Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Диагноз и моделирование аномалий температуры верхнего слоя Северной Атлантики

ВАК РФ 04.00.23, Физика атмосферы и гидросферы

Автореферат диссертации по теме "Диагноз и моделирование аномалий температуры верхнего слоя Северной Атлантики"

институт вычислительной математики российской академии наук

государственный океанографический

ргб о л институт

роскомгидромета

На правах рг/хотгиси

Мошонкин Сергей Николаевич

ДИАГНОЗ И МОДЕЛИРОВАНИЕ АНОМАЛИЙ ТЕМПЕРАТУРЫ ВЕРХНЕГО СЛОЯ СЕВЕРНОЙ

АТЛАНТИКИ

04-00-23 — физика атмосферы и гидросферы

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора физико-математических наук

МОСКВА 1997

Работа выполнена в Институте вычислительной математики Российской академии наук и Государственном океанографическом институте Роскомгидромета

Официальные оппоненты:

доктор физико-математических наук Е.П. Анисимова доктор физико-математических наук М.Н. Кошляков доктор физико-математических наук В.Н. Лыкосов

Ведущая организация: Кафедра Океанологии МГУ

им.М.В.Ломоносова

Защита состоится " 1997 г. в /Г часов I

заседании диссертационного совета Д 000.47.01 в Институ' вычислительной математики РАН по адресу: Москва ГСП-ул.Губкина, д.8.

С диссертации можно ознакомиться в библиотеке Института вычислительной математики РАН.

Автореферат разослан " 0ь " (2г£1997 г.

Ученый секретарь диссертационного совета' кандидат физико-математических наук С.А. Финогено

Актуальность темы: Изучение аномалий температуры верхнего слоя океана с позиций современного состояния геофизической науки является важной задачей как для физики взаимодействия атмосферы и океана, так и для ряда направлений в океанологии. Аномалии разных масштабов являются как наиболее показательным индикатором взаимодействия атмосферы и океана, так и важным активным звеном этого взаимодействия. Отметим две крупных области современных исследований, где это знание актуально и практически необходимо, -это задача долгосрочного прогноза погоды и задача короткоперподных вариаций климата. Большая часть работ по аномалиям ТПО (АТПО) посвящена изучению долгопериодных АТПО с характерным временем жизни 2-4 месяпа, причем основные результаты получены в направлении динамико-стохастического моделирования и статистического исследования их свойств. Все эти работы выполнены на основе ежемесячных реализаций АТПО. При этом мы не имеем достоверных количественных оценок и даже целостной качественной картины развития аномалий на меньших временных масштабах от первых суток до 1.5-2.0 месяцев (синоптика). Актуально комплексное изучение свойств и механизмов развития синоптических аномалий. В известном смысле теория моделирования АТПО и многочисленные модели перемешивания верхнего слоя океана существуют сейчас несколько обособленно друг от друга. Необходимо их объединение для диагноза взаимодействия процессов перемешивания в верхнем слое океана и эволюции АТПО, что в частности позволило бы уточнить количественные оценки роли аномалий толщины верхнего перемешанного слоя в процессах развития АТПО. Отметим также и ряд существующих на сегодняшний день противоречий во взглядах на взаимодействие АТПО и поля течений в океане на разных пространственно-временных масштабах. Многочисленные вопросы существуют и в проблеме диагноза эффектов долгопериодных АТПО в межгодовой п многолетней изменчивости динамических и термохалин-ных полей деятельного слоя океана. Каковы характеристики объединенных мод колебаний-АТПО и скорости течений верхнего слоя океана? В каких ключевых районах АТПО наиболее значимо влияют на климат системы океан-атмосфера? Проблематика такого рода является содержанием интенсивно развивающейся сейчас международной программы исследований климата СЫУАИ. Актуальность данной работы состоит в создании ряда оригинальных моделей и методов исследования аномалий температуры верхнего слоя океана для изучения физики их формирования и развития на внутримесячных масштабах времени с одной стороны и взаимодействия их с динамикой на масштабах более года с другой.

Основной целью настоящей работы является комплексное исследование физики развития аномалий температуры верхнего слоя океана на внутримесячном и внутрисезонном интервале масштабов, а также диагноз интегральных эффектов долгопериодных аномалий на длительных отрезках времени вплоть до десятилетий. В связи с этим решены следующие задачи:

- создана оригинальная методика моделирования и диагноза аномалий термохалинной структуры верхнего слоя океана на внутрисезонных масштабах времени;

- даны количественные оценки вкладов различных физических факторов в формирование синоптических аномалий в океане, их связи с процессами перемешивания и с фазами сезонного хода стратификации океана, а также выявлены черты подобия и различия с долгопериодными АТПО;

- получены оценки влияния на синоптические аномалии температуры верхнего слоя океана адвекции тепла течениями разной природы;

- на основе модели общей циркуляции океана создана методика моделирования и диагноза влияния долгопериодных АТПО на динамическую и термохалинную структуру деятельного слоя океана;

- получены оценки влияния течений на формирование долгопериодных АТПО, выявлены взаимные связи процессов развития АТПО с колебаниями типа север-юг в поле крупномасштабных течений в средних широтах Атлантики, обнаружена тесная связь АТПО с изменениями меридиональных переносов тепла течениями за последние десятилетия.

Научная новизна. Впервые на основе эволюционной модели аномалий температуры с привлечением современных учащенных данных наблюдений диагнозированы процессы, ответственные за развитие синоптических АТПО на масштабах времени от 2-3 суток до 1.0-2.0 месяцев. Изучена временная и пространственная структура АТПО. влияние на ппх адвекции тепла течениями и локальных процессов взаимодействия с атмосферой и вертикального перемешивания в океане. Использование балансовой модели деятельного слоя океана в вариантах адаптации к средней сезонной эволюции вертикальных профилей температуры и солености и к сезонному тренду теплозапаса верхнего перемешанного слоя океана позволило впервые провести многолетнее моделирование и моделирование на всей акватории Северной Атлантики синоптических аномалий температуры и толщины верхнего перемешанного слоя океана, дать их диагноз и сопоставление численных результатов с реальными ежесуточными АТПО. Впервые получен очень важный для проблемы взаимодействия океана и атмосферы результат, состоящий в том, что сино-

птические аномалии с декабря по март развиваются в активном подслое, занимающем лишь верхнюю половину квазподнородного слоя океана. На основе экспериментов с моделью общей циркуляции океана впервые рассмотрено взаимодействие долгопериодных АТПО с процессами генерации геострофпческих аномалий скорости в океане, что позволило по-новому взглянуть на проблему интердекадной изменчивости Северной Атлантики.

Основные результаты и положения, выносимые на защиту, состоят в следующем:

1) Созданы оригинальные модели и методы моделирования аномалий характеристик верхнего слоя океана и специальной обработки результатов наблюдений и численных экспериментов, включающие:

- эволюционную модель аномалий,

- балансовую модель деятельного слоя океана,

- метод многолетнего воспроизведения аномалий характеристик верхнего слоя океана на основе настройки балансовой модели на сезонный ход вертикальной стратификации океана,

- метод расчета аномалий по алгоритму расщепления на три физических процесса воздействия на них (средняя адвекция - локальные аномалии потоков на поверхности - аномальная адвекция),

- метод воспроизведения аномалий динамики и термохалинных процессов с помощью модели общей циркуляции океана,

- метод инициализации профилей температуры и солености в задаче расчета синоптических аномалий н метод расчета меридиональных переносов тепла в океане с помощью коррекции потоков тепла,

- методы определения основных структурных особенностей вертикальных профилей океанских характеристик и вовлекаемых из термоклина в перемешанный слой потоков тепла и солп,

- метод оптимизации параметров модели верхнего слоя океана в 4-мерном пространстве координат-параметров,

- использование статистических методов выделения крупномасштабных пространственных структур в пространственно-временных полях для океанологической проблематики.

2) Впервые выполнено комплексное исследование на масштабах менее 1-2 месяцев физики аномалий температуры верхнего перемешанного слоя океана ежесуточного разрешения (синоптические аномалии):

- при анализе существенных (величиной более 80% дисперсии) аномалий с временными масштабами менее половины года обнаружено, что

существуют четыре основных группы АТПО с характерными временами жизни около 5-7, 9-13, 14-18 и 21-30 суток. АТПО с временем жизни более 50 суток не было обнаружено. Показана спектральная структура АТПО. Медианное время жизни синоптических аномалий равно 11-14 суткам. Показаны особенности пространственной структуры аномалий и их обратных связей с потоками тепла из атмосферы в Северной Атлантике.

- определены количественные вклады (среднее, дисперсии, экстремумы) в эволюцию аномалий различных физических'факторов. Установлено, что большинство тенденций в поведении синоптических аномалий температуры обусловлены, в порядке значимости, следующими четыремя процессами: аномалиями бюджета тепла поверхности океана; совместным эффектом аномалий толщины верхнего перемешанного слоя океана и сезонного хода его температуры; адвекцией тепла аномальным дрейфовым течением в среднем поле температуры и аномалиями вовлекаемого на нижней границе перемешанного слоя потока тепла. Аналогичные оценки получены для вкладов в процесс эволюции аномалий скрытого и явного потоков тепла, коротковолновой солнечной радиации, и эффективного излучения. Впервые на внутрисезонных масштабах времени получены оценки влияния на аномалии температуры переносов тепла аномальными дрейфовыми течениями в поле суммарной температуры и переносов тепла средними климатическими течениями в поле синоптических аномалий температуры верхнего перемешанного слоя для акватории Северной Атлантики.

- рассмотрена вертикальная структура изменчивости синоптических аномалий температуры воды в деятельном слое океана. Установлено, что синоптические аномалии развиваются в активном подслое верхнего квазиоднородного слоя океана. В теплый период он охватывает весь квазиоднородный слой, а с декабря по март занимает в основном верхнюю половину квазиоднородного слоя. Приведены характеристики временной эволюции и особенностей пространственного распределения в Северной Атлантике активного подслоя. Показаны физические причины выделения активного подслоя из верхнего квазиоднородного слоя зимой. Установлено, что вертикальное перемешивание выступает прежде всего как механизм модуляции характеристик аномалий сезонным циклом при росте толщины активного подслоя от лета к зиме (время жизни аномалий зимой на 30% продолжительнее, а величины на 15% меньше, чем летом).

- показано, что на масштабах времени от 2 до 50 суток верхний слой океана выступает как система, интегрирующая синоптические возмуще-

ния п потоках тепла и < кс)]>ос ти ветра на границе с атмосферой (отклик типа "красного шума" на высокочастотные сигналы атмосферных характеристик). Этот общин тип реакции существенно осложнен наличием ряда значимых пиков в частотных характеристиках системы верхнего слоя океана. Колебания температуры с периодом в 20 суток связаны прежде всего с возмущениями ветра. Менее интенсивно проявляются колебания с периодом на 5.5 и ряд пернодичностей на 7 14 сутках. Реакция температуры и толщины верхнего перемешанного слоя океана на атмосферное воздействие хорошо описывается линейной относительно преобразований Фурье системой с входами в виде потоков тепла и ветра.

выявлен ряд важных признаков подобия синоптических и долгопериодных аномалий температуры верхнего слоя океана с временем жизни 2 4 месяца, позволяющий предположить, что долгопериодные аномалии есть результат взаимодействия синоптических аномалий и процессов межгодовой и многолетней изменчивости.

3) Впервые рассмотрено взаимодействие долгопериодных аномалий температуры поверхности и полей скорости в океане на масштабах от месяцев до десятилетий:

впервые исследована роль геострофическпх аномалий скорости течений в эволюции аномалий температуры верхнего слоя океана. Показано, что в задаче переноса долгопериодных аномалий температуры течениями. аномалии нельзя рассматривать как пассивную и консервативную примесь.

показан характер и причины изменений меридиональных переносов тепла течениями за последние десятилетня, выявлены моды аномалий температуры, связанные с этими изменениями через возмущения в поле кинетической энергии течений верхнего слоя океана.

- обнаружена отрицательная пространственно-временная обратная связь главных мод колебаний типа севе]) юг аномалий температуры и скорости течений в средних широтах океана, которая может быть важным звеном интердекадной изменчивости.

Научная обоснованность и достоверность положений и выводов работы подтверждается тем. что они основаны на совместном анализе многочисленных современных данных наблюдений и результатов численных экспериментов с современными хорошо тестированными и апробированными моделями. Использованы статистические методы анализа, позволившие получить оценки достоверности. Ряд выводов проверен с точки зрения различных независимых методических подходов.

