является более адекватной изменчивости, соответствующей по временным масштабам устойчивым атмосферным аномалиям и / или блокирующим ситуациям зимой в Северной Атлантике.

Рис. 6.4. То же, что и на рис. 6.3, но для данных внутрисезонного масштаба с диапазоном периодов колебаний 10-180 су г для наблюдений (а, б) и с диапазоном 10-90 сут для модели (в, г)

Позиции северных «центров действия» в 81(ТПО) так же, как и на рис. 6.3, привязаны к местам наибольших пространственных градиентов Б 1(Н₅оо) как для наблюденных, так и для модельных картин. Таким образом, рис. 6.3 и рис. 6.4 показывают предсказуемость пространственных распределений 81(ТПО) по 81(Н₅₀₀), что согласуется с предположением о вынужденном характере дипольного распределения 81 (ТГЮ) атмосферным воздействием. Большой вклад в общую изменчивость наблюденных БЦНзоо) (51%) и БЦТПО) (32%) (рис. 6.4, а, б) для исходных сингулярных векторов, имеющий место для внутрисезонных масштабов, обусловлен коротким рядом наблюдений, используемых в данной работе.

Интересно узнать дальнейшую трансформацию зимних картин первой моды БУО с увеличением временного масштаба. Сначала было проверено, что пространственные структуры первой моды для используемых в предыдущем параграфе огфильгрованных с периодом среза 4 месяца среднемесячных наблюденных аномалий практически не отличаются от карт, показанных на рис. 6.3, а, б

для исходных средних месячных полей данных. Поэтому приводить рисунки этих полей не имеет смысла. Затем, из исходных рядов средних месячных аномалий, было произведено выделение долгопериодных колебаний. Для этого полные среднемесячные ряды наблюденных аномалий Н500 и ТПО с декабря 1946 г. по июнь 1987 г. подвергались низкочастотной фильтрации с тем, чтобы оставить в исходных рядах аномалий колебания с периодами более 1 года и 7 лет.

Рис. 6.5. То же, что и на рис. 6.3, но только для наблюденных фильтрованных данных с периодами среза 1 год (а, б) и 7 лет (в, г)

Перед временной фильтрацией из данных были убраны параболические тренды за период 1946-1987 гг., найденные методом наименьших квадратов для временных рядов в каждом узле используемых для Н500 и ТПО пространственных сеток. Эго было сделано из-за того, что амплитуды таких трендов заметны на фоне амплитуд межгодовой изменчивости, особенно для колебаний с периодами более 7 лет. Но 40-летней продолжительности имеющихся рядов данных наблюдений недостаточно для исследования колебаний, определяющих эти долгопериодные тренды. Только после проведенных процедур исключения трендов и низкочастотной фильтрации выделялись январские ноля аномалий для исследований зимних распределений. Здесь декабрьские и февральские поля не учитывались, поскольку после процедуры фильтрации эти поля близки к январским, и поэтому последние хорошо отражают среднезимние состояния.

Для подготовленных таким образом рядов зимних аномалий Н>оо и ТПО был проведен БУО-анализ без временного сдвига между атмосферными и океанскими полями. Как видно из рис. 6.2, а, 6, временной сдвиг между атмосферным воздействием и ТПО не должен превышать 2 мес. Следовательно, для колебаний с периодами более 1 года такой сдвиг не вносит существенных изменений. На рис. 6.5 показаны гетерогенные корреляционные картины для Н.едо и ТПО первых мод БУО для периодов среза 1 год (а, 6) и 7 лет (в, г). Пространственные формы Б1 (Н500) и 81 (ТПО) для периода среза 1 год имеют дипольные структуры, так же как и на рис. 6.3. Но непосредственная геострофическая связь между соответствующими пространственными распределениями 81(Н₅оо) и 81 (ТПО) в определенной степени нарушается: позиция северного «центра действия» на карте 81(Н₅₀о) сдвинута к экватору, ближе к центру положения северного «центра действия» диполя 81 (ТПО). Это сближение позиций увеличения (уменьшения) высоты поверхности 500 гПа с положениями положительных (отрицательных) аномалий ТПО, возможно, указывает на наличие воздействия океана на атмосферную циркуляцию, которое начинает проявляется, согласно гипотезе Бьеркнеса, на временных масштабах от нескольких лет и более.

