Бесплатный автореферат и диссертация по географии на тему

Взаимодействие океана и атмосферы на различных пространственно-временных масштабах

ВАК РФ 11.00.08, Океанология

Автореферат диссертации по теме "Взаимодействие океана и атмосферы на различных пространственно-временных масштабах"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ИНСТИТУТ ОКЕАНОЛОГИИ им.П.П. ШИРШОВА

на правах рукописи

Сергей Константинович ГУЛЕВ

ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ ОКЕАНА И АТМОСФЕРЫ НА РАЗЛИЧНЫХ ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННЫХ МАСШТАБАХ

11.00.08 - океанология 11.00.09 - метеорология, климатология и агрометеорология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора физико-математических наук

МОСКВА - 1997

Работа выполнена в Институте океанологии РАН и Государственном океанографическом институте Роскомгидромета.

Официальные оппоненты:

доктор физико-математических наук Р.С.Бортковский

доктор физико-математических наук В.Н.Лыкосов

доктор географических наук Ю.А.Ромаиов

Ведущая организация: Институт Физики Атмосферы РАН

К Г^М 1997 г. в ¿£_

Защита состоится 1997 г. в часов на

заседании Диссертационного совета Д.002.86.01 при Институте океанологии РАН им.П.П. Ширшова по адресу: 117218 Москва, ул. Красикова, д.23.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института океанологии РАН.

Автореферат диссертации разослан / к^у^^лу 1997 г

№

Ученый секретарь Диссертационного совету,

кандидат географических наук .•"' . . Н.Г.Панфилова

.. 4 И/''

<-'.■?■( I

Общая характеристика работы.

Актуальность. Работа посвящена взаимодействию океан-атмосфера на синоптическом и климатическом масштабах. Хотя в параметризации обмена на границе и в исследовании обратных связей между процессами в океане и атмосфере в течение последних 30 лет полугены значительные результаты, взаимосогласованная количественная картина процессов взаимодействия в широком диапазоне масштабов отсутствует. Мы не имеем достоверных оценок климатических потоков энергии океан-атмосфера и меридионального теплопереноса, не знаем истинного уровня интегральных ошибок расчетов и лишь качественно можем охарактеризовать вклад отдельных факторов в эти ошибки. Мы не знаем даже качественно, как менялись от года к году и от декады к декаде потоки энергии между океаном и атмосферой и меридоналыше потоки тепла и пресной воды. Долгое время представления о синоптическом взаимодействии и его роли в крупномас-шабных процессах оставались на качественном уровне, что сдерживало работы по моделированию взаимодействующих пограничных слоев океана и атмосферы. Существует явный недостаток физически обоснованных количественных параметров синоптической изменчивости, которые служили бы эффективными индикаторами климатических изменений, в частности, Северо-Атлангического колебания - важнейшего феномена климатической изменчивости. Как результат, мы не имеем обоснованных объяснений ряда современных изменений климата, в частности резкого возрастания штормовой активности в Северной Атлантике в 1980-х - 1990-х годах. Эти проблемы приоритетны для многих программ, развивающихся под эгидой Всемирной Климатической Программы (СНУАБ., вЕЛУЕХ и других).

Главная цель работы - получение физически обоснованной количественной картины крупномасштабного и синоптического взаимодействия океан-атмосфера и оценка роли различных масштабов в формировании энергетических характеристик океана и атмосферы. Для достижения этой цели в работе решаются следующие основные задачи:

• количественная оценка ошибок и неопределенностей в расчетах климатических потоков энергии на границе океан-атмосфера и их сезонной и межгодовой изменчивости;

• получение достоверных оценок величин потоков тепла, влаги и импульса на поверхности Северной Атлантики и оценка климатических изменений меридиональных переносов энергии;

• экспериметалытое количественное описание и параметризация ключевых процессов синоптического взаимодействия океана и атмосферы в средних широтах Северной Атлантики;

• исследование климатических изменений интенсивности синоптических процессов в Северо-восточной Атлантике и их роли в наблюдаемых изменениях ТПО, атмосферной циркуляции и штормовой активности.

Предметом защиты является разработка и решение фундаментальной научной проблемы - получения взаимосогласованных количественных оценок процессов взаимодействия океана и атмосферы на масштабах от нескольких часов до десятилетий и параметризации взаимосвязей между процессами различных масштабов. Основные положения, выносимые на защиту, содержат результаты, полученные автором впервые, что определяет новизну результатов диссертации:

• количественная оценка и параметризация эффектов пространственно-временного осреднения при расчетах полей потоков тепла, влаги и импульса в широком диапазоне масштабов;

• оценки климатических потоков тепла и импульса на границе океан-атмосфера и меридионального переноса в Северной Атлантике со всеобъемлющим анализом ошибок;

• расчет климатических полей характеристик волнения и напряжения трения, по данным попутных наблюдений, с учетом стадии развития волн, оценки климатологической значимости потока импульса за счет взаимодействия ветра и волн;

• анализ междекадной изменчивости теплообмена океан-атмосфера и меридионального переноса тепла и установление двух основных режимов меридионального переноса;

• экспериментальный количественный анализ и параметризация основных процессов взаимодействия внетропических циклонов с океаном;

• анализ климатической изменчивости интенсивности синоптических процессов и ее связи с Северо-Атлантическим колебанием и аномалиями температуры поверхности океана;

• всесторонний анализ достоверности "штормового взрыва" северо-восточной Атлантики, показавший отсутствие значимых доказательств увеличения штормовой активности.

Практическая ценность результатов состоит в возможности использования полученных оценок в практике климатических расчетов, и при решении прикладных задач. Оценки точности расчетов потоков тепла легли в основу стратегии в области развития систем наблюдений за океаном в рамках программ СЫУАЯ, ЕиюОООЗ, и других. Параметризации эффектов осреднения и процессов синоптического взаимодействия уже используются в моделях общей циркуляции атомсферы и океана и в практике оперативного анализа. Рассчитанные поля напряжения трения с учетом возраста волн используются в экспериментах с моделями циркуляции океана в Институте мореве-дения (г.Киль). Предложенные коррекции скорости ветра использу-

ются в подготовке новых версий массива попутных наблюдений COADS. Климатические статистики полей волн, в Северной Атлантике, и оценки климатических изменений волн и зыби используются при стратегических экспертизах British Marine Technologies' Ltd. и имеют ценность доя компаний, ведущих добычу нефти в море, и морских грузоперевозчиков. Поля ветра, волн, потоков испарения и импульса используется для калибрации WAM модели в KNMI (de Bilt) и ECMWF, а также спутниковых наблюдений ERS-1/2 и TOPEX/POSEYDON в SOC (Southampton) и IFREMER (Plousane). Оценки синоптической изменчивости потоков тепла в экспериментах НЫОФАЭКС-88 и АТЛАНТЭКС-90 используются для калибрации спутниковых наблюдений в ИРЭ РАН. Ряд работ автора используется для обучения студентов по специальностям океанология, метеорология и климатология на географическом факультете МГУ.