Научная и практическая значимость связана с решением фун-

даментальной научной проблемы комплексного количественного диагноза физических особенностей и закономерностей развития синоптических аномалий температуры верхнего перемешанного слоя океана. Полученные выводы позволяют понять причины возникновения и механизмы развития синоптических и долгопериодных аномалии температуры в деятельном слое океана, их влияние на короткопериодные вариации климата, включая интердекадную изменчивость. Практическая значимость состоит в создании ряда оригинальных методик моделирования аномалий с использованием модели деятельного слоя океана и модели общей циркуляции океана. Модели и методы воспроизведения АТПО, разработанные в диссертации, использованы при построении совместной модели атмосфера-верхний слой океана, где атмосферным блоком служит модель общей циркуляции атмосферы, разработанная в ИВМ РАН. На основе полученных результатов сформулирована программа исследований климата Атлантики, выполняемая при поддержке Российского Фонда Фундаментальных Исследований.

Апробация работы. Результаты диссертации докладывались на многочисленных специализированных семинарах ИВМ РАН, ГОИН и ИО РАН в 1988-1996гг.; на конференциях по Всесоюзной программе "Разрезы" (май 1986г., Одесса и июнь 1988г., Одесса); на Всероссийской школе ИФА РАН по климату (март 1993г.); на международных конференциях: "Atlantic Ocean Climate Variability Workshop" (июль, 1992, Москва), "Dynamics of ocean and atmosphere" (дважды: ноябрь 1993г., Москва, ГОИН и ноябрь 1995г., Москва, ИО РАН). "Interdecadal changes of the North Atlantic -In a view ot the resent changes of the subpolar gyre" (июль 199G, Москва) и на конференции Росгидромета и Межгосударственного совета по гидрометеорологии стран СНГ (декабрь 1996, Москва, Росгидромет).

Структура работы. Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения и списка цитируемой литературы. Работа содержит 277 страниц текста, 58 рисунков (по 2-3 фрагмента каждый), 9 таблиц, библиографию из 191 наименования.

КРАТКОЕ СОДЕРЖАНИЕ ДИССЕРТАЦИИ

Во введении кратко излагается план работы, дана характеристика участия в работе коллег автора.

В главе 1 рассматриваются проблемы, связанные с возникновением, развитием u диссипацией аномалий температуры поверхности океана (АТПО), анализируется состоянис^-наний в этой области на данный

момент времени н, исходя из этого, формируются задачи ncv,.. структура работы.

В разделе 1.1 показано, что обычно наибольшее внимание уделяется среднемесячным АТПО, определяемым как отклонения ТПО от их значений для каждого календарного месяца климатического года, который, в свою очередь, определяется путем осреднения ежемесячных значений полей ТПО за некий период времени, как правило близкий к 30-40 годам (Daly,1978; Davis,1976; Reynolds,1978; Питербарг,1989; Сауап,1990 и многие другие). При таком подходе в аномалиях в качестве составляющего присутствует межгодовой тренд. В некоторых работах средний годовой ход определяется в виде суммы гармоник Фурье-компонентов, где кроме собственно годовой гармоники присутствуют составляющие, для которых год является кратным периодом (Лаппо и др., 1990; Pedersen et al., 1990 и др.); иногда вычитается и межгодовой тренд (Лаппо и др., 1990). По данным среднемесячных АТПО в средних широтах северных частей Тихого и Атлантического океанов изучались так называемые долгопериодные АТПО, времена жизни которых, оцененные различными способами, составляли 2-5 месяцев (Davis,1976; Frankignoul, Hasselmann,1977; Reynolds,1978; Багрянцев,1983; Newman, Story,1985; Пнтербарг,1989 и др.). По современным представлениям в локальной генерации эти АТПО отражают главным образом отклик верхнего слоя океана на изменения в потоках тепла на границе раздела вода-воздух, связанные с погодными флуктуациями. Дан анализ роли вовлечения, экмановской адвекции, вертикальной подкачки, перемешивания, обратной связи в процессах обмена океана и атмосферы в эволюции долгопериодных АТПО для разных условий (Frankignoul,1985; Alexander, Deser,1995 и мн.др.). Рассмотрены теории п гипотезы эволюции АТПО, где физические процессы связываются в комплекс. Это динамическая гипотеза Айселина о пульсации антициклонического вращения вод в Атлантике (см. Суховей,1977); работы Бьеркнеса по синоптической и межгодовоп изменчивости (Bjerkness,1962,1964,1969); наиболее популярная сейчас теория крас-ношумного отклика океана на белый шум атмосферы (Hasselmann,1976; Frankignoul, Hasselmann,1977; Davis.1976); гипотезы доминанты в эволюции АТПО процессов в переходные сезоны года весной и осенью (Ломакин. Рогачев,1983; Рогачев, 1983; Нестеров,1983; Нестеров,1984); теории о телеконнекции между АТПО средних широт и процессами в тропиках, в частности -связи АТПО с экваториальным апвеллингом, число которых в последнее время заметно растет (Hanawa,1988; Michelchen,1989; Johnson, O'Brien, 1990; Lukasch,Von Storch,1992; Alexander, Pcnland 1996;

>

iki.uüi^Kiiü А.Б., Воскресенская. 1996 и др.); разработки, посвященные .модуляции АТПО циклогенезом или низкочастотной (относительно синоптического "белого шума") изменчивостью атмосферных процессов (Michaelsen,1982; Рогачев,1984; Гулев.1997 и др.). Дана сжатая характеристика работ, где эволюция АТПО рассмотрена с точки зрения взаимодействия совместных мод колебаний полей характеристик в атмосфере и океане (Дымников,1989; Yoshinobu.1989 и др.).

В разделе 1.2 анализируется развитие аномалий на масштабах времени "справа" и "слева" от долгопериодных АТПО. К первым относятся масштабы 2-3 года (Нестеров,1984; Воскресенская. Полонский,1987 и мн.др.), интердекадная изменчивость и тренды больших масштабов, особенности которых рассмотрены по результатам анализа данных наблюдений (Антонов Д.И., Гройсман,1988; Антонов и др..1991; Lcvitus,1989; Полонский, Воскресенская,199С) и численных экспериментов (Weaver et al.,1994; Weisse et al.,1994; Doscher et al.,1994 ii др.). Между временными масштабами синоптических погодных атмосферных возмущений и характерными масштабами долгопериодных АТПО находится область, где развитие аномалий температуры верхнего слоя океана мало изучено (отсутствие рядов достаточной достоверности, например, с ежесуточным разрешением на обширных акваториях океана). Задача поведения таких АТПО представляет несомненный интерес, так как на этих масштабах осуществляется непосредственное формирование долгопериодных аномалий. Внутрпсезонная изменчивость экстремально больших АТПО за 20 лет в Северной Атлантике рассмотрена Педерссном с соавторами (Pedcrsen et al.,1990). Выявлены основные районы генерации АТПО, особенности их временной структуры и установлено преобладание локального развития АТПО. В цикле работ по данным Первого Глобального Эксперимента ПИГАП (ПГЭП) (Дымннков, Филин,1985; Дымников,1989; Дымннков, Толстых,1990) выявлена структура 4-х ячеек взаимодействия АТПО Северной Атлантики и аномал;::": потоков тепла из атмосферы, а также установлено ослабление связен АТПО-атмосфера от зимы к лету. Дан анализ характерных эпизодов развития АТПО при прохождении циклонов в Северной Атлантике (Полонский,1989; Гулев,1997) и влияния на АТПО аномалий солености (Мошонкин. 1989). Многочисленные расчеты по моделям верхнего слоя на станциях погоды показали необходимость учета синоптических возмущений для удовлетворительного моделирования сезонного хода характеристик верхнего слоя океана (Martin,1985 и мн.др.).

Раздел 1.3 посвящен взаимодействию АТПО и течении. Показано, что

влияние адвекции на АТПО происходят по-разному на разных временных и пространственных масштабах. В большинстве работ рас сматривается влияние климатической адвекции на долгопериодные АТПО на временах более сезона. При этом различные оценки роли адвекции в эволюции АТПО противоречивы. Адвекция АТПО характеризуется как главный фактор их пространственного перераспределения для периодов от сезона до нескольких сезонов, причем полагается, что для долгожнвущпх АТПО характерен перенос климатическими средними скоростями почти как пассивной примеси (Reynolds. 1078: Зубова. Угрюмов.1983: Пн-тербарг.1989 и др.). Однако на больших пространственно-временных масштабах должно существовать приспособление поля движения к полю температуры (плотности). Рассмотрена гипотеза Анселпна о радиальной пульсации антнцнклонпческого круговорот в Северной Атлантике и связанных с ней АТПО. По-видимому в работе Полонского и Воскресенской (1996) гипотеза Анселпна находит подтверждение, и ей в соответствие ставится масштаб интердекадной изменчивости с возможными АТПО до 1°С. Описаны выявленные в экспериментах с современными прогностическими моделями циркуляции океана характерные временные масштабы. свойственные адаптации полей скорости, температуры и солености: интердекадная изменчивость и время установление глубоководной циркуляции (Демин и др..1991: Weaver et al..1994: Doscher et al.. 1994 п др.).

В разделе 1.4 дан краткий анализ особенностей эволюции АТПО во фронтальных зонах ( Dewar.lOSG: Каменкович. Кошляков. Монпн.1987: Williams.19SS: Питербарг. Семовскпй.1988: Tai.1990: Huang.1990: Бышев. Снопков.1990 и др.).

В разделе 1.5 дополнительно рассматриваются особенности эволкщшг аномалий температуры верхнего перемешанного слоя открытого океана в средних широтах. В холодную половину гола АТПО в основном обусловлены аномалиями скрытого и явного тепла (С'ауап.1990 ). Летом же существенную^роль начинает играть коротковолновая солнечная радиация п аномалии облачности, которая может выступать как регулятор обратной связи, генерирующий в системе атмосфера-океан колебания с периодом в несколько месяцев (Гаврилин. Монин.1967: Мусаелян.1974: "Зубова. Угркшов.1985 и др.). В ряде работ показано, что связи среднемесячных АТПО с аномалиями общего количества облачности в средних широтах Атлантики обнаруживаются только в теплое полугодие, причем наиболее тесны синхронные связи п при малом количестве облаков, так как при больших положительных аномалиях облачности возрастает роль и формировании АТПО скрытого II явного потоков тепла (С'мпр-

нов, Угрюмов,1982; Юдин и др..1984). Исследования Кай я на (Сауап.1990; Сауап,1991-95) на данных за 194G 19SGrr. выявили структуру долгопериодных АТПО, состоящую нз четырех ячеек, которая охватывает зимой всю Северную Атлантику. В центрах ячеек происходит регулирование АТПО атмосферной циркуляцией через возмущения потоков явного и скрытого тепла. Аномальные теплопотери с поверхности океана имеют место между Гренландией и Ньюфаундлендом (приток холодного относительно сухого воздуха и сильные ветра) и у Канарских островов (вынос сухого и относительно холодного воздуха с Африки). У Англии и у Америки на 30-40°с.ш. атмосферная циркуляция способствует снижению теплообмена океана с атмосферой (вынос влажных и относительно теплых воздушных масс с океана на материки). Любопытно, что аналогичная структура взаимодействия с потоками тепла из атмосферы характерна также п для синоптических АТПО (Дымников. Филин,1985). Даны оценки влияния процессов в тропиках на АТПО средних широт. Воздействие тропиков идет в основном через атмосферу на масштабах от сезона до года и более (Haiia\va,198S: Miclielclien,19S9: Johnson, O'Brien,1990; Alexander, Penland,1996).