Первая зимняя мода 8УО для колебаний с периодами более 7 лег показывает дальнейшую свою трансформацию от межгодовых к десятилетним временным масштабам (рис. 6.5, в, г). Северная часть диполя для 81(Н5оо) и 81 (ТПО) начинает занимать непропорционально большую часть акватории Северной Атлантики. «Отрицательная» часть диполей 81(Н5₀о) и 81 (ТПО) с увеличением рассматриваемого временного масштаба занимает все меньшую часть акватории, как это проявляется от рис. 6.3 к рис. 6.5, а, 6 и, далее, к рис. 6.5, в, г. Это может говорить о том, что на данных временных масштабах доминируют колебания с большими пространственными масштабами, отражающими процессы не только в Северной Атлантике, но и за ее пределами, когда последняя является подобластью полушарных или даже глобальных колебаний. Характер локализованных пространственных взаимосвязей на этих частотах может говорить о том, что атмосферная мода направлена не на возбуждение аномалий ТПО, как это имеет место на более высоких частотах, но, наоборот, на их подавление. Форма 81(Н₅₀₀) (рис. 6.5, в) указывает на наличие компенсационной части в атмосферном отклике: пространственное распределение аномалии Н500, определяемое 81(Н5оо), над Северной Атлантикой должно индуцировать приток более холодных северных воздушных масс в область аномалии ТПО, в том случае, когда она положительна, и, наоборот, теплого воздуха с юга, если аномалия ТПО отрицательна и картина аномалии давления обратна по знаку. Таким образом, в долгопериодном атмосферном отклике присутствует отрицательная обратная связь, вызванная откликом атмосферной циркуляции на аномалию ТПО.

Итак, изучены пространственно-временные связи между зимними аномалиями Н₅оо и ТПО в средних широтах Северной Атлантики на внутрисезонных и межгодовых масштабах. С помощью предложенного метода SVD со сдвигом для среднемесячных нолей Н500 и ТПО установлено, что развитие аномалий ТПО отстает от атмосферного возбуждения на половину месяца. Имеются все основания предполагать, что главная часть поведения зимних аномалий ТПО описывается простым уравнением типа (6.1) (Frankignoul, Hasselmann, 1977), в котором атмосфера действует как генератор аномалий ТПО. То, что такая модель аномалий хорошо работает, показано, например, в работе (Мошонкин, Ди- анский, 1994) по данным станции погоды «С». С учетом частотных характеристик этой модели (рис. 6.2, б) можно сделать заключение, что полумесячный сдвиг соответствует фазовому сдвигу в 90° и, таким образом, четверти периода колебаний, которые определяют этот сдвиг. Следовательно, период этих колебаний составляет 2 месяца. Для того, чтобы такие колебания могли определять временной сдвиг между атмосферным воздействием и аномалиями ТПО, они должны иметь заметную амплитуду. С одной стороны, частота этих колебаний точно соответствует граничной частоте Найквиста для временных рядов с месячным разрешением, и поэтому на данной частоте, вследствие процедуры помесячного осреднения, могут искусственно проявляться колебания с меньшими периодами (Бендат, Пирсол, 1989). С другой стороны, в атмосфере средних широт, по-видимому, действительно присутствуют значимые колебания с периодом 2 месяца. Это подтверждается в работе (Deser, Timlin, 1997), в которой были исследованы 14-летние ряды Н500 и ТПО с недельным разрешением и обнаружено усиление связи между этими параметрами при 2-недельном сдвиге.