Личный вклад автора, апробация работы, публикация, структура и объем работы. Все результаты, представленные в работе, получены лично автором. Ряд результатов по синоптическому взаимодействию получен в соавторстве с А.В.Колинко, а также аспирантами автора Е.Б. Тонкачеевым, И.М. Яшаяевым и И.И. Зверяевым. Автор являлся руководителем программы исследования взаимодействия океана и атмосферы экспериментов НЫОФАЭКС-88 и АТЛАНТЭКС-90, и участвовал лично во всех других экспедициях, результаты которых представлены в работе. По теме диссертации опубликовано 59 работ, список публикаций представлен в приложении 1. Основные фрагменты работы докладывались на многих национальных и международных конференциях и совещаниях и семинарах ведущих институтов. Список основных докладов приведен в приложении И. Диссертация состоит из 9 разделов, включающих Введение, описание основных результатов, выводы и список литературы из 377 названий. Работа содержит 219 страниц текста, включая 12 таблиц и 57 рисунков.

Содержание работы.

Во Введении (раздел I) дается общих обзор состояния изученности прцессов разномасштабного взаимодействия океана и атмосферы и формулируются основные цели и задачи работы.

Во втором разделе содержится краткий очерк данных о процессах взаимодействия океана и атмосферы, использованных в работе:

• Данные океанских станций погоды - высокоточные метеорологические наблюдения в фиксированных точках с конца 1940-х до середины 1970-х годов (наблюдения в точках С, L, М велись до конца 1980-х годов);

* Массив попутных метеоронаблюдений COADS (Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set) - наиболее полная коллекция морских наблюдений, передаваемая по радиоканалам (GTS) и в национальные центры данных (Slutz et al. 1985, Woodruff et al. 1987, 1993);

* Массив гидрометеопараметрое в Северной Атлантике Гидрометцентра СССР за период 1957-1990 гг. (Бирман и др. 1992), массив попутных наблюдений Метеоцентра Великобритании (UK Metoffice) (Bottomley et al. 1990), и массив попутных наблюдений в Северной Атлантике (.Bunker 1976, Isemer and Hasse 1985, 1987) за 1941-1972 гг.;

• Инструметалъные данные наблюдений НИСП ГОИНа по программе "Разрезы" за 1980-1992 гг. в Ньюфаундлендской энергоактивной области, включая крупномасштабные эксперименты НЬЮФАЭКС-88 и А ТЛАНТЭКС-90 (Лаппо и др. 1989, Гулев и др. 1992);

* Данные "адаптивных" анализов (reanalyses) Европейского цетра среднесрочных прогнозов погоды (ECMWF) и Национального центра прогноза окружающей среды США (NCEP), представляющие результат модельного диагноза основных полей и потоков с помощью моделей общей циркуляции и систем усвоения данных.

• Данные спутниковых измерений полей ветра и волн, со спутников ERS-1/2, TOPEX/POSEYDON, GEOSAT и системы датчиков SSM/1 поколения спутников DSMP (Katsaros 1996, Atlas 1996).

• Метеоданные автономных NDBC буев, в основном расположенных в средних и субтропических широтах северо-западной Атлантики.

Одной из важнейших задач обработки данных была интеркалиб-рация с целью установления степени достоверности результатов и определения систематических отклонений в оценках, полученных по разным данным. Большинство интеркалибрационных расчетов изложено в соответствующих разделах. Наиболее принципиальное значение для определения достоверности оценок потоков тепла и импульса имела калибрация ветра. За период 1981-1991 гг. было проведено сопоставление инструментальных измерений скорости ветра, полученных в ходе экспедиционных исследований по программе "Разрезы", с данными попутных наблюдений COADS в северо-западной Атлантике. Регрессионный анализ показал систематическое завышение слабых и умеренных ветров в COADS и систематическом занижении сильных ветров. В качестве причин рассмотрены эффекты эквивалентной шкалы Бофорта WMO 1100, используемой в COADS, различие в высотах анемометрических наблюдений, влияние числа и компоновки наблюдений ("inadequate sampling error"), неопределенное^ расчетов реального ветра по относительному при анемометрическю наблюдениях (Gulev 1997b). В работе предложен алгоритм коррекции

ветра в COADS, который достаточно эффективен для зон устойчивых западных ветров, основанный на анализе двусторонних регрессий для отдельных сезонов и коррекции только анемометрических наблюдений. Визуальные оценки при этом корректируются заменой эквивалентной шкалы WMO 1100 на шкалу Lindau (1995). Коррекция может проводиться для уже осредненных величин, с помощью пересчета эквивалентных шкал через основные параметры Вейбулловского распределения, определяемые по известным средним и дисперсиям.

Третий раздел посвящен эффектам пространственно-временного осреднения при расчете потоков тепла (Qh), влаги (Qp) и импульса (Qy), параметризуемых в рамках аэродинамического метода:

Qv = pCvV2,

Qii = pCTCpSTV, (1)

Qe = pL^CE6eV,

где 8T=TW-Ta, 5e=e0-ez, Tw и Ta - температуры воды и воздуха, ez -влажность воздуха, е0 - упругость насыщения водяных паров при Tw, р - плотность воздуха, V - скорость ветра, Ра - атмосферное давление, Су, Ст и Се - коэффициенты обмена, зависящие от стратификации приводного слоя и скорости ветра. При представлении параметров в (1), как суммы средних по пространству или времени и отклонений от них (х= х+х'), например, для Qh справедливо соотношение:

<CTöTV> = <CTX5TXV> + <CTX5T'V'> + <CT'5T'XV> + + <CT'V'X5T> + <CT'5T'V'>, (2)

где О - оператор осреднения. Если взаимная корреляции параметров достаточно высока, то четыре последних члена правой части (2) могут обеспечивать существенные различия между потоками, оцененными так называемыми "классическим" и "индивидуальным" методами. Различия между двумя оценками выражаются соотношениями: к < Ст8ТУ > < CESeV >

1 ° _ < Ст >< 5Тх V > (T'lJ " < СЕ х бе >< V >'

3 (3)

- , п < СуУ >

£у(Т,1) = -v-

< Cv X V >2

Для исследования эффектов осреднения использовались срочные наблюдения на станцях погоды в Северной Атлантике, в Ньюфаундлендском бассейне по программе "Разрезы" и архива COADS. Временное осреднение исследовалось в диапазоне от часов до десятилетий (Гулев, Украинский 1989, Gulev 1994). Для анализа пространственного осреднения в Ньюфаундлендском бассейне было отобрано 69

отрезков, наиболее хорошо обеспеченных данными. Изучался диапазон от 40 до 800 км, описывающий основные мезомасштабные и субсиноптические процессы. Были получены численные оценки коэффициентов (3) для временного осреднения от часов до нескольких лет. Потоки Qh, Qe и Qv при внутримесячном осреднении уменьшаются соответственно на 43, 27% и 49%. Наибольшее уменьшение потоков тепла и испарения происходит при т=10-30 сут., а потоков импульса - при т=1-3 сут. При т=1-240 мес. Qu и Qe уменьшаются соответственно на 45 и 23%, причем, начиная с т=1 год, их можно считать независимыми от т. Qv при 1 < т < 240 мес уменьшаются лишь на 79% и «60% изменений происходит на масштабах сезонного осреднения. Сделан вывод о различном вкладе синоптических, сезонных и межгодовых процессов в формирование потоков океан-атмосфера.

Годовой ход коэффициентов (3) характкризуется максимумами весной и осенью и минимумом в июле. Максимум çy отмечается в мае-июле, а минимум - осенью. Годовой ход H,v значимо про-

является на масштабах i > 5 сут. При т < 3 сут. £,Е, Е,у можно считать постоянными для всех месяцев. Внутримесячное осреднение приводит к уменьшению амплитуды годовых колебаний потока явного тепла на 27%, испарения - на 41%, импульса - на 25% и к формированию запаздывания по фазе, равного 7 сут. для явного тепла при т = 1 мес. Сопоставление результатов с другими оценками (Esbensen and Reynolds 1981, Marsden and Pond 1983, Панин 1987, Hanawa and Toba 1987, Simmonds and Dix 1989) показывает, что с,н> £,е> sV выше на 25-40% оценок при постоянных Ст, Су и на 15-20% - оценок, основанных на зависимости С-р, Су от скорости ветра при V > 10 м/с.

Для описания поведения ^н, Çy в зависимости от масштабов временного осреднения получены простые формулы, учитывающие зависимость Е, от скорости ветра и стратификации и позволяющие параметризовать эффекты временного осреднения (Гулев, Украинский 1989, Gulev 1994). Зависимость с,(-с) представляется в виде

'ы-о' .ы-о

где т - в часах, а1; а2, а3 - эмпирические коэффициенты, а F„ =l+l/(a|STj+ßV),

FE = l-Ha5e + ßV, (5)

Fv = l+-l/ßV,

a,Gnt-a2)l^ +a3

(4)

где черта сверху означает осреднение за период т, 8Т - в градусах, 5е -в гектопаскалях, V - в м-с"1. Коэффициенты аь а2, а3, а и (3 различны для потоков тепла, влаги и импульса (Ои1су 1994). В работе также предложены соотношения, позволяющие учитывать осреднение но ансамблю календарных месяцев или лет при проведении климатических расчетов. Климатическое осреднение дает 10-20%-ное занижение потоков тепла и испарения и 5-10%-ное - потоков импульса.

Для оценки эффектов чисто пространственного осреднения в средних широтах (Гулев 1991, Ои1еу 1994) были рассчитаны коэффициенты (/), е,у(/) для масштабов 40 - 800 км. В изменениях С»ц и Ор выделяются три диапазона: 0-320 км, 320-560 км, и 560-800 км с разными видами зависимостей £,(/). Для потоков скрытого тепла значения \ ([) выше, чем для С>н, на 5-10%. Отношение Боуэна Во=0,б22 5Т/8е более устойчиво к пространственному осреднению, чем к временному, и при 0</<800 км возрастает на 10-13%. Пространственное осреднение сильнее сказывается на потоках скрытого тепла, а временное - на потоках явного. Поток импульса в зависимости от пространственного осреднения ведет себя немонотонно, уменьшаясь на 30-35% при 0</<280 км, возрастая на 10-12% при 280</<560 км и затем снова уменьшаясь в диапазоне 560</<800 км. Возрастание потоков испульса в диапазоне 280</<560 км связано с сильной пространственной изменчивостью ветра в субсиноптическом диапазоне. При построении аппроксимирующих формул дога коэффициентов £,1Ь £,у учитывалась их зависимость от динамхгческих условий и стратификации. Аппроксимирующие формулы строились раздельно в трех диапазонах масштабов на основе логарифмических (0-320 км), линейных (320-560 км) и экспоненциальных (560-800 км) функций. В результате получены следующие аппроксимирующие зависимости:

где черта сверху означает пространственное осреднение; /=2г - двойной радиус осреднения в километрах; Ъьсьс1ьу,А.,ф - эмпирические коэффициенты, найденные из принципа минимизации ошибки аппрок-

0 < 1 < 280 кт, 280 < 1 < 560 кт, (6)

560 < 1 < 800кт,

ехр[1,02 ,

= -0,58 -10"41- 0,005 У + 1,50 , 0,75 (1П1- 6,304)У°,02в +1,21 ,

з — мйз

0 < 1 < 280кт, 280 < 1 < 560кт, (7)

560 < 1 < 800кт,

симации. Используя соотношения (4)-(7), можно оценить роль пространственного и временного осреднения в оценках потоков тепла, испарения и импульса. Точность формул оценивалась сравнением расчетов по (4)-(7) с прямыми расчетами потоков по "срочным" наблюдениям. Показано, что погрешность не превышает 10-15% для всех сезонов за исключением лета, когда величины потоков малы.

Климатические расчеты и эксперименты с моделями океана и атмосферы должны учитывать совместный эффект осреднения по времени и по пространству. Для обнаружения связи между масштабами пространственного и временного осреднения в работе были рассчитаны функции, удовлетворяющие условиям равенства эффектов пространственного и временного осреднения:

$п(*) = 5НО)±0,02, £у(т)=$уа)±0,02. (8)

Эти кривые позволили поставить в соответствие масштабам пространственного осреднения временные интервалы, осреднение по которым приводит к тому же изменению потоков. Для явного и скрытого тепла зависимости т ([) существенно разлетаются, что целесообразно учитывать при задании граничных условий в моделях циркуляции океана и атмосферы. Связь пространственных и временных масштабов осреднения в диапазонах 0<т<2б0 ч и 0</<800 км может быть аппроксимирована простыми соотношениями: тн = -1,518 • 1041д'96 ат<4П) + 267,4, тЕ = -0,884 ■ 104Ге°'98 аЕс4Е) +261,7, где коэффициенты ат,аЕа^Н),а^) учитывают зависимость тн, те от соотношения параметров, осредненных по времени и пространству:

Г «— \ 0,024 г ч 0,019

1<5Т>^ Е ибо,] (10)

, N 0,013 / хг Л 0,017

Вид зависимостей (9) показывает, что в диапазоне мезометеорологи-ческих неоднородностей (0-240 км) пространственное осреднение играет большую роль, чем временное, а с продвижением в синоптический диапазон возрастает роль временного осреднения. Зависимость т (О для потока импульса имеет сложный характер из-за неоднозначности связи -си / при т>3 сут. Это может играть существенную роль при задании граничных условий в моделях циркуляции.

В работе проведен анализ поведения отдельных корреляционных членов с изменением масштаба осреднения. При монотонном изме-

нении многие члены характеризуются немонотонным поведением с увеличением т. Например, при временном осреднении, максимум <Ct>,<5T'V'>t отмечается на масштабах 3-5 сут, что соответствует возрастанию корреляций 5Т и V в синоптическом диапазоне, а при пространственном осреднении в поведении <CX>/<5T'V'>/ и <Cp>i<oe'V'>| отмечаются локальные максимумы при /= 180-300 км и /=420-560 км. Начиная с /=300-400 км, члены <CT>i<5T'V'>; и <Cf,>/<oe'V'>z, которые были бы единственными в (2) при Cf = const, Се = const, дают более чем 50%-ный вклад в величины потоков.

Роль пространственно-временного осреднения в климатических оценках потоков тепла и импульса рассмотрена на основе индивидуальных наблюдений COADS за 1950-1993 гг. (Gulev 1997с). На основе срочных наблюдений было рассчитано 5 климатологии с разрешением от 1 до 5 градусов. Анализ выполнялся с использованием 3-х параметризаций коэффициентов обмена: Ариэль и др. (1981), Liu et al. (1979) и Smith (1988), обеспечивающих качественное различие в поведении коэффициентов при увеличении скорости ветра и, следовательно, дающих существенно разные ковариации <CT5V> и <Ce8V>. В табл. 1 приведены осреднешше по акватории Северной Атлантики оценки коэффициентов (3) для потоков явного и скрытого тепла, а также импульса при скалярном и векторном осреднении

ветра, рассчитанные по схеме Ариэль и др. (1981).

Таблица 3. Климатические средние величины коэффициетов (3) для Северной Атлантики при внутримесячном осреднении.

l°xl° 2°х2° 3°х3° 4°х4° 5°х5°

$11 1.25 1.29 1.33 1.38 1.40

1.13 1.15 1.18 1.20 1.20

1.24 1.25 1.30 1.33 1.34

2.31 2.42 2.56 2.84 2,91

Соотношения для 1-градусного разрешения весьма близки к отношениям для разрешения 2°х2° и отражают преимущественно эффект внутримесячного временного осреднения. Затем соотношения резко возрастают при увеличении осреднения до 4°х4°, а величины коэффициентов для 5-градусного осреднения близки к 4-градусному.

В работе впервые построены климатические карты коэффициентов (3) для осреднения 5°х5° и 2°х2°. "Индивидуальные" оценки дают в целом значительно более высокие величины потоков, чем "классические", особенно в средних широтах. Наибольшие величины сн (1.6-1.8) получены в среднеширотной центральной и восточной

Атлантике, а максимум q-ц - юго-восточнее Ньюфаундленда. Величины коэффициентов в тропиках существенно меньше, чем в средних широтах и не превышают 1.10-1.12. Коэффициенты (3) для скалярно и векторно осредненного потока импульса максимальны в средних широтах (£у=1.4-1.5, ^w=4.0-6.5), и минимальны - в тропиках. Пространственная структура коэффициентов (3) для 2-градусного осреднения существенно отличается от осреднения 5°х5°. Область с £н>1-4 располагается в центральной Северной Атлантике а минимальные величины £н~1-05-1.15 обнаруживаются в экваториальной области и се-веро-заладной Атлантике. Для & обнаруживается смещение основных особенностей к югу. В работе проведено исследование сезонных изменений эффектов пространственно-временного внутримесячного осреднения, которые рассматривались в терминах разностей: CPpa(<CT5TV>-< Схх5Т>< V>) и

Lpa (< CE5eV > - < СЕ >< бе >< V >),

характеризующих абсолютную ошибку "классического" метода. Абсолютные зональные различия в зимние месяцы равны 10-15 Вт/м2 для потоков явного и до 60 Вт/м2 для потоков скрытого тепла. Максимальные величины абсолютных разностей зимой в средних широтах составляют 30-40 Вт/м2 для потоков явного и 80-110 Вт/м2 для потоков скрытого тепла. Уменьшение амплитуд годового хода потоков тепла при месячном осреднении составляет от 40% до 70% в средних широтах и до 20% в тропиках (Gulev 1997в). Долгопериодные трендо-вые изменения величин коэффициентов Е, часто даже по знаку совпадают с тенденциями самих потоков и существенно изменяют характер межгодовой изменчивости потоков энергии при переходе от одного метода расчета к другому. Обнаружены изменения трендов потоков испарения в средних широтах со слабо положительных на отрицательные при соответственно "индивидуальном" и "классичес-ком" методах расчетов. Для района северо-западной Атлантики, где эффекты осреднения наиболее значимы, были получены аппроксимирующие формулы, которые могут эффективно использоваться в расчетах: (бе, V) = 1.07+ 0.041V + Ltte-0-3386, ^5)(V)= -0.043V+1.82, (11)

г; <5>V =-0.36V-t-7.18.

В работе анализировался вклад отдельных ковариаций (2) в добавку к потокам явного и скрытого тепла:

Pn = Covn / (< CESeV > - < СЕ х Se >< V >), (12)

ю

где Pn - процентный вклад n-й ковариащш Covn в (2). Качественный анализ вкладов отдельных членов позволил объяснить различия в оценках коэффициентов (3), получаемые различными авторами. Члены <Ст><5Т'У> и <Cp><Se'V'> определяются корреляцией ветра и стратификации и не зависят от выбора параметризации, давая положительный вклад от 20 до 60% в средних и высоких широтах западной Атлантики и будучи слабо отрицательным в восточной средне-широтной Атлантике, что, объясняет отрицательные разности между "срочными" и "осредненными" потоками, полученные в точке L Josey et al. (1995). Все схемы предполагают рост Ст и Се с 6Т и 5е, и вклад ковариащш <СТ' §Т'ХУ> и CCç' Se'XV> всегда положителен, и максимален в областях слабых и умеренных ветров, где коэффициенты обмена сильно зависят от 5Т. Члены <ôTXCT'V'> и <5e><Cp'V'>, а также тройные ковариации <CT'ôT'V'> и <CE'6e'V'> зависят от поведения коэффициентов Ст и Се при росте скорости ветра, и именно они определяют различия в оценках £,н и Методы Ариэль и др. (1981), Bunker (1976) и ряд других предполагают рост Сг и Се с увеличением V. Параметризации Large and Pond (1981, 1982), Smith (1988) используют постоянный нейтральный коэффициент обмена, а учет стратификации дает слабую отрицательную корреляцию Ст и V. В схеме Liu et al. (1981) коэффициенты обмена уменьшаются со скоростью ветра, и это объясняет более низкие оценки величин £н> ÇE в работах Esbensen and Reynolds (9181), Simmonds and Dix (1989) и Josey et al. (1995), использовавших такие схемы.

Оцененные разности "срочных" и "осредненных" оценок для параметризаций Liu et al. (1989) и Smith (1988) обнаруживают максимальные величины для явного тепла в северо-западной Атлантике, равные 20-30 Вт/м2. Для скрытого тепла максимальные погрешности равны 40-65 Вт/м2 для схемы Liu et al. (1979) и 50-70 Вт/м2 для метода Smith (1988), что на 40-50% меньше, чем оценки, получаемые для метода Ариэль и др. (1981). В работе также выполнена оценка члена Ледвина-Бортковского (Ledvina et al. 1993, Бортковский и др. 1993), связанного с нелинейностью в расчете коэффициентов обмена. Оценка этого члена в потоках испарения для трех параметризаций (Ариэль и др. 1981, Liu et al. 1979, Smith 1988) получена в виде соотношения {[< CE(Se,V)>-CE(< 5с >,< Y >)]V5e) 7<CE(Ôe7voTvSe) Для параметризации Ариэль и др. (1981) этот член преимущественно положителен, и его вклад колеблется в пределах 3%. Параметризации типа Liu et al. (1979) дают отрицательные величины (13), причем,

^Е \ис> 'J ' uc-'is г ^ц т со/

максимум отмечается в субтропиках. Выполненные расчеты позволили оценить эффекты осреднения при вычислении потоков тепла, влаги и импульса. Вскрыты механизмы, ответственные за региональные особенности проявления этих эффектов и различия оценок при использовании разных параметризаций. Впервые оценена роль отдельно пространственного и пространственно-временного осреднения, и установлено соответствие между пространственным и временным осреднением в синоптическом диапазоне масштабов. Наконец, получены простые параметризации эффектов пространственно-временного осреднения.

В четвертом разделе работы приведены результаты массовых расчетов климатологии энергообмена в Северной Атлантике, включая расчет котковолновой (SW) и длинноволновой (LW) радиации. LW = mTw4FLW(n, Та, ez), SW = Q0Fsw(n, Та, ezA), (14)

где Е - эффективная излучательная способность океана, о - константа Стэфана, Q0 - радиация при безоблачном небе, FLW и FSw - эмпирические функции балла облачности п, влажности воздуха и высоты солнца h0; баланса тепловой энергии на границе океан-атмосфера: Q = SW(l-A) - LW - QH - Qe, <15)

и меридионального переноса тепла в океане на широте ср:

ч>

МНТ(ф)= JdcpjQdX + H0 (16)

Ч>о

получаемого интегрированием Q в зональном направлении [ф0, <р] с учетом граничного условия Н0 на широте <р0.

Анализ неопределенностей расчетов потоков океан-атмосфера, связанных со случайными и систематическими ошибками измерений и вычислений и различиями параметризаций (Gulev 1995, 1996а) проводился сопоставлением данных COADS, Гидрометеоцентра СССР, Метеоцентра Великобритании, и массива Isemer and Hasse (1985) друг с другом за период 1957-1979 гг., перекрываемый всеми массивами. Использовались параметризации LW и SW и альбедо Гирдюк и др. (1992), а для коэффициетов обмена - схема Ариэль и др. (1981). Получаемые различия должны отражать особенности использованных массивов данных, анализа ТПО и ветра, алгоритмов интерполяции. Потоки LW не обнаруживают существенных различий, а различия в потоках SW по разным данным составляют 1-6 Вт/м2 и максимальны в тропиках. Наибольшие различия обнаруживаются в Qh и Qe в средних широтах, где поток явного тепла по разным данным различается на 12 Вт/м2, а поток скрытого - на 35 Вт/м2. Максимальные раз-

линия МЫТ (около 0.2 ПВт) обнаружены на 30-35° с.ш. Главное различие массивов данных связано с оценоками скорости ветра. Была исследована чувствительность оценок МНТ только к алгоритмам расчета ветра. Для этого использовались индивидуальные данные COADS за 1950-1979 гг. Все оценки ветра по шкале Бофорта (68% наблюдений) были пересчитаны в соответствии с шестью практикуемыми эквивалентными шкалами. Остальные параметры и схемы расчета были унифицированы. Результаты приведены в таблице 2. Традиционно используемая эквивалентная шкала WMO 1100 (WMO 1970), как и шкала СММ IV, существенно занижают величины потоков тепла и МНТ. Использование эквивалентной шкалы Kaufeld (1981) приводит к завышению потоков, особенно при малых ветрах. Сопоставление с инструментальными наблюдениями (Kent and Taylor 1996) показало, что шкала Lindau (1995) наиболее адекватно устанавливает соотношение между оценками ветра по шкале Бофорта и численными значениями скорости, что в целом подтверждается таблицей 2.

Таблица 2. Оценки меридионального переноса тепла на 25° с.ш. и экваторе (ПВт) в Северной Атлантике, полученные при использовании различных эквивалентных шкал Бофорта

Эквивалентная шкала 25 0 с.ш. экватор

WMO 1100 0.86 0.46

СММ IV 1.09 0.66

da Silva et al. 1995 (UWM) 1.32 1.13

Lindau 1995 1.18 1.02

Kaufeld 1981 1.55 1.32

Cardone 1969 1.29 1.16

Следующим шагом стал анализ влияния различных параметризаций на оценки величин потоков на границе океан-атмосфера и меридионального теплопереноса. Было выполнено два "критических" расчета с целью получить максимально и минимально возможные величины суммарного потока тепла на поверхности и МНТ. Были выбраны две комбинации схем, отвечающие этим задачам (табл.3).

Таблица 3. Комбинации различных параметризаций, использованных при "критических" расчетах потоков тепла океан-атмосфера и МНТ

Параметр Минимальные меридиональные потоки Максимальные меридиональные потоки

LW Ефимова (1961) Bignami et al. (1995)

SW Гирдюк и др. (1992) Reed (1977)

альбедо Гирдюк и др. (1975) Payne (1972)

Он, Of Smith (1988) Bunker(1976)

H0 (граничное условие) 0.107 ПВ (Aagaard and Gieismann 1976) 0.275 ПВ (Гулев и Тихонов 1987)

В первом случае мы увеличивали коротковолновые потоки и уменьшали все остальные составляющие, во втором - наоборот. Альбедо -минимально в первом случае и максимально - во втором, как и граничное условие в (16). Оценка 0.275 ПВ (Гулев и др. 1988, Гулев и Тихонов 1987) получена из теплового баланса Арктического бассейна с учетом теплообмена через лед. Для сопоставления использовались индивидуальные наблюдения COADS. Различия в суммарных потоках в средних широтах при использовании двух комбинаций параметризаций составляют до 50 Вт/м2 и формируются, главным образом, за счет коэффициентов обмена Ст и Cg. В тропиках большую роль играет различие параметризаций радиации, что дает до 60 Вт/м2 различий в оценках теплового баланса. При интегрировании уже на 30° с.ш. различия в оценках МНТ составляют более 1 ПВт, а МНТ на экваторе не определен даже с точностью до знака. Одним из элементов оценки чувствительности было исследование роли учета режима свободной конвекции в условиях, близких к штилевым, в соответствии с параметризацией Голицына и Грачева (1983). Использование этой схемы позволяет лучше учесть физику теплообмена при слабых ветрах и избежать их пересчета в эквивалентные шкалы Бофорта, наиболее сильно различающиеся именно в диапазоне V<4 м/с. Использование параметризации Голицына и Грачева (1983) приводит к возрастанию МНТ на экваторе примерно на 0.12 ПВт из-за увеличения на 5-8 Вт/м2 потока скрытого тепла в тропиках. Климатический эффект пространственно-временного осреднения оценивался интегрированием "индивидуаль-ных" и "классических" оценок, полученных в разделе III при фиксированных потоках радиации, альбедо и граничных условиях. Различия в оценках МНТ, связанные с эффектами осреднения, достаточно велики и в средних широтах сопоставимы с различиями, связанными с использованием разных параметризаций.

Следующим шагом был расчет трех главных источников случайных ошибок в оценках турбулентных и радиационных потоков на поверхности океана: ошибок измерений, ошибок осреднения и интерполяции ("inadequate sampling error") и случайных погрешностей параметризаций. Оценивание велось генерацией ошибок в заданных диапазонах (Weare and Strut 1982, Cayan 1992) с помощью метода Монте-Карло. Диапазоны генерации выбирались в соответствии с результатами проекта VSOP-NA (Kent et al. 1993). Ошибка измерений составляет для суммарных потоков энергии примерно 10-12 Вт/м2 в средних широтах и 7-10 Вт/м2 в тропиках при более 100 наблюдений в квадрате за месяц. Ошибка внутриквадратного осреднения, определенная генерацией различного числа сроков для разных видов про-

сгранственных кластеров, составляет 4-5 Вт/м2 для индивидуальных месяцев и менее 2 Вт/м2 - для климатических. Для анализа ошибок параметризаций мы предполагали погрешность определения Cj в 15%, Cß - в 8%, а точность определения "облачных" коэффициентов в радиационных формулах - 5%. Точность альбедо оценивалась в 10%, а точность определения граничного условия Н0 - в 30% (Гулев и Тихонов 1987). Суммарная ошибка, связанная с точностью параметризаций для индивидуальных месяцев, колеблется в пределах 6-16 Вт/м2, а для; климатических месяцев уменьшается до 2-10 Вт/м2. Интегральные ошибки, объединяющие три основных источника, колеблются в пределах от 10 до 20 Вт/м2 для среднеклиматических зональных величин суммарных потоков. Это несколько больше, чем оценка Lamb and Bunker (1982), близко к величинам Isemer et al. (1989) и примерно на 25% меньше оценок Gleckler and Weare (1995), завышенных из-за "двойного" учета ошибок в облачности при оценках LW и SW. Интегральные случайные ошибки при расчете МНТ сопоставимы с систематическими и составляют 0.2 ПВт на 40° с.ш., 0.4-0.5 ПВт на 20° с.ш. и 0.7 ПВт на экваторе. Эти оценки достаточно верно отражают точность, с которой могут быть на современном уровне знаний получены климатические потоки энергии океан-атмосфера и меридиональный перенос тепла. Отдавая себе отчет в этом, мы получили оценки потоков и МНТ, учитывающие опыт и ошибки других климатологии (da Silva et al. 1994, Hasse and Lindau 1996, Josey et al. 1996).

Мы использовали исключительно индивидуальные срочные наблюдения. Коррекция оценок ветра по шкале Бофорта проводилась в соответствии с эквивалентной шкалой Lindau (1995). Каталог WMO-47 использовался для установления истинных высот анемометров в COADS и приведения ветра к стандартному уровню и нейтральной стратификации. Все измерения ветра ручными анемометрами были исключены. Для расчета потоков явного и скрытого тепла использовалась параметризация Liu et al. с "нейтральными" коэффициентами в Large and Pond (1982). Для оценок потоков при V< 3 м/сек использовалась схема Голицына и Грачева (1983), а при сильных ветрах -параметризация Бортковского (1983). Для оценок коротковолновой радиации использовалась параметризация и альбедо Гирдюк и др. (1992). При этом использовалась версия для "срочных" наблюдений. Для каждого срока рассчитывался "полный суточный цикл" через 1 час при фиксированной облачности и влажности, что позволило впервые применить "индивидуальный" метод для расчета радиации. Для расчета длинноволновых потоков использовалась параметризация Гирдюк и др. (1992). Коротковолновая и длинноволновая радиации

15

оценивались для двухслойной облачности. Осреднение величин потоков выполнялось для разрешения 1°х1°, 3°х3° и 5°к5° для климатических месяцев и 5°х5° для индивидуальных месяцев.

Полученные климатические поля потоков тепла на границе океан-атмосфера для Северной Атлантики не обнаруживают сколь либо сильных рассогласований с известными климатологиями da Silva et al. (1994), Hasse and Lindau (1996), Josey et al. (1996), хотя это "согласие" должно рассматриваться в контексте сказанного выше. Все поля за индивидуальные месяцы с 1950 по 1993 годы (всего более 12000 полей) доступны в графическом и цифровом виде по запросу (gul@gulev.sio.rssi.ru). Оценки меридионального переноса тепла, хотя и не находятся в противоречии с известными балансовыми и океанографическими расчетами (Hall and Bryden 1982, Dobroliubov et al. 1996), их точность, особенно в субтропиках и тропиках, позволяет делать лишь качественные заключения о величинах МНТ.

Климатические расчеты касательного напряжения трения выполнялись по индивидуальным данным COADS за 1950-1993 гг. Важной особенностью расчетов был учет влияния стадии развития ветрового волнения на потоки импульса. Для этого из COADS были отобраны сроки, содержащие визуальные оценки высот, периодов и направлений ветровых волн и зыби, составляющие от 40 до 65% общего числа сроков (Gulev and Hasse 19966, 1997в). Визуальные определения волновых параметров обнаруживают иногда существенные различия с инструментальными измерениями (Hogben et al. 1986, Dacunha et al. 1984, Wilkerson and Earle 1990). Для их тестирования использовались инструментальные наблюдения на буях NDBC, океанской станции погоды L и многолетние наблюдения на станции Seven Stones. В ходе сопоставления была предложена методика определения "значимой высоты волн" Hsig, состоящая в использовании оценки Hsig = (h2w+ h2s)1/2, где hw и hs - высоты ветровых волн и зыби, для случаев совпадения в пределах 30° направлений распространения волн и зыби, и оценки Hsig = max(hw,hs) для случаев расхождения направлений ветровых волн и зыби более чем на 30°. Эта оцена точнее, чем используемые Barratt (1991), Hogben et al. (1986) и Wilkerson and Earle (1990). Была показана необходимость корректировки визуальных наблюдений периодов волн, имеющих функции распределения, отличающиеся от инструметальных измерений. Для корректировки были предложены простые формулы:

pw = Awln(pw + Bw) + Cwln(hw), ^

Ps = As In(ps + Bs)+Cs In(hs),

где £ и р- скорректированный и оцененный визуально периоды, А, В и С - эмпирические коэффициенты, различные при hw>hs и hs>hw, и зависящие от совпадения направлений распространения. На основе скорректированных данных были построены климатические поля основных параметров ветровых волн и зыби в Северной Атлантике, представляющие самостоятельную ценность, как рассчитаные впервые на столь богатом экспериментальном материале. Сопоставление высот волн с измерениями спутников GEOSAT, ТОРЕХ/ POSEYDON и ERS-1 за 1980-1993 гг. (Cotton, Gulev and Sterl 1997) показало хорошее соответствие пространственной структуры полей, хотя спутниковые высоты волн на 0.2-й).3 м ниже, чем определенные визуально.

Оценки периодов волн использовались для расчета возраста волн, определяющего стадию развития волнения (Smith 1991):

а = Cp/Ver, (18)

где Ср - фазовая скорость волн на глубокой воде, a Vet- - составляющая скорости ветра в направлении распространения волн. Полагается, что а<1 отвечают случаю ветровых волн, а а>1 - зыби (Donelan 1982). Альтернативной оценкой возраста волн является величина: а- = Ср/и, (19)

где и» - скорость трения. Фазовая скорость определялась как:

cp = <g/2*)$;. (20)

Зыбь не оказывает воздействия на напряжения трения и не связана с локальным ветром. Поэтому в (20) использовались оценки скорректированных периодов ветровых волн. Эффективный ветер рассчитывался по реальному: Vef = V Cos9, где 0- угол между направлениями ветра и волн, исключая случаи | б| >30° (Dobson et al. 1994). Для расчетов использовался метод Smith (1991), основанный на введении "аномалии" "нейтрального" коэффициента обмена импульсом:

КРбС™ = 1.85-2.24а, (21)

дающая нулевое значение при а = 0.83. Затем аномалия включалась в итерационную процедуру расчета Су, напряжения трения и его компонент1. Была также протестирована формула HEXOS (Smith 1992):

z0 = циЗ/gCp = (nuVg)a-1 (22)

при ц = 0.48 и параметризация Geemaert et al. (1987):

С™ = 0.012а,"2/3, (23)

которые дают согласие с (21) в средних широтах и более высокие величины в тропиках из-за внутренней корреляции формул (22,23). Хотя оценки напряжений трения в присутствии и отсутствии зыби, слабо различаются (Dobson et al. 1994), мы провели расчеты только для случаев hw/hs>1.5 и оценили напряжения трения при ветровых волнах

как доминирующем процессе. Величина т», оцененная по методу Smith (1991), в среднем на 15% выше, чем традиционная оценка в средних широтах, и на 10% - в тропиках. Соотношения между зависящей от возраста волн и традиционной оценкой для января и июля обнаружили январский максимум в северо-западной Атлантике, составляющий примерно 1.2. В июле отношение оценок колеблется от 0.93 до 1.08. В целом отмечено, что эффект воздействия волн на поток импульса климатически значим и может существенно изменять количественные оценки напряжения трения на поверхности.

Для оценки возможного проявления описанных эффектов в океанской циркуляции нами проведены расчеты меридионального экма-новского переноса массы (EVy) и тепла (ЕНу):

EVy = -ix/fp, ЕНу = -Cp(Tw-0)Tx/f, (24)

где f - параметр Кориолиса, р - плотность, а Ср - удельная теплоемкость воды, б - средняя по глубине потенциальная температура, взятая по Levitus (1987). Тропический максимум экмановского переноса при учете ветровых волн возрастает примерно на 10%, что позволяет говорить о возможном проявлении этого эффекта в крупномасштабной океанской циркуляции в тропических областях. Выполненные расчеты характеристик ветровых волн и связанных с ними параметров взаимодействия дают возможность сопоставления с натурными данными модельных расчетов на объединенных волновых моделях типа WAM, а также тестирования параметризаций воздействия ветровых волн на напряжения трения (Боргковский и: др. 1993).

Важной задачей было исследование межгодовой изменчивости потоков энергии океан-атмосфера и оценка роли теплообмена в формировании междекадных изменений океанской циркуляции в Северной Атлантике. По сравнению со средними потоками энергии оценивание межгодовой изменчивости позволяет исключить ряд ошибок и неопределенностей. Были оценены интегральные ошибки изменений суммарных потоков океан-атмосфера и отдельных компонент. Показано, что уровень ошибок снижается в среднем в 2-3 раза по сравнению с расчетом среднеклиматических величин. Однако, при оценке межгодовых изменений мы сталкиваемся с проблемой временной неоднородности данных и присутствием в них долгопериодных'тенденций, не связанных с природной изменчивостью. В первую очередь, это "кажущиеся" тренды ветра в COADS (Peterson and Hasse 1987, Cardone et al. 1990, Lindau et al. 1990, Isemer 1995). Использованная нами коррекция ветра с учетом высот наблюдений и пересчетом оце-

нок по шкале Бофорта в эквивалентную шкалу Lindau (1995) позволила решить эту проблему, по крайне мере, для периода 1950-1980 гг.

Для оценки долгопериодных изменений теплообмена на поверхности океана и МНТ были выполнены расчеты компонентов потоков (1,14,15) и МНТ (16) для десятилетий 1950-1959, 1960-1969, 1970-1979 и 1980-1989. Океанологические результаты (Bryden et al. 1993, Koltermaim and Sy 1994, Dobroliubov et al. 1996) свидетельствует о сильных междекадных колебаниях термохалинных свойств Северной Атлантики в этот период, связанных с "великой соленостной аномалией" в 1960-х - 1970-х тодах. В то же время, высокоточные океанологические разрезы, выполняющиеся примерно раз в десятилетие, не позволяют уверенно восстановить картину происходящих изменений, и в этом смысле независимая оценка по данным о потоках на поверхности крайне важна. Междекадные изменения радиационного баланса (1-4 Вт/м2) не оказывали существенного влияния на изменения суммарного потока тепла, происходившие главным образом за счет испарения и явного тепла. В течение 1960-х годов по сравнению с периодом 1950-1959 гг. имело место увеличение потоков явного тепла и испарения в тропиках и субтропиках и уменьшение потоков в высоких широтах соответственно на 20-25 Вт/м2 и 10-15 Вт/м2. Между декадами 1960-1969 гг. и 1970-1979 гг. существенных изменений не происходило, и вариации потоков составляли несколько Вт/м2. Сопоставление декады 1980-1989 гг. с декадой 1970-1979 гг. показало, что изменения, происходящие в средних и высоких широтах, обратны тем, что имели место между периодами 1950-х и 1960-х годов.

Для отдельных десятилетий были впервые получены декадные оценки меридионального переноса тепла. Эти оценки надо рассматривать с учетом междекадных изменений теплосодержания океана:

где dB/dt - изменение теплосодержания соответствующей широтной зоны океана за временной интервал. Нами оценены изменения МНТ, требуемые для компенсации междекадных изменений температуры океана севернее данной широты на заданную величину. Если принять за разумную величину тренда 0.1°С в декаду, то неопределенность, связанная с dB/dt в (25), составит от 0.05 в средних широтах до 0.2 ПВт на экваторе и не повлияет на результаты, по крайней мере, в средних широтах. Кривые МНТ для периодов 1950-1959, 1960-1979 и 1980-1989 гг. показали, что помимо сильных изменений в низких широтах (где в то же время высок уровень ошибок) существенные изме-

dB dt,

(25)

нения происходят в средних широтах примерно между 40° и 50° с.ш. Это позволило сделать заключение о существовании двух режимов меридионального переноса тепла в Северной Атлантике. Первый характеризуется смещением максимума переноса на 30° с.ш., понижением МНТ через экватор и повышенным МНТ в средних широтах. Второй связан со смещением максимума в приэкваториальную область, резким уменьшением МНТ на 35°-40° с.ш. и плато квазипостоянного МНТ в зоне 40°-50° с.ш. Различия двух режимов составляют до 0.25 ПВт. Эти два режима характеризуют усиление и ослабление меридиональной ячейки циркуляции в Северной Атлантике.

Нами проведен расчет профилей МНТ для отдельных лет и выделены периоды, в течение которых наиболее отчетливо наблюдались различные режимы меридионального переноса, в частности, в начале 1950-х, конце 1960-х и середине 1970-х годов. Обнаруженные изменения согласуются с диагностическими расчетами Greetbatch and Xu (1993) и оценками, полученными по данным повторяющихся океанографических разрезов (Dobroliubov et al. 1996). Сопоставление рассчитанной интегральной ошибки оценок междекадных изменений МНТ с полученными характерными междекадными изменениями показывает, что именно в средних широтах уровень обнаруженных климатических колебаний значимо превышает уровень ошибок. Таким образом, несмотря на значительные неопределенности оценок средних величин, полученные оценки междекадных изменений потоков тепла и меридионального переноса оцениваются как климатически значимые. Хотя балансовые оценки меридионального переноса тепла