Раздел 1.6 посвящен главным направлениям в изучении аномалий температуры верхнего перемешанного слоя океана. Направление дпнамико-стохастического моделирования или модели стохастического возбуждения воспроизводят отклик океана на "белый шум" атмосферных характеристик (Пнтербарг.1989: Добровольский.1991; Ефимов,1996 и др.). В классических работах по стохастическому моделированию Хас-сельмана, Франкннюля, Дэвиса второй половины 70-х годов, упомянутых выше, была выдвинута базовая гипотеза состоящая в том, что АТПО временных масштабов от месяца и более представляют собой интегральный отклик ВПС океана на синоптические погодные возмущения атмосферных характеристик. Приводятся характерные спектральные оценки для среднемесячных АТПО (Николаев. Багрянцев.1985; Питербарг,1989; Michelclien,1989; Лаппо и др..1990). Согласно оценкам Николаева и Ба-грянцев (1985) в среднем по Северной Атлантике за 54% дисперсии АТПО отвечают межгодовые колебания, а 46% дисперсии АТПО приходятся на внутрпгодовой высокочастотный сигнал. Вводятся определения спектра "красного шума" и существенной аномалии. Дан анализ эпизодических попыток моделирования АТПО с помощью эволюционного уравнения для аномалий (Daly.1978; Fraiikignoul.1985; Alexander. Penland.1996). Моделирование одномерными моделями перемешанного слоя океана дает удовлетворительные результаты (Martin,1985; Иванов п др.1988: Дмп-

триев и др..1991 и др.). Но для долгопериодной эволюции АТПО необходимо учитывать адвекцию, поэтому перспективны трехмерные модели общей циркуляции океана (МОЦО) с присоединенной моделью верхнего слоя при условии, что атмосферные погодные флуктуации на поверхности океана будут задаваться исчерпывающим образом (Залесный.'Мо-шонкнн.1985 II др.). Показан приме]) объединения моделей верхнего перемешанного слоя океана и МОЦО в пзопикническнх координатах (Bleck et al..1989). что позволяет воспроизводить вентиляцию ппкноклпна (суб-дукция). Дан анализ модельных исследовании совместной системы по-гранслоя атмосферы и верхнего перемешанного слоя океана океана, выявивших связанные структуры в двух средах (Yosliinobu.1989: Дьшни-ков.1989).

Раздел 1.7 резюмирует проведенный анализ. Приводятся выбранные для исследования задачи, определяются рассматриваемые масштабы и дана структурная схема всей работы.

В главе 2 дается определение синоптических аномалий температуры верхнего перемешанного слоя океана, исследуются физические механизмы их эволюции в зоне шторм-треков Северной Атлантики. Для этого осуществляется диагноз аномалий с помощью эволюционной модели н анализа натурных данных высокого качества, который позволяет оценить компоненты эволюционного уравнения для аномалий.

В разделе 2.1 рассмотрены исходные данные, определяются аномалии, их спектр, характерное время жизни. Объект исследования представляют собой аномалии температуры, выделенные относительно конкретного ( ('зонного хода данного текущего года ("классические" аномалии выделялись относительно климатического среднего годового хода (Лаппо и др.. 1990)). Это позволяет сосредоточить внимание на внутрисеэонных масштабах, где атмосфера непосредственно генерирует или демпфирует возмущения аномалий температуры в верхнем слое океана. Поскольку в сезонный цикл в качестве обертона входит н полугодовая гармоника, дающая в ряде районов Северной Атлантики существенный вклад в годовой ход (Богуславский и др.. 1990). в качестве среднего, относительно которого выделяются аномалии, использован интеграл по частоте от всех гармоник, период которых более полугодового. Аналогично определяются аномалии всех характеристик (толщина перемешанного слоя, потоки тепла, ветер и др.).

Для разделения аномалии и среднего применялся фильтр, основанный на скользящем сглаживании. Иго весовые коэффициенты рассчитывались оптимальным образом и зависимости от частоты среза фнльгра и длины

выборки сглаживания (Отнес, Эноксон, 1982). Кроме того, остаточный сигнал годовой и полугодовой гармоник исключался с помощью дискретного преобразования Фурье.

Полученные таким образом аномалии по своим временным масштабам относятся, согласно существующей классифпкащш (Монин и др., 1974), к синоптической океанской изменчивости и далее для краткости будут называться синоптическими аномалиями. Межгодовые аномалии определяются как отклонения средней температуры от среднего климатического годового цикла. Суммарные аномалии представляют собой сумму синоптических и межгодовых аномалий. Таким образом^температура верхнего перемешанного слоя океана Tq(î) содержит следующие компоненты:

To(f) = 7b(i)+7o(i), (1)

TS(t) = T0(i) + T^(t),

где To(t) - возмущенный межгодовымп аномалиями климатический сезонный цикл, T^(t) - синоптические аномалии, To(t) - климатический сезонный цикл, To(t) - межгодовые аномалии, Т0*(/) - суммарные аномалии.

Для периода в 5 лет (01.01.1976-31.12.1980, 1827 суток) использованы среднесуточные гидрологические (до 300м) и полные метеорологические наблюдения на океанской станции погоды "С" (52.75°с.ш., 35.5°з.д.), условия которой типичны для всей зоны шторм-треков Северной Атлантики. Горизонтальные градиенты температуры воспроизводились по данным объективного анализа поля ТПО, который проводился раз в пять суток в ГМЦ РФ.

Среднеквадратичные отклонения (СКО) межгодовых и синоптических аномалий температуры практически совпадают, составляя около 70% от СКО суммарных аномалий (0.52°С). Во временном ходе межгодовых аномалий хорошо выражен двухгодичный период. Синоптические АТПО, как и АТПО долгопериодные, модулированы сезонным ходом, возрастая по амплитуде в 2-3 раза от холодного периода года (0.6°С с декабря по март) к теплому (1.5°С с мая по сентябрь). На спектре АТПО выделяются пики на периодах 57 и 20 суток. Остальные экстремумы (периоды 12.8, 10.4, 9.1, 7.8 и 6.7 суток) находятся в пределах продолжительности 1-4 естественных атмосферных синоптических периодов. Скорость уменьшения спектральной плотности в целом обратно пропорциональна квадрату частоты.

Таблица 1 Среднее, среднеквадратичное отклонение и максимум "для времени жизни (в сутках), средней и максимальной величин (в "С') 47 положительных п 50 отрицательных существенных синоптических аномалий температуры верхнего слоя океана за 1827 дней (01.01.197631.12.1980. станция "С"").

| || Положительные | Отрицательные

Средн. С'КО Мах Средн. СКО 1 Мах

Время жизни 11.3 ! 7.6 39 13.0 11.1 50

| Средняя величина | 0.46 | 0.31 1.69 0.39 0.18 1 1.04 !

| Максимальная вел. | 0.82 | 0.57 2.39 0.65 0.41 1 2.35 |

Выделено 97 существенных синоптических аномалий (см. табл.1). В отличие от определения существенной аномалии, применяемой для анализа долгопериодных АТПО. как аномалии, превышающей дисперсию (см. раздел 1.6 главы 1). эмпирический анализ покачал необходимость более летального анализа синоптических аномалий температуры верхнего слоя океана, для чего существенная синоптическая аномалия определена как аномалия с величиной и временем жизни, превышающими 30'/ уровень средних соответствующих величин. Среднее и медианное время жизни существенных аномалий равно II 13 суткам. Обнаружены четыре основные группы АТПО с характерными временами жизни около 5 7 суток (45/ всех случаев): 9 13 суток (20 25'/ всех случаев): 14 18 суток (10 15/) и 21 30 суток (10 15'/). Была только одна положительная аномалия с временем жизни более? одного месяца. Среди же отрицательных существенных аномалий в 10'/ всех случаев отмечены аномалии с временами жизни от 30 до 50 дней. Медианная величина положительных аномалий равна примерно 0.50. а отрицательных 0.40(,С'. Около 10'/ положительных АТПО имеют величину 1.5 2.0"С', тогда как отрицательные АТПО редко превышают величину в 1.()"С. Положительные аномалии как правило больше аномалий отрицательных в среднем на 15 30е/. Рассмотрены существенные аномалии для летних и зимних периодов.

В разделе 2.2 на основе уравнения переноса тепла (сохранения энтальпии) получены эволюционные уравнения для среднего и аномалий температуры воды верхнего перемешанного слоя океана. Непосредственно по рассматриваемой реализации синоптических аномалий показано, что основная гипотеза, использованная для разделения среднего И анома-

лин: Т() = 0 выполняется с точностью ±10-8°С при среднеквадратичном отклонении Тц равном 0.35°С'.

В разделе 2.3 приводятся оценки составляющих уравнения для аномалий по данным наблюдений и выделяются его основные компоненты. Потоки явного и скрытого тепла, напряжение трения ветра на поверхности океана рассчитывались с помощью стандартной методики по данным о температуре и влажности воздуха, скорости ветра, температуре воды, высотах измерений метеопараметров и с учетом стратификации приводного слоя (Методич. указания. ГГО. 1981)'. Расчет длинноволнового эффективного излучения осуществлялся но стандартным формулам, учитывающим общую облачность (Шереметевская. 1972). Коротковолновая поглощенная и отраженная радиация взяты непосредственно нэ данных наблюдений. Наибольшие проблемы возникают при определении толщины верхнего перемешанного слоя океана. Она определялась специально созданной методикой, в которой данному реальному профилю плотности (температуры, солености) р(:) (0 < ~ < Н глубина) ставился в соответствие искусственный профиль (ц,(~). представляющий собой комбинацию полностью перемешанного слоя до глубины к и экстраполяции оставшейся части пнкноклина под ним в виде полинома четвертой степени от глубины (Мпропольскпй и др.. 1970). определяемой методом наименьших квадратов без разрыва на г = Л. Далее определялся функционал ошибки:

а{Ь)

\

1 "

-=/(/>/,( = )-/>( = ))2<*=.

Функционал ст(/() отображает совокупность нскуственных профилей в числовое множество среднеквадратичных ошибок между ними II реальным профилем. Рассматривалась задача минимизации по Ь этого функционала ошибок, минимум которого будет отвечать положению нижней границы верхнего перемешанного слоя"'. Использование не локального, как это практиковалось обычно (см.. например. Кузнецов. 1982). а интегрального по профилю критерия определения толщины верхнего перемешанного слоя позволило определять положение его нижней границы с точностью в 5 10 метров в диапазоне глубин от поверхности до 300м для исходных профилей плотности (температуры, солености), заданных на

'Наиболее рашернутое тложешю основ этой широко применяемой менщики дано к монографии Портновского и соавторов ''Процессы переноса вблизи поверхности рашела океан-атмосфера". - Л.. Гпдрометеотда г. 197-1. 1? 10с.

-'I! диссипации шло/кена численная схема мот метола

стандартных гидрологических горизонтах. Анализ минимумов функционала ошибки а{к) выявил важную закономерность. - в теплый период года четко выделялся один перемешанный слой, а с декабря по март -два; причем воспроизвести реалистично аномалии температуры удается, если использовать тощпну-более тонкого перемешанного слоя. Это слой, где концентрируются синоптические аномалии температуры. Мы определяем его как активный подслой верхнего квазиоднородного слоя океана. В теплый период он совпадает с квазиоднородным (основной минимум ошибки a(h), расположенный на большей глубине), а в холодный - занимает примерно его верхнюю половину (см. главы 3 и 4).

По толщине верхнего перемешанного слоя, под которым теперь понимается активный подслой, и ежесуточным профилям температуры с использованием гипотезы Крауса-Тернера (Kraus, Turner,1967) определены потоки тепла, возникающие при вовлечении из ппкноклпна воды в верхний перемешанный слой при росте его толщины (метод профилирования). Вовлечению свойственна ярко выраженная перемежаемость во времени, когда поток на нижней границе перемешанного слоя в течение нескольких дней может быть больше теплообмена через поверхность (до 50-200 Вт/м2), составляя в среднем не более 10-15% его величины.

Зная напряжение трения ветра, толщину верхнего перемешанного слоя, рассчитывались дрейфовые скорости (Гилл.1986). По дрейфовым скоростям и средним горизонтальным градиентам температуры воды рассчитывался адвективный поток тепла о верхнем перемешанном слое (до 30-40% от потока тепла на поверхности).

Все названные характеристики разделялись на среднее и аномалии по описанной выше методике, п в итоге воспроизведены компоненты эволюционного уравнения для аномалий температуры верхнего перемешанного слоя океана, которые позволили провести диагностический расчет по модели, являющейся квазилинейной относительно аномалий температуры

частью полного эволюционного уравнения без центрированных составляющих:

г-

dt к Ii

II

iii

ОТ» 0ц

(2)

где - аномалии бюджета тепла поверхности океана. - аномалии потока тепла из-за вовлечения на нижней границе верхнего перемешанного слоя океана, к = к + к' толщина перемешанного слоя океана, (и', и') -

аномалии скорости дрейфового течения в этом слое, а (ü, v) - ее среднее. Компоненты правой части представляют собой изменения аномалий температуры, связанные с: 1 аномалиями бюджета тепла поверхности океана, II - аномалиями потока тепла из-за вовлечения, III - адвекцией тепла аномалиями дрейфового течения в поле средней температуры воды перемешанного слоя. IV совместный эффект аномалий толщины верхнего перемешанного слоя океана и сезонного хода его температуры.

В разделе 2.4 на основе (2) воспроизводятся синоптические аномалии температуры и определяются вклады физических факторов I -IV в их эволюцию. Расчетные аномалии хорошо воспроизводят натурные, особенно по тенденциям. Рассмотрено качество модельного воспроизведе-

I

ния аномалий на различных временных масштабах, для чего натурная и модельная реализации посредством фильтрации разделялись на шесть характерных частотных диапазонов. Масштабы менее 4 суток не воспроизводятся из-за невозможности учесть влияние мезомасштабных горизонтальных неоднородностсй и аномалий горизонтальных градиентов ТПО. Воспроизведение для всех отмеченных в разделе 2.1 характерных временных масштабов аномалий отличается высоким качеством при небольшом занижении амплитуд моделью (2).

Средние относительные вклады (и их среднеквадратичные вариации) различных физических факторов в положительные и отрицательные изменения синоптических аномалий температуры верхнего перемешанного слоя океана показаны в таблице 2. Основным фактором, определяющим эволюцию синоптических аномалий, являются погодные аномалии бюджета тепла поверхности океана (средний вклад в изменения аномалий около G0%). Следующим по значимости идет совместный эффект аномалий толщины верхнего перемешанного слоя океана и сезонного хода его температуры (средний вклад 20%). Примерно на 159с в среднем изменчивость синоптических аномалий обусловлена адвекцией тепла аномалиями дрейфового течения в поле средней температуры воды перемешанного слоя. Тепловой эффект аномалий вовлечения вод на границе с термоклпном в среднем составляет половин}' эффекта, вызванного аномалиями дрейфовой адвекции, и является четвертым по значимости фактором эволюции аномалий температуры. На протяжении одной, иногда -двух, недель могут наблюдаться существенные отклонения от среднего вкладов разных факторов, есть и сезонная цикличность в их действии. Максимальные значения относительных вкладов 10% повторяемости для физических факторов I. II. III. IV (см. (2)) равны примерно SO 85. 30 35, 40-50 и 60—65% соответственно. Приводятся аналогичные характсрпстп-

Таблица 2 Средние величины и среднеквадратичные отклонения относительных в процентах вкладов различных физических факторов в положительные и отрицательные изменения синоптических аномалии верхнего перемешанного слоя океана.

Тенденция в изменениях АТПО

Физический фактор Положительная Отрицательная

(см.обозначения у (2)) средняя СКО средняя СКО

Аномалии бюджета тепла

поверхности океана: 60 18 57 20

I в (2)

Совместный эффект анома-

лий толщины вернего пе- 20 15 22 19

ремешанного слоя океана

и сезонного хода его

температуры: IV в (2)

Адвекция тепла анома-

лиями дрейфового течения 13 10 14 10

в поле средней температу-

ры перемешанного слоя:

III в (2)

Аномалии потока тепла

из-за вовлечения: 7 6 7 7

II в (2)

ки влияния на эволюцию аномалий отдельных составляющих бюджета тепла поверхности океана (солнечная радиация, эффективное излучение, потоки скрытого и явного тепла) в целом и по сезонам.

В разделе 2.5 кратко резюмируются основные результаты главы.

Глава 3 посвящена: 1) описанию балансовой модели эволюции термо-халпнной структуры деятельного слоя океана, 2) апробации этой модели в широком диапазоне изменчивости условий воздействия атмосферы и стратификации океана в ряде районов, 3) формулировке и применению оригинального метода многолетнего моделирования синоптических аномалий температуры перемешанного слоя с помощью модели деятельного слоя океана и 4) исследованию статистических свойства отклика океана на атмосферное воздействие для внутрисезонных масштабов времени.

В разделе 3.1 дается описание модифицированной модели верхнего

деятельного слоя океана и ее численной схемы. Балансовая модель эволюции термохалинной структуры деятельного слоя океана работает на неоднородной вертикальной сетке заданного разрешения и специально предназначена для подключения к трехмерным моделям океана и атмосферы. Это позволяет физично описывать эффекты стратификации, вовлечения и прогрев пикноклина под слоем перемешивания проникающим солнечным излучением. В верхнем перемешанном слое (ВПС) реализуются интегральные балансы тепла и соли. Использовано уравнение баланса механической энергии (потенциальной и турбулентной): ■J

dP(t)/dt + dE{t)/dt = ^ghx(dM/dt), (3)

где для деятельного слоя толщиной H использованы интегральные по глубине, приходящиеся на единицу площади океана, потенциальная энергия P(t), кинетическая энергия турбулентности E(t) и масса M(t), имеющие следующий вид: P(t) — g f p(z,t)zdz = (gp0(t)h2(t))/2+g S p(z,t)zdz,

0 h

E(t) = J e(z, t)dz = S e(z, t)dz, и M(t) = J p(z, t)dz = p0(t)h{t) + J p(z, t)dz, 0 0 0 h здесь p{z,t) - вертикальный профиль плотности воды; ро - плотность воды в ВПС; g -ускорение свободного падения; e(z) -кинетическая энергия турбулентности в единице объема воды в ВПС; (считается, что только ВПС толщиной h < H охвачен зоной развитой турбулентности), 2 - глубина; t -время; = 1 при х > 0 и х(:г) = 0 при х < 0 - обобщенная функция детектирования. Источник энергии турбулентности, возникающий при конвективном перемешивании, \ghx{dM/dt) в правой части (3) появляется только при увеличении плотности воды в деятельном слое океана, например в процессе выхолаживания или осолонения с поверхности. Зная профили температуры T'_1(z) и солености S'_1(z) для предыдущего момента времени и толщину ВПС h на данный момент времени ti, и полагая, что ниже глубины z — h температура и соленость изменяются адвекцией, а температура меняется еще и под действием проникающей в эту область коротковолновой солнечной радиации, записываем схему Эйлера для температуры Т0 и солености £0 воды ВПС:

, (h . . \ Ш) = i /T~\z)dz + — [Q0 + Qr(l - eXh) + Qadv(h)y

h\o crP° J m

(4)

sm = i (|Si-\z)dz + At[Q$ + Qsadv(h)}i) ^

где ср -удельная теплоемкость воды; Qq = LE + Qt + Qlw " поток тепла на поверхностп океана представляющий собой сумму потоков скрытого LE, явного Qt тепла п эффективного длинноволнового излучения Qlw-Qr - коротковолновая проникающая солнечная радиация; Л - коэффициент поглощения проникающей коротковолновой солнечной радиации в морской воде; Qq -поток соли на поверхности океана за счет разности осадки минус пспаренпе; Qadv{h) и Qadv{h) -адвективные притоки тепла и соли, в слое [0,/г]. Здесь для вычисления интегралов по глубине профили температуры T(z,t) и солености S(z,t) интерполировались между неравномерными по вертикали расчетными горизонтами с помощью линейных функций, с единственно возможным разрывом на глубине z — h. Используется нелинейное уравнение состояния р = р(Т, S) (Unesco, 1981).

В параметризации баланса энергии турбулентности воспроизводится фпзпка слоя Экмана (Краус, 1979), причем введен учет подсеточной генерации энергии ветром, что расширяет возможности исследования нелинейных синоптических эффектов (Дианский и др., 1994). Для этого учитывается Vj -дисперсия скорости трения у поверхности океана в воде внутри характерного временного масштаба (например, шага по времени). При свободной конвекции проникающие в ппкноклин потоки тепла и соли на нижней границе ВПС уменьшаются по нелинейному закону при росте толщины ВПС до полного исчезновения на нижней границе деятельного слоя океана h = H (Реснянскпй, Тросннков, 1980). При этом вовлечение пропорционально величине (1 — h(t)/H)C2, где сг -параметр, характеризующий степень приближения конвекции к перемешиванию непроникающего типа. Таким образом параметризация Е, используемая в (3), имеет вид:

dE/dt = рохЫи,3 +3v.vî) - c\lh(vl + li^)] +1(1 - h/Hr-ghX{dM/dt), (5)

где v, -скорость трения у поверхности океана в воде, рассчитываемая по скорости ветра; / -абсолютное значение параметра Кориолпса; сд и с\ -параметры ветровой генерации энергии турбулентных пульсаций и ее вязкой диссипации. Конвективное заглубление ВПС сначала моделируется как режим непронпкающей конвекции (случай ci —» +оо):

Ш = р №), эд) = p(Mî), (6)

где Tg(/i), S'0(h) взяты из (4), p(/t,i,) -плотность в ппкноклине на z = h. А затем полученная глубина непронпкающей конвекции подправляется

с помощью модифицированного нами разностного аналога уравнения баланса энергии турбулентности, в котором при ¡заснете приращения потенциальной энергии в качестве (г — 1)-го выбирается то состояние плотности, которое получается после непроникающего конвективного перемешивания. Это позволяет построить консервативную расчетную схему. Таким образом, на каждом временном шаге имеется замкнутая система алгебраических соотношений, в каждом из которых присутствует неизвестная величина к. Эта величина определяется либо методом хорд для режима уменьшения толщины ВПС, либо методом последовательных приближений, в случае ее увеличения. Критерием завершения итерационного процесса служит выполнение соотношения (3) с заданной степенью точности. Модель была тестирована на сигнал сбалансированного сезонного цикла в потоках плавучести на поверхности океана на продолжении 500 лет с суточным шагом. Не было выявлено какого-либо тренда в модельных характеристиках океана.

В разделе 3.2 дана апробация модели для сезонного цикла при полном учете синоптических возмущений в граничных условиях в субарктике (инверсия температуры в слое пикноклина), средних широтах и тропиках (условия интенсивного распреснением ВПС речными водами). Соответствие как по фазам, так и по амплитудам модельных характеристик данным наблюдений позволяет говорить о высоком качестве модели. На станции "С" моделирование одного сезонного цикла характеристик ВПС можно провести без учета адвекции тепла течениями, но расчеты для ряда лет без учета адвекции показали существенное нарастание ошибки температуры от года к году, что хорошо соответствовало ежегодным теплопотерям океана в атмосферу. Характер турбулентности, тепловые и оптические свойства океана тесно взаимосвязаны. Это находит отражение в том, что результаты моделирования нелинейно зависят от совместной комбинации параметров модели. Поэтому предложена методика исследования устойчивости и выбора оптимальных параметров путем минимизации среднеквадратичной ошибки модельного расчета в четырехмерном пространстве, координатами которого были переменные-параметры модели (су,с1,с2 и Л). Показаны двумерные срезы модельных ошибок за годовой цикл в четырехмерном пространстве по двум параметрам, благодаря чему можно наглядно проследить зависимость качества прогноза от совместных изменений параметров. Качество расчетов наиболее существенно зависит от А, заметно зависит от вариаций параметров сд и С1 (есть довольно широкая область оптимальных сочетаний этих параметров, отвечающая величине масштаба Россби-Монтгомерп

около 23 метров). Дан подробный анализ влияния параметров на качество работы модели в разных условиях, выбраны их .оптимальные значения. На станции "С" моделирование сезонного цикла характеристик ВПС с полным учетом синоптики проведено в 13Q0 вариантах варпацпй параметров. Ошибки для температуры и толщины ВПС при полном учете синоптических возмущений характеризуются как для каждого сезона, так и для всего годового цикла. Показано изменение интенсивности вовлечения в зависимости от развития конвекции. Модель также тестирована и показала удовлетворительные результаты в условиях субарктпкп на океанской станции погоды "Bravo" (56.5°с.ш.), когда глубокая конвекция развивается над слоем мощной термической инверсии, гидростатическая устойчивость в котором сохраняется стратификацией солености.

Была промоделирована структура верхнего слоя на полигоне в Бенгальском заливе от 14° до 18°с.ш. в период летнего муссона, где учет только потоков тепла и момента не позволял удовлетворительно воспроизводить эволюцию ВПС, так как принципиально необходимо принимать во внимание приток пресных и мутных вод Ганга, Брахмапутры, Иравади ц других рек (дополнительное задание солености в качестве граничного условия). Сток рек создает фронт по солености, где на протяжении 350 км с севера на юг соленость растет на 1.75 промилле. Фронт характеризуется резким переходом от мутных распресненных вод к прозрачным океанским водам. Получены оптимальные параметры и дан аналпз отличия их от параметров для средних шпрот. Все тенденции поведения характеристик верхнего слоя океана хорошо воспроизведены моделью. Модель воспроизвела два важных эффекта: связь роста мутности вод п уменьшения солености с юга на север залива из-за стока рек (коэффициент Л растет на протяжении 350км в 4 раза) и рост ТПО по горизонтали к северу залива на 1°С из-за формирования там ВПС вдвое более тонкого и более мутного, а потому лучше прогретого солнцем по сравнению с южной океанской окраиной залива (горизонтальная пнверсйя).

В разделе 3.3 формулируется оригинальный метод многолетнего моделирования синоптических аномалий характеристик деятельного слоя океана с помощью балансовой модели, оценивается влияние различных физических факторов на эволюцию аномалий в верхнем слое океана. Метод основан на процедуре настройки модели на средние профили температуры T(z,t) и солености S(z,t). Средние на каждом горизонте несут информацию о крупномасштабной адвекции, а модель воспроизводит аномалии меньшего временного масштаба (непосредственно в модели рассчитывается только адвекция тепла аномалиями дрейфового течения в

Данные: j

Г'::./.)

Модель

Деятельного Слоя Океана

—^ ; —• Т'{:. t¿+l)

Средние профили:

Рис. 1. Схема многолетнего моделирования синоптических аномалии температуры деятельного слоя океана с помощью балансовой модели (í¿+i = £; + At. где -шаг по времени).

поле средней температуры ВПС). Этот метод позволяет также учесть нелинейные взаимодействия аномалий в ВПС' с сезонным ходом вертикальной стратификации. Подробно рассматривается схема поступления в модель граничных условий и средних профилей. Она показана на рис.1.

По данной схеме расчеты аномалий в деятельном слое океана проведены для станции "С" на пять лет с ежесуточным разрешением. Модельное решение устойчиво и хорошо согласуется по фазам и величинам с реальными синоптическими аномалиями температуры верхнего слоя океана. С помощью ряда численных экспериментов днагнознруются связи аномалий температуры с аномалиями солености и дрейфовой адвекции тепла в верхнем слое океана. Взаимодействие этих аномалий характеризуется периодом в 120 -130 суток. Аномалии солености в зоне шторм-треков формируются в основном динамическими процессами. Зафиксировано и рассмотрено вторжение субарктического мегафронта с юга (1 раз в о лет). Показана вертикальная структура изменчивости синоптических аномалий температуры поды в слое 0 300м. Эксперименты по схеме рнс.1 подтвердили. полученный выше методом профилирования вывод о том. что синоптические аномалии температуры, связанные с квазилокальным атмосферным воздействием, концентрируются в основном в пределах активного подслоя верхнего квазиоднородного слоя, который зимой охватывает только верхнюю половину последнего, а в остальную часть года весь квазноднородныи слой. Анализ данных расчетов и наблюдений показал. что дисперсия аномалий температуры, связанных с нелокальными процессами в сезонном пикноклине. достигает 40 00'/ от дисперсии ано-

2:5

малин, генерированных непосредственным воздействием атмосферы на ВПС' в зоне штор-треков.

Раздел 3.4 посвящен определению функций частоты по отклику на атмосферное воздействие динамической системы верхнего слоя океана с двумя входами в виде» потоков импульса и тепла л одним выходом температурой или толщиной ВПС в интервале масштабов от 12 до 50-60 суток (Бендат. Пнрсол. 1989). К таким функциям относятся автоспектры, взаимные спектры, частные и множественные когерентности и передаточная функция, включающая амплитудную (далее ПФ) и фазовую частотные характеристики. Верхний слой и его модель представляются в первом приближении линейной относительно преобразований Фурье системой (Бендат. Пирсол. 1989). Дан анализ поведения этой системы п ее близость реальному поведению верхнего слоя океана. Линейная зависимость температуры ВПС от входных сигналов усиливается по мере роста временного масштаба из-за усиления линейной зависимости температуры ВПС от потока тепла на поверхности океана. Функции когерентности температуры ВПС показали пики на периодах 20 сут. и 5.5 сут.. Первый н наибольший пик связан с ветром, а второй - с вариациями бюджета тепла поверхности океана. В целом за год тепловые процессы дают больший вклад в формирование синоптической изменчивости, чем воздействие ветра. Дан анализ натурных и модельных ПФ поток тепла температура ВПС'. и ПФ ветер-температура ВПС. Их поведение хорошо отвечает гиперболическому закону, то есть ВПС интегрирует внешнее воздействие и концентрирует поступающую энергию на выходе в области более низких частот, чем на входе. Такая красношумная реакция осложнена значимыми пиками в частотных характеристиках системы верхнего слоя океана (для ПФ 7.,-Тц: 9 п 14 сут.. для ПФ г. Т1}: 8. 11 сут. п максимум на 20 сут.). Так ПФ ветер температура ВПС' (Н>) в первом приближении может быть представлена следующим образом:

г-

Н-1 = .4|// + .4->*(/-Л).

где / частота колебаний. Л^Лч эмпирические коэффициенты. 'ч дельта-функция Дирака. /„=0.05 цикл/сутки. В заключение даны типичные статистические отклики температуры ВПС' в зоне шторм-треков на возмущения потоков тепла и скорости ветра для разных временных масштабов.

В разделе 3.5 рассматривается модельный отклик на стохастическое атмосферное воздействие типа "белого шума" в бюджете тепла поверхности океана и скорости ветра, реализации которых с временной дискрет-

носгью 1 су т. и длиной 3000 сут. были генерированы как случайные ряды (некоррелированные случайные процессы, подчиненные нормальному закону распределения) с натурными математическими ожиданиями и дисперсиями (Отнес. Эноксон. 1982). В качестве начальных условий взяты средние за 1976-80гг. вертикальные профили температуры и солености на станции "С". Получены оценки функций частоты для температуры, толщины ВПС и стратификации под ним высокой достоверности н устойчивости (результирующие статистические характеристики достоверно стационарны). Основные особенности реакции модели подтверждают закономерности. полученные по натурным данным. Наблюдаются статистически значимые линейные относительно преобразования Фурье связи между входными сигналами температурой и толщиной ВПС. Связь изменений градиента плотности под ВПС с потоком тепла и ветром существенно нелинейна. Интегральная реакция температуры типа "красного шума" осложнена значимыми пиками в частотных характеристиках системы верхнего слоя океана. В целом во всем частотном диапазоне изменения потоков тепла и толщины ВПС происходили в противофазе. а скорости ветра и толщины ВПС синхронно. Наиболее сложный вид фазовая частотная характеристика (функции разности фаз) имела для градиента плотностн под ВИС'.

В разделе 3.G резюмируются и обобщаются результаты главы.

Глава 4 посвящена изучению ряда важных пространственных особенностей синоптических аномалий температуры поверхности океана (АТПО) и моделированию эволюции аномалий температуры верхнего перемешанного слоя и его толщины зимой в Северной Атлантике, оценке влияния на них адвективных потоков тепла разной природы.

В разделе 4.1 характеризуются используемые далее данные наблюдений. полученные в ходе Первого Глобального Эксперимента ПИГАП (Г1Г-ЭП) в области от 20 до G2.5üc.iu. в Северной Атлантике на каждые сутки с разрешением по пространству для разных характеристик от 1.875 до 2.5° (01.12.1978 02.03.1979 включительно). До сих пор этот массив полных метеорологических данных и данных по ТПО является одним из наиболее информативных, отличается высокой плотностью наблюдений и уровнем их анализа'1. Потоки явного и скрытого тепла, напряжение

'Ч) кпчес nie данных моано суди п. по Ш'длиним рлГнпам Hiuihoh.i и Лебедем,! (ФЛО. I90fi. 10ч Iii. iNo.5, г.(¡72 (¡7!)) и Ин.шонп п др.(Океанология. 1!Ю1». lou iifi. \о..">. c.fi4"> (ü)'Jj. wieait-

I (IjliLM Hil ОСНОПе НИХ ДНПНЫХ удилось h p.lUKHX модели общей циркуляции ОМ'ЛНН НС lojll.ho

Ka'lec i 1ИЧ11Ю. НО И KOJIH'iec i im'iiho И tVlll i I. СПЯ ill ПН ИЧПЧИНЮ меняющихся рас.хо.кт Гольфе i рп

\Ы. ItoC I ОЧНО-ГреплЛИДСМНО И Др. Н'ЧемПИ СО сменой H И Г'.ИИ фере Н.1Д Л I Л.Ill I ИКОН СИИОП1И-

трения петри рассчитывались в каждом узле расчетной сетки как и в главе 2. Поглощенная коротковолновая солнечная радиация и длинноволновое эффективное излучение на поверхности океана рассчитаны по радиационной модели Галина и конкретным данным оГ> облачности всех трех ярусов в рассматриваемый период (Галин. 198-4: Галин. Косола-пов. 1985). Дан анализ особенностей бюджета тепла поверхности океана, изменчивость которого в основном определяется потоками скрытого и явного тепла. За исключением малых по площади районов на юго-востоке п юго-западе, океан в целом за сезон теряет тепло. Показано, что данный зимний сезон не может быть назван аномальным с точки зрения циркуляции океана и атмосферы (Cavan. 1990) или характера бюджета тепла поверхности (Isomer. Hasse. 1987). В это время наблюдалась типичная ситуация ослабления Северо Атлантического колебания в атмосфере и усиления циркуляции так называемого Восточно Атлантического типа. Сезонный тренд ТПО аппроксимировался в каждом узле расчетной сетки параболой, коэффициенты которой вычислялись методом наименьших квадратов (Дымннков. Филин. 1985). Выбор такой методики оправдан, поскольку в целом на акватории океана происходит монотонный процесс знмнего выхолаживания верхнего слоя. Внутрнссзонные АТПО определялись как отклонения на каждые сутки ТПО от тренда. Аналогично определялись сезонный тренд (сроднее) и синоптические (внутрисезонные) аномалии для прочих характеристик (потоки тепла, скорость ветра и др.). В районе станции "С" проведено сравнение АТПО, выделенных для отмеченного периода ПГЭП. с аномалиями температуры, рассмотренными в главах 2 и 3. показавшее их совпадение с точностью около 10-15е/. Показано, что в большинстве районов Атлантики сигнал тренда зимой лишь в 1.5- 3.0 раза превышает амплитуды синоптических АТПО. Сравнение карт среднеквадратичных отклонений (СКО) "классических" долгопериодных крупномасштабных АТПО для срока в 40 лет и СКО АТПО синоптических показало, что как их величины, так и пространственные масштабы оказываются практически одинаковыми, а пространственные распределения имеют явные черты подобия.

В разделе 4.2 дан анализ характера квазилокальных корреляций АТПО и аномалий бюджета тепла поверхности океана двух типов: г\(.г.ц) = (<]'.-'~~м')/(а<1(тдт) 11 '■•■>(•'■-.'/) = (ч[Т0)/((тчат)- ГД(' угловые скобки предполагает сезонное осреднение, а в знаменателе стоят соответствующие СКО аномалий. Величины коэффициентов по модулю более 0.21 значимы с

чет ких ситуаций при прохождении циклоном и антициклонов: рассмотрев взаимодейп ние перемешивания п крупномасштабных течений при работе е моделью верхнего слоя.

вероятностью 99VA (Пановскпй. Брайер. 19G7). Коэффициент п характеризует степень соответствия действительности простейшего эволюционного уравнения для АТПО с аномалиями бюджета тепла поверхности в правой части. А знак коэффициента r-¿ совпадает со знаком коэффициента обратной связи в системе океан-атмосфера А/--= с)q'J0T¿. если выполняется следующее соотношение:

{т'Х) + ЫХ){Та - f0)/üe < (Г0Г0), (7)

где Та = Та + Т'а температура воздуха. и„ ' йа + и'а -скорость ветра. Анализ полей /•[ и r-¡. показал, что на большей части акватории океана в формировании АТПО велика роль локальных погодных аномалий бюджета тепла поверхности океана. Это вся обширная зона шторм-треков и восточная Атлантика, где п = 0.7, а также субтропики в зоне 20-30°с.ш.. Эти области, где АТПО генерируются в основном аномалиями потоков тепла на поверхности, являются также и областями отрицательной обратной связи в системе атмосфера-океан (r-j до -0.7). Здесь роль океана в локальном взаимодействии с атмосферой является пассивно диссипативной и стабилизирующей, когда атмосферные возмущения гасятся верхним перемешанным слоем. В районах же известных квазистационарных течений (Гольфстрим. Северо-Атлантическое. Гренландское. Канарское и др.) АТПО в значительной степени связаны с процессами океанской динамики и фронтальными процессами (г| < 0). а локальные отрицательные связи нарушены (r-¿ > 0). Особой областью является Сар-гассово море (/■[ < 0, a r-¿ > 0). где нарушается соотношение (7). так как велика синхронность в синоптических колебаниях температуры воздуха и скорости ветра с колебаниями АТПО. Это возможно объясняется тем. что здесь АТПО могут существенно влиять на локальные аномалии характеристик приводного слоя атмосферы. Анализ средне-зональных /'i и r-¿. рассчитанных при разных временных лагах (корреляционные функции времени) показал, что в колебаниях обратных связей в Северной Атлантике преобладают периоды в 11 20 сут.. которые1 несколько меняются с широтой.

В разделе 4.3 проведена подготовка расчетов толщины верхнего пе1-ремешанного слоя океана и синоптических аномалий ете> температуры е' помощью балансовой модели деятельного слоя для периода ПГЭП. В качестве- начальных условий взяты средние многолетние профили температуры и еолечшети. нодготовлечшые в Принетонскеш уннвере-нтете (Саркисян и др.. L9SG). Для указанной задачи возникла нечшходнмость

инициализировать эти профили в каждом районе от их климатического состояния. Необходим также учет средней адвекции тепла, которая противодействует доминирующим теилопотерям океана в атмосферу в течение сезона. В связи с этим применена оригинальная процедура коррекции потоков тепла, поступающих в верхний перемешанный слой океана. Она обеспечивает настройку на сигнал тренда чтобы в последующем воспроизвести сигнал синоптических возмущений (сравни с подходом к моделированию, схема которого дана на рпс.1). На момент времени по модели рассчитывается теплозапас ВПС кТ$. Этот теплозапас сопоставляется с теплозапасом где к -модельная толщина ВПС, ТоЬ^г) -среднее (трендовое) значение ТПО, выделенное из ряда наблюдений над температурой в данном узле расчетной сетки. Невязка этих теплозапасов добавляется к исходному потоку тепла, создавая его корректированное значение. Затем уже с этим потоком вновь производится модельный расчет от исходных профилей Т. 5(г, /,■_]) и вновь аналогично рассчитывается корректированный поток тепла. Такой итерационный процесс на каждом 1-ом шаге по времени идет до тех пор пока модуль разности (Гоь^;) — 0.5 хТл-Т0\ не станет меньше заданной величины е (здесь Тд = \Zxff необходимо для учета нелинейности процессов, когда отрицательным д^ отвечает меньшая амплитуда т.к. они распространяются как правило на более толстый слой воды). На поверхности задавались й» и (¿г. В результате рассчитывается корректированный поток тепла у, Его временной ход в различных районах,- из-за существенной разницы температуры поверхности океана климатической и ТПО начала ПГЭП (01.12.1979), - первые 4-7 суток испытывал колебания нереально большой амплитуды, после чего происходила стабилизация колебаний вокруг относительно небольших величин. Профили температуры и солености примерно на девятые сутки таким образом представляют собой инициализированные начальные условия для задачи расчета синоптической эволюции верхнего слоя океана. Для потока тепла С)¡с{х,у, отличающийся от <5о = (ЬЕ + <3т + (^иг), можно записать:

3/с(*) = Ооф + <3«А>М + Д<3(0, (8)

где (¿¡¡¿г^) -средняя адвекция тепла в ВПС (тренд), а Д0(0 -возможный тренд ошибок в расчетах бюджета тепла поверхности океана. Полагая, что этп ошибки имеют случайный характер, для оценки средней за сезон ошибки можно воспользоваться известным соотношением теории выборок (Пановский, Брайер, 1967): (|Д<2|) = ^г, где ад -СКО для (¿ц за

сезон, N = 92 -число наблюдений, а' ломаные скобки отвечают осреднению за сезон. Исходя из этих оценок, можно утверждать, что величину (Qfc — Qo) Для всей акватории с точностью около 10-30% можно рассматривать как величину переноса тепла течениями в среднем за зимний сезон, обусловленного такими компонентами как: . .

Qadvi — срроЦйдТо/дх + vdTo/dy),

__(9)

• Qcdv 2 = СрРоЦи'дД/дх + У'дЩду).

Схема этого переноса хорошо соответствует существующим представлениям о квазпстационарной циркуляции Северной Атлантики (адвекция тепла течениями из тропиков на север и северо-восток через систему Гольфстрима, в Лабрадорском течении происходит приток холодных вод из Арктического бассейна и т.д.). Интегрируя (Q¡с — Qo) от берега до берега и с севера на юг получаем меридиональный перенос тепла течениями в океане (начальное значение на севере взято из (Гулев, 1990)). Сравнение полученного этим оригинальным способом меридионального переноса тепла с его климатическим значением за январь-февраль в Северной Атлантике (Lamb, Buncer, 1982) показало соответствие в пределах 20% этих величин друг другу.

В разделе 4.4 рассмотрено влияние синоптической дрейфовой и крупномасштабной климатической адвекции тепла течениями на синоптические аномалии температуры и тепловой баланс верхнего перемешанного слоя океана. Вслед за компонентами эволюционного уравнения для аномалий температуры ВПС (см. раздел 2.2), представленными в выражениях (2) и (9), рассмотрены следующие слагаемые:

-щ , -(,дт0 дт0\ -(_дг0 агл

Эта форма удобна для сравнения изменчивости аномалий температуры поверхности океана (АТПО) с аномалиями бюджета тепла поверхности океана, адвекцией тепла аномалиями скорости течения в поле суммарной температуры воды ВПС и адвекцией аномалий температуры ВПС средним течением. Необходимая трендовая толщина ВПС рассчитана по балансовой модели деятельного слоя океана при использовании процедуры коррекции потоков (см. раздел 4.3). Под аномалиями («',«') понимались аномалии дрейфовой скорости. Компоненты полного экмановского

переноса = Ни1 и у'(1 = 1п/ рассчитывались по напряжению ветрового трения нестационарной моделью (Гилл, 1986). П]>н численной реализации второй компонент правой части (10) вычислялся с предыдущего шага по времени, с использованием метода направленных разностей на сетке "А" по классификации Аракавы (Мезингер, Аракава, 1979) и при нулевых потоках на боковых границах. Полные переносы тепла на каждом временном шаге осреднялись (брались в виде полу сумм с двух последовательных временных слоев), чтобы исключить влияние инерционных колебаний, период которых меняется от 1.5 сут. на юге акватории до 0.5 суу. на севере. Градиенты ТПО вычислялись по натурной температуре поверхности океана. Модуль аномальной дрейфовой скорости ) в отдельных районах равнялся 20-25см/с. Влияние переносов тепла аномалиями скорости дрейфового течения было особенно велико у Ньюфаундленда, где эти потоки тепла поперек фронта Гольфстрима в среднем за сезон достигали величин в 130 Вт/м2. В области шторм-треков аномалии дрейфовой адвекции тепла превышают 100 Вт/м2. На остальной части акватории она как правило не более 50 Вт/м2. Среднеквадратичные отклонения (СКО) потоков тепла зимой из-за аномалии дрейфовой адвекции во всей области шторм-треков и на востоке Атлантике равны 30-55% от СКО аномалий бюджета тепла поверхности, а на большей части акватории - 20%, составляя на северо-востоке океана и в субтропиках 10% и менее. Под скоростями (й,г>) понимались климатические скорости, полученные на основе расчетов (диагноз-адаптация) по трехмерной модели крупномасштабной циркуляции (Демин и др., 1990; Демин и др., 1991). Эти скорости интегрировались в слое [0,Л] так, что

/г(й, у) = (йс/, усЛ = /(1/С1, Ус1)(г)(1г, где ([/с/, УСЛ -вертикальные профи-о

ли климатических скоростей, полученных методом диагноза-адаптации для зимнего сезона (Демин и др., 1991). Временная изменчивость адвекции в основном воспроизводилась возмущениями горизонтального градиента синоптических АТПО. СКО потоков тепла, из-за адвекции аномалий ТПО средним климатическим течением составляют 50-200 Вт/м2 только в Гольфстриме, где их отношение к СКО аномалий бюджета тепла поверхности достигает 20-40%, не превышая на остальной акватории океана 5-10%. Дан анализ среднезональных СКО бюджета тепла поверхности, потока тепла из-за аномальной дрейфовой адвекции и адвекции АТПО климатическими течениями. СКО всех компонентов в тропика существенно ниже, чем в средних широтах. Зимой СКО всех трех компонентов максимальны в зоне 35-45°с.ш.. Для СКО бюджета тепла поверх-

ности наблюдаются вторичные максимумы в зонах 55°с.ш. н 25-30°с.щ.. Максимум в зоне 25-30°с.ш. наблюдается и в СКО потоков тепла, вызванных аномалиями скорости дрейфового течения.

Раздел 4.5 посвящен моделированию синоптических аномалий температуры ВПС п его толщины. Начальные условия -профили температуры и солености, полученные в процессе инициализации. Интегрирование уравнений модели верхнего деятельного слоя океана осуществлялось на -каждом шаге по времени методом тройного расщепления по физическим процессам воздействия (Марчук, 1980). При этом процессы воздействия на аномалии температуры на первом этапе представляли собой поток (З/с (через неявно учтены потоки и см.(9)) совместно с

п V,. На втором этапе воздействие состояло из аномалий бюджета тепла поверхности = <5о + и полной скорости трения на поверхности V, — V, + На заключительном этапе учитывалось воздействие адвекции через адвективные потоки тепла з(4) = срро(иУ^- + ь^^-),

и <3а<м(*) = срро(йс1^ + С'с/Ц), представляющие собой подвергнутые анализу в разделе 4.4 второе и третье слагаемые правой части (10). Таким образом осуществлялось тройное разделение воздействия физических процессов на термохалинную структуру океана (тренды, аномалии на поверхности, дрейфовые и климатические течения). С вычислительной точки зрения такой способ расчетов на одном шаге по времени похож на метод Эйлера с пересчетом. Вертикальное разрешение модели менялось от 10 до 50м в верхних 300 м, и далее до глубины 1000 м составляло 100 м. Дан анализ графиков временного хода натурных и модельных синоптических АТПО в ряде районов океана и карты отношения СКО модельных и натурных АТПО за сезон. На всей акватории океана ошибки по величине АТПО не превышают 40% за исключением Гольфстрима и района Канарского течения. Натурные и модельные поля АТПО были подвергнуты разложению по естественным ортогональным функциям, и показан временной ход коэффициентов Фурье первой (35% аномальной изменчивости) и второй (20%) мод разложения, что позволило рассмотреть временной ход процесса аномальной изменчивости глобально на всей акватории океана. Временная корреляция модельных и натурных коэффициентов Фурье обеих мод существенно выше корреляций в отдельных районах и близка единице, что говорит о вполне удовлетворительном качестве моделирования АТПО. Рассмотрен временной ход нижней границы ВПС, карты пространственного распределения средних по месяцам и за сезон модельной толщины ВПС сравниваются с

климатическими картами квазиоднородного слоя (Кузнецов, 1982). Все главные пространственные особенности поля толщины квазиоднородного слоя хорошо воспроизведены моделью (большие глубины "вдоль" Северо-Атлантического течения и в двух областях на севере океана, малые глубины у Америки и в субтропиках и т.д.).

В разделе 4.6 обобщаются результаты по активному подслою (АПС) верхнего квазиоднородного слоя океана, полученные в предыдущих разделах работы. Образование АПС внутри квазиоднородного слоя в холодный период года диагнозировано и рассмотрено при определении границ ВПС оригинальной методикой профилирования в зоне штор-треков по ежесу-"' точным профилям температуры и плотности (5 лет) и в расчетах по эволюционной модели аномалий (2); в экспериментах по многолетнему воспроизведению аномалий энергобалансовой моделью деятельного слоя океана (см. схему рис.1); а также при моделировании синоптических аномалий в Северной Атлантики с использованием данных ПГЭП (см. раздел 4.5). Получены карты толщины АПС и отношения ее к толщине климатического квазиоднородного слоя для Северной Атлантики. Средняя величина этого отношения по акватории океана близка 0.5 (стремиться к 1.0 на западе океана и в субарктике). Главные пространственные особенности АПС и поля толщины квазподнородного слоя идентичны. Таким образом АПС, где возникают и наиболее активно развиваются синоптические аномалии температуры, с декабря по март занимает лишь верхнюю половину квазиоднородного слоя. Этот факт принципиален, так как за обмены между океаном и атмосферой на внутрисезонных масштабах отвечает именно этот слой океана. Возможность многослойности квазподнородного слоя обсуждается по результатам теоретических работ и наблюдений. В заключение рассмотрены специальные учащенные зондирования верхнего слоя зимой на станции погоды "С", выполненные по экспедиционной программе автора. Показано, что АПС представляет собой самый верхний ВПС из ряда одновременно существующих и углубляющихся перемешанных слоев, то есть реализуется через режим многослойности. Показано, что существование АПС зимой обусловлено двумя постоянными источниками положительной плавучести в верхнем слое Северной Атлантики: 1) притоками из атмосферы явного и скрытого (конденсация) тепла в теплых секторах циклонов (положительный бюджет тепла поверхности океана), что зачастую сопряженно с туманами; 2) преобладанием горизонтальной адвекции тепла течениями с юга на север. Суммарная продолжительность прогрева океана в теплых секторах цнклонов составляет 30 35% вс его времени зимнего периода. Эти процес-

сы хорошо маркируются аномальными возмушспиямп локального числа Боуэна. Характерные величины прогрева АПС океана как теплыми секторами циклонов, так п горизонтальной адвекцией примерно одинаковы (потоки 50-100 Вт/м2). Информация по АПС показана на рпс.2.

В разделе 4.7 обобщаются результаты главы 4. Констатируется, что выявлен ряд важных признаков подобия синоптических и долгопериодных аномалий с характерным временем жизни 2-4 месяца. Величины этих аномалий практически совпадают; их пространственные масштабы близки; а поля имеют похожую конфигурацию; характерен "красношум-ный" отклик на атмосферное воздействие; они модулируются сезонным циклом; а за пх квазилокальную эволюцию отвечают сходные физические механизмы (прежде всего аномалии бюджета тепла поверхности океана); типы обратных связей в системе атмосфера-океан, управляющие их поведением, совпадают; они разделяются на аномалии фронтальной зоны и открытого океана. В следующей главе осуществляется переход к анализу долгопериодных АТПО. Вернее -к анализу такого мало изученного аспекта их физики, как взаимодействие АТПО с динамическими и термо-халинными полями на межгодовых и многолетних масштабах времени.

Глава 5 посвящена анализу взаимодействия долгопериодных АТПО (ежемесячные реализации) с циркуляцией Северной Атлантики (15°ю.ш.-80°с.ш.). Применена оригинальная схема проведения численных экспериментов по модели общей циркуляции океана. АТПО являются входным сигналом, что делает постановку проблемы относительно простой. При этом однако удалось, сопоставляя максимально ковариированные моды АТПО и скорости течений, выявить важные особенности обратных связей в системе океан-атмосфера, исследовать роль квазигсострофических аномалий скорости течений в эволюции АТПО и сделать ряд предположений о природе интердекадной изменчивости. Таким образом в данной главе затронут вопрос о короткоиериодной изменчивости климата (см.научную программу "Разрезы", 1989). Современное модельное изучение климата океана условно можно разделить на два основных направления. Адаптационные расчеты по моделям высокого разрешения восстанавливают характерные черты современного климатического состояния океана, которые недоступны для анализа по данным наблюдений (Саркисян, 1991; Саркисян, Зюндерман, 1995 и др.). Второе направление, - примером которого служат результаты, изложенные в данной главе, -представляет собой экспериментирование с моделями относительно грубого разрешения специально предназначенными для изучения длительной климатической эволюции (Залесный, 1984; Багно, Залесный, 1992 и

Рпс. 2. (а) - сглаженный временной ход за 5 лет по ежесуточным данным океанской Станшш Погоды "С" с 01.01.1976г. по 31.12.1980г. нижней границы верхнего квазподнородного слоя (1). нижней границы его активного подслоя (2) и (3). Графики (1) п (2) рассчитаны по реальным профилям плотности с помощью методики минимизации функционала ошибок аппроксимирующего профиля (см.раздел 2.3). Кривая (3) рассчитана по балансовой модели верхнего слоя океана в эксперименте по схеме рпс.1. (б) - отношение толщины активного подслоя, осредненного за 01.12.1978 -02.03.1979, к толщине климатического квазподнородного слоя среднего за декабрь-февраль (Кузнецов. 1982) для Северной Атлантики и (в) -среднезональная величина этого отношения.

др.).

В разделе 5.1 дана постановка п описаны особенности использующейся в дальнейшем модели общей циркуляции океана (МОЦО), разработанной Залесным (Залесный. 1984), и модифицированной им и его сотрудниками более чем в десятке работ в 1985-90хт.. МОЦО основана на нелинейной системе полных (примитивных) уравнений динамики океана, балансов тепла и соли, записанных в сферической системе координат в приближениях гидростатики, Буссинеска и несжимаемости. В уравнениях используется преобразование спрямления дна. переводящее область с переменным рельефом в цилиндр единичной глубины (Залесный, 1984). Циркуляция разделена на бароклинную и баротропную части, для последней введена функция тока. Таким образом, в модели выделены пять прогностических величин: представляющие собой

отклонения горизонтальных компонентов вектора скорости от средних по вертикали величин; функцию тока осредненной по вертикали циркуляции (р; температуру Т и соленость 5. Выписаны граничные условия для скорости, функции тока и потоков тепла и соли на поверхности, дне, боковых твердых и жидких границах. При гидростатической неустойчивости включается механизм мгновенного перемешивания, когда сверху вниз попарно просматриваются соседние горизонты и в случае убывания плотности по вертикали обнаруженное возмущение начинает "всплывать". При каждом поднятии на один горизонт вверх происходит выравнивание значений Г и 5 пройденных слоев с сохранением количества тепла и соли, а также заново вычисляется плотность. Всплытие происходит до тех пор, пока плотность вышележащего горизонта не окажется меньше плотности пройденных слоев. После завершения всплытия продолжается просмотр точек, лежащих глубже обнаруженной неустойчивости. Данная процедура осуществляется за конечное количество шагов и консервативна. Горизонтальные коэффициенты турбулентной вязкости и диффузии были взяты следующими: ци = 2 х 109 см2/с, //7 5 = 5 х 107 см2/с. Коэффициенты турбулентной вязкости, диффузии тепла и соли по вертикали ии,т,з равнялись 15 см2/с в верхнем 25-метровом слое и 1,5 см2/с ниже. Коэффициент трения о дно П. = 1()~5 с-1. Для аппроксимации по пространству использовалась схема на сетке "В" по классификации Аракавы второго порядка точности. По времени применялся метод расщепления по физическим процессам и геометрическим переменным. При этом для слагаемых переноса использовалась схема Кранка-Николсон, не создающая схемной вязкости, а для диффузии -чисто неявная схема. Шаг по времени составил 2 суток, пространственное разрешение взято

5° х 5" х 10 уровней. Из-за преобразования спрямления дна ("сигма" координаты) толщина слоев и их глубина зависит от глубины рельефа. В случае глубины океана 4000 м значения горизонтов температуры равны 25, 75, 150, 250, 400, 750, 1250, 1750, 2500 и 3500м. Для параметризации формирования донных вод использовалась процедура обмена у северной и южной открытых границ самой нижней ячейки температуры и солености с заданными соответствующими климатическими величинами температуры п солености и с временным коэффициентом релаксации, равным (10 лет)-1.

В разделе 5.2 описаны характеристики климатического состояния океана, рассчитанные с помощью МОЦО. Для этого на поверхности океана были заданы среднегодовые климатические значения ТПО (Woodruff et, al., 1987), солености (Levitus, 1977) и напряжения трения ветра (Han, Lee, 1981), и произведен расчет на 100 лет, начиная с состояния, близкого к климатическому (Багно, Залесный, 1992). Задача вышла на стационар по всей области с точностью для скорости в 0.07%/год. для температуры п солености 0.7 х 10_2"С/год и 0.4 х Ю"3°/00/год. Полученное климатическое состояние детально характеризуется по всем основным термоха-линным и динамическим характеристикам (поле функции тока, зонально осредненная циркуляция, поле сз'ммарной скорости, компоненты меридионального переноса тепла и др.). Оно качественно и количественно удовлетворяет современным представлениям о крупномасштабных особенностях полей океана (Гейтс и др., 1993). Показано поле функции тока, где выделяются циклонический тропический, субарктический п основной антпцнклонпчеекпй круговороты, расходы которых вполне реалистичны. В меридиональном переносе тепла течениями (МПТ) выделяются три зоны повышенных значений на 15, 30 и 50°с.ш., тогда как известные оценки по по тепловому балансу (Hastenrath, 1982; Lamb, Buncer. 1982; Hsiung, 1985 и др.) дают один максимум в зоне 30°с.ш.. Заметим, что три максимума были получены и при использовании МОЦА высокого разрешения с применением диагноза-адаптации (Демин и др., 1990). Зоны климатических максимумов МПТ неплохо соответствуют зонам высоких СКО синоптических аномалий бюджета тепла поверхности и адвективных потоков тепла разной природы (см.раздел 4.4), что наводит на мысль о тесной связи внутрпсезонной изменчивости с климатическими особенностями процессов в деятельном слое океана.

В разделе 5.3 излагается метод определения влияния АТПО на динамику океана. АТПО определены как классические долгопериодные аномалии, относительно среднего климатического годового хода, состоящего

из средних за 42 года ежемесячных значений ТПО. Использован массив из 504 ежемесячных полей АТПО с января 1946 по декабрь 1987г. из банка данных COADS (Woodruff et al., 1987). Пространственное разрешение полей аномалий равно 2°. Дан анализ особенностей полей СКО АТПО для всего срока, для летних и зимних периодов. Определение влияния АТПО на динамику океана состоит в сравнении наиболее информативных характеристик динамического состояния океана, полученных в двух экспериментах, каждый из которых представляет собой расчет по МОЦО от исходного 100-летнего климатического состояния на 42 года. Первый проводится со среднегодовыми климатическими граничными условиями, идентичными использованным при расчете климатического состояния. При проведении второго эксперимента к среднегодовым климатическим значения ТПО добавляются текущие реальные значения АТПО (поля солености и ветра климатические). Сравнение этих "параллельных" экспериментов позволяет к тому же исключить небольшие тренды, отмеченные в разделе 5.2. На выходе модели на каждый месяц таким образом получены в двух вариантах поля скорости течений на расчетных горизонтах, баротропная и бароклпнная (по слоям) кинетическая энергия, характеристики вертикальной и зонально осредненной циркуляции; расходы в основных круговоротах вод и зонально осредненных (широта-глубина) ячейках, меридиональный перенос тепла течениями.

В разделе 5.4 дан анализ влияния АТПО на меридиональный перенос тепла течениями в океане (МПТ). Под влиянием АТПО ежемесячные аномалии МПТ достигали 10-15% от величин их климатических значений. В среднем за 42г. и по всему океану произошло увеличение МПТ на 5% по отношению к величине МПТ без учета влияния АТПО. При этом всюду южнее 60°с.ш. влияние АТПО привело к среднему росту МПТ и несколько уменьшило его значения севернее 60°с.ш.. Рассмотрен временной ход МПТ с месячным шагом в различных широтных зонах и как среднее для области от экватора до 70°с.ш.. Значения МПТ особенно возросли в зонах его максимумов на 15°с.ш., 30 33°с.ш. п 50°с.ш.. Какой-либо заметный временной тренд МПТ за период с 1946 по 1987гг. отсутствует. При этом хорошо выражены колебания с временными масштабами 2-3 года и 20-25 лет. Размах колебаний с периодом в 25 лет значительно превышает амплитуду квазидвухлетних циклов и достигает 10-15% от средней климатической величины МПТ. Получено хорошее соответствие 10-летних тенденций в поведении МПТ соответствующим тенденциям в температуре воздуха северного полушарии (Винннков, 1985) и экма-новских переносах массы в Северной Атлантике (Полонский, Воскресен-

екая, 1996). Совпадение таких независимо сделанных оценок говорит о точном воспроизведении МОЦО основных особенностей климатической изменчивости океана. Так, например, уменьшению температуры воздуха в Северном полушарии с начала 60-ых до начала 70-ых годов отвечает уменьшение и минимальные значения МПТ в среднем по Северной Атлантике. А рост меридиональных переносов массы экмановским потоком в 1970-80 гг. соответствует росту и высоким значениям МПТ4. Заметное уменьшение МПТ в 1983 84гг. хорошо согласуется с предшествующим известным явлением Эль-Ниньо.

В разделе 5.5 рассмотрено влияние АТПО на скорость и кинетическую энергию течений в верхнем слое океана. Как показало сравнение этих характеристик в двух экспериментах, а также анализ полей их СКО за 42 года, влияния АТПО дает возмущения модуля суммарной скорости течения и кинетической энергии в слое 0-25м на уровне в 10-15%. В среднем за 42 года из-за воздействия АТПО произошел существенный рост кинетической энергии в верхнем слое океана в основном субтропическом антицнклоннческом круговороте Северной Атлантики южнее 40-45°с.ш.. Это среднее увеличение произошло из-за роста скоростей в области высоких значений кинетической энергии, включающей экваториальный, Антило-Гвианский районы, Гольфстрим и Северо- Атлантическое течения, т.е. на западной и юго-западной границах океана. В круговоротах же вод севернее 45°с.ш. и у восточного берега океана кинетическая энергия в среднем уменьшилась. Графики временного хода кинетической энергии, осредненнои в отмеченной области ее роста (10-45°с.ш.), и МПТ, среднего в области 0-70°с.ш., показали явное подобие и корреляцию около 1.0. Для временной изменчивости кинетической энергии также был характерен период в 20-25 лет; выявлены и отмеченные в поведении МПТ тенденции, включая уменьшение энергии в 1983-84гг., согласующееся с известным Эль-Ниньо. Таким образом можно сделать вывод, что главной причиной роста МПТ было увеличение скоростей на западной п юго-западной границах океана.

В разделе 5.6 проведен анализ крупномасштабных обратных связей АТПО и циркуляции океана. Для этого использована методика, предназначенная для выделения максимально коварпнрованных друг с другом мод колебаний в двух взаимодействующих случайных пространственно -

''Отметим также недавнюю работу Терещенкова В.П. ''Многолетняя изменчивость тер-мохалиниой структуры воя. потоков тепла и массы в субтропических широтах Северной Атлантики" (110 РАН, 1997. аптореферат диссертации), где на основе данных широтного разреза по ЗС°с.ш. получена тенденция роста МПТ к начал".^_80-ых гг.

Таблица За. Вклады в общие СКО компонентов разложения по естественным ортогональным функциям (в процентах), 1946-1987 годы.

Номер компонента 1 2 3 4

АТПО 15.7 11.4 8.4 6.4

АМСТ 21.3 17.2 11.6 8.8

АКЭ 53.1 11.2 7.9 5.4

Таблица 36. Характеристики максимально ковариированных компонентов колебаний АТПО и АМСТ; АТПО и АКЭ для Северной Атлантики в 1946-1987 годах.

АТПО и АМСТ

Номер компонента 1 2 3 4

Вклад в обшую ковариацию(%) 36.0 23.5 18.4 8.0

Коэффициент корреляции(%) 78.8 83.3 80.5 69.0

Вклад в СКО АТПО (%) 12.9 8.7 11.6 4.8

Вклад в СКО АМСТ (%) 17.9 15.5 9.7 13.8

АТПО и АКЭ

Номер компонента 1 2 3 4

Вклад в общую ковариацию(%) 49.6 17.0 14.8 10.3

Коэффициент корреляции(%) 61.7 69.7 68.8 76.7

Вклад в СКО АТПО (%) 8.8 12.4 7.6 8.8

Вклад в СКО АКЭ (%) 47.2 9.0 13.0 6.3

Примечание: АМСТ - аномалии модуля скорости течения, АКЭ - аномалии кинетической энергии. Слой 0-25м.

временных полях большой размерности (Дымников,Филин, 1985; Walles et, al.,1992). Обработке подвергнуты 504 ежемесячных поля АТПО совместно с модельными полями аномалий модуля скорости течения в слое 0-25м. Проведено сравнение полученных таким образом максимально коварии-рованных мод с компонентами разложениями названных характеристик по естественным ортогональным составляющим. Пространственные распределения первых максимально ковариированных друг с другом мод АТПО и аномалий скорости отличались высоким подобием с главными компонентами разложения их по естественным ортогональным составляющим. Кроме того доли общей дисперсии, приходящейся на первые максимально ковариированные моды и главные компоненты разложения по естественным ортогональным составляющим для АТПО и аномалий скорости течения оказались практически одинаковыми (табл.3). Таким образом главные моды колебаний аномалий температуры и скорости в верхнем слое океана (типа север-юг) были и наиболее тесно взаимосвязанными. Основная мода АТПО Северной Атлантики возбуждала основную моду аномалий скорости. Оказалось, что при этом доминирует геострофическая реакция скорости, когда например преобладающие в области 30-60°с.ш. отрицательные АТПО так меняют динамические высоты, что течения в области 30-45°с.ш. ускоряются, а в области 45-60°с.ш. замедляются (см.рис.3). Это способствует приносу теплых вод из Гольфстрима и препятствует проникновению в верхнем слое холодных вод из Лабрадорского моря. Такая адвективная перестройка температуры верхнего слоя подавляет вызвавшие ее АТПО. Так в средних широтах реализуется отрицательная стабилизирующая обратная связь главных мод колебаний аномалий температуры и скорости течений в верхнем слое океана.

Этот процесс отвечают за 22% суммарных СКО АТПО и за 33% суммарных СКО аномалий скорости (см.табл.36). В коэффициентах Фурье главных максимально ковариированных мод АТПО и аномалий скорости хорошо выражен период в 20-25 лет. Так как отрицательная обратная связь способна порождать автоколебания в сложной нелинейной системе, логично предположить, что интердекадная изменчивость может представлять собой автоколебания в системе атмосфера океан в средних шпротах (30-60°с.ш.). Воздух, выходя с континента на океан, возбуждает аномалии температуры в его верхнем слое. АТПО вносят возмущения в поле плотности и генерируют геострофическпе аномалии в поле скорости с пространственным масштабом порядка 2-3 тысяч км, которые трансформируют поле ТПО. подавляя исходные АТПО. Это лишь одна из

возможных связей в системе океан-атмосфера, но она наиболее значима по дисперсии.

70И 60И 5(М 40Ж 30« 20« 101«

Рис. 3. Пространственные распределения первых максимально коварнп-рованных друг с другом мод колебаний полей АТПО (а) и аномалий модуля скорости течения слоя 0-25м (б) (в относительных единицах, отрицательные значения показаны штрих-пунктирными изолиниями); среднее векторное поле течений слоя 0-25 метров (в) (под картинкой показан масштаб стрелок в см), на фоне которого прпсходпт взаимодействие аномалий. Стрелки на (а) - геострофпчсская реакция течений на АТПО (сравни с

(в))-

10

В полях кинетической энергии (квадрат модуля) маркируются наиболее интенсивные течения. Максимально коварипрованные друг с другом моды колебаний выделены также для АТПО и кинетической энергии слоя 0-25м (см.табл.3). Обнаружена отрицательная обратная связь АТПО и кинетической энергии, локализованная в тропиках у западной границы

океана, в области интенснвных течений. Дана ее структурная и дисперсионная характеристика.

В разделе 5.7 обобщаются результаты главы 5 и кратко излагаются перспективы дальнейших исследований изменчивости деятельного слоя океана на межгодовых и интердекадных масштабах времени.

В Заключении изложены основные выводы, обобщающих проделанную работу, которые и выносятся на защиту.

ПУБЛИКАЦИИ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Мошонкин С.Н. Эволюция вертикальной структуры вод Северной Атлантики по данным кораблей погоды. - Метеорология и гидрология, 1982, №11, с.60-69.

2. Залесный В.Б., Мошонкин С.Н. Моделирование сезонной эволюции верхнего слоя океана. - Метеорология п гидрология, 1985, N-11, с.57-62.

3. Залесный В.Б., Маев В.К., Мошонкин С.Н. Численное моделирование крупномасштабной циркуляции и гидрологических характеристик верхнего перемешанного слоя океана. -Препринт ОВМ АН СССР, 1986, N-110, 62с.

4. Мошонкин С.Н. Модель для анализа эволюции верхнего слоя океана. -Сборник "Итоги науки и техники.Атмосфера, океан,космос -Программа "Разрезы"",1987, том 8, с.414-420.

5. Залесный В.Б., Мошонкин С.Н. Моделирование и анализ термохалин-ной структуры верхнего деятельного слоя океана. -Препринт N-184 ОВМ АН СССР, М., 1988. 40с.

6. Иванов Ю.А., Мошонкин С.Н., Орлов B.C. Апробация моделей верхнего слоя океана по натурным данным. -Океанологические исследования, 1988, №41, с.97-109.

7. Мошонкин С.Н. Диагностическое исследование вкладов различных механизмов в перемешивание верхнего слоя Северной Атлантики. - В сб. "Математическое моделирование процессов в пограничных слоях атмосферы и океана". - М., 1989, ОВМ АН СССР, с.93-105.

8. Мошонкин С.Н., Харендупракаш Д., Залесный В.Б. Изучение термо-халинной структуры вод Бенгальского залива в период летнего муссона. -Препринт No.235, ОВМ АН СССР, М., 1989, 23с.

9. Дианский H.A., Мошонкин С.Н., Перов В.Л. Параметризация верхнего слоя в гидродинамической модели северо-западной части Индийского океана - В сб. "Математическое моделирование процессов в пограничных

слоях атмосферы и океана". - М., 1989, ОВМ АН СССР, с.27-39.

10. Мошонкин С.Н. Диагноз механизмов эволюции аномалий температуры поверхности океана в Северной Атлантике. - Итоги науки и техники. Атмосфера, океан, космос - Программа "Разрезы", 1990, том 13, с.105-118.

11. Мошонкин С.Н., Харендупракаш Л. Влияние солености и прозрачности вод на термику перемешанного слоя Бенгальского залива. - Океанология, 1991, том 31, вып.З, с.384-394.

12. Мошонкин С.Н, Днанский H.A. Моделирование верхнего слоя океана в зимний сезон. - Труды РГМЦ, 1992, вып.323, с.98-110.

13. Мошонкин С.Н., Дианский H.A. Раздел Итогового отчета "Разработка перспективной модели климата (экспертной системы) на базе новых вычислительных методов и параллельных вычислительных систем", РАН ИВМ, Депонир. в ВИНИТИ, гос. регистрации 01910051183, М., 1992, с.166-209.

14. Мошонкин С.Н., Дианский H.A. Моделирование синоптической эволюции верхнего перемешанного слоя в Северной Атлантике с использованием процедуры коррекции потоков тепла. - Изв.РАН, сер.Физика атмосферы и океана, 1992, том 28, Na3, с.294-309.

15. Мошонкин С.Н., Дианский H.A. Диагноз и моделирование аномалий температуры воды верхнего слоя океана в средних широтах. -Вычислительные процессы и системы, М., Наука, 1993, вып.10, с.164-202.

16. Мошонкин С.Н., Дианский H.A., Соколов С.Ю., Жаворонкова JI.B. Модель верхнего слоя океана и ее статистические свойства. - Деп. ВИНИТИ, 1993, №■ 1923-В93, 25с.

17. Дианский H.A., Мошонкин С.Н., Соколов С.Ю. Отклик верхнего слоя океана на стохастическое воздействие атмосферы. - Океанология, том 34, N23, 1994, стр.337-348.

18. Мошонкин С.Н., Дианский H.A. Физические механизмы эволюции аномалий температуры верхнего перемешанного слоя океана в средних широтах. - Океанология, 1994, том 34, N4, с.513-526.

19. Мошонкин С.Н., Дианский H.A. Влияние течений на синоптические аномалии температуры поверхности океана. -Доклады Академии Наук -раздел Океанология, сентябрь 1994, том 338, Na2, с.247-250.

20. Moshonkin S.N. and Diaiisky N.A. Upper Mixed Layer Temperature Anomalies at the North Atlantic Storm-Track Zone. - Annales Geophysicae, 1995, vol.13, pp.1015-1026.

21. Филюшкин Б.Н., Дианский H.A., Мошонкин С.Н. Определение поло-

ження нижней границы верхнего перемешанного слоя океана. - Океанология, 1996, том.36, Nal, с.133-137.

22. Багно.А.В., Дианский H.A., Мошонкйн С.Н. Взаимодействие аномалий температуры поверхности океана и циркуляции Северной Атлантики. -Океанология, 1996, том 36, №5, с.693-703.

Во всех работах, подготовленных в соавторстве, диссертант осуществлял постановку задач5, планирование численных экспериментов, подготовку и анализ данных наблюдений, активно участвовал в расчетах, и обсуждении их итогов, осуществлял окончательный анализ результатов и писал полностью текст каждой работы.

постановка задач в работе /6/ осуществлена совместно с Ю.А.Ивановым, а в работе /9/ -совместно с В.Л.Перовым