По-видимому, флуктуации с временными масштабами, порядка месяца и менее, обусловлены наличием в зимней атмосферной циркуляции в средних широтах устойчивых аномалий, проявлением которых могут служить так называемые блокирующие ситуации (блокинги), которые довольно часто наблюдаются над Северной Атлантикой с продолжительностью в две, и даже более, недели (Dole, 1983). SVD-анализ со сдвигом, выполненный для ежесуточных данных наблюдений, показал, что на этих временах увеличение корреляции между соответствующими коэффициентами разложения для Н500 и ТПО первой моды SVD наблюдается при 9-суточном атмосферном опережении, что соответствует для сдвига в четверть периода 36-суточному периоду колебаний. Понимая под длительностью устойчивых аномалий временные интервалы чуть менее половины периода этих колебаний, характерный временной масштаб устойчивых аномалий и/или блокингов можно оценить в две недели. По-видимому, они давали значительный вклад в общую дисперсию зимой 1978-1979 гг. в Северной Атлантике.

SVD-анализ со сдвигом был проведен также для модельных аномалий Н₅оо и ТПО, полученных в эксперименте с совместной моделью «атмосфера - верхний слой океана», проведенного в режиме непрерывного января длительностью 1 116 сут. Обработка результатов моделирования полностью подтвердила сделанные по данным наблюдений выводы об усилении связи между аномалиями Н₅оо и ТПО при определенных временных сдвигах в зависимости от временных масштабов исследуемых рядов. Таким образом, результаты моделирования усиливают предположение о том, что в средних широтах изменчивость аномалий ТПО на масштабах от вну грисезонных до межгодовых является, главным образом, результатом атмосферного воздействия и что поведение зимних аномалий ТПО хорошо описывается на этих временных масштабах простым уравнением типа (6.1).

Последний вывод хорошо согласуется с рядом других исследований. В работе (ОеЫогЙг, 1996) был выполнен анализ механизмов, ответственных за генерацию изменчивости модельных аномалий ТПО путем сравнения двух версий совместной модели, в которых атмосферная модель была соединена с моделью общей циркуляции океана и однослойным океаном 50-метровой постоянной толщины без адвекции, ограниченными акваторией Северной Атлантики. Этот анализ показал, что изменчивость аномалий ТПО до нескольких лет обусловлена, главным образом, именно атмосферным воздействием. В статье (МапаЬе, БЮиБег, 1996) в 1 000-летних сравнительных экспериментах с подобными же совместными моделями, но в которых модели океана охватывали всю акваторию Мирового океана, показывается, что энергетические спектры аномалий ТПО в средних широтах, генерируемые этими моделями, подобны даже на десятилетних временных масштабах.

Мы проверили также, каким образом изменяются пространственные формы векторов Н500 и ТПО первой моды БУО в зависимости от временного масштаба изменчивости, присутствующей в исследуемых полях данных. На временах с масштабом 10-45 сут идет формирование дипольных структур в полях первой моды для Н500 и ТПО, которые наиболее отчетливо проявляются затем в среднемесячных полях. На этих масштабах связи между пространственными структурами атмосферных аномалий в Н500 и аномалий ТПО объясняются тем, что атмосферные аномалии сопровождаются геострофическими возмущениями в атмосферных потоках, формирующими аномалии явного и скрытого тепла на поверхности океана, которые, в свою очередь, возбуждают аномалии ТПО соответствующей пространственной структуры. Этот процесс формирования пространственных форм первой моды БУО проявляется и по данным наблюдений, и по результатам моделирования.

При дальнейшем увеличении временного масштаба (фильтрация с периодом среза 1 год) характер локализованных пространственных взаимосвязей на этих частотах может говорит о том, что атмосферная мода направлена не на возбуждение аномалии ТПО, как эго имеет место на более высоких частотах, но, наоборот, на их подавление. Это, возможно, указывает на наличие воздействия океана на атмосферную циркуляцию, которое начинает проявляться согласно гипотезе Бьеркнеса на временных масштабах порядка нескольких лет и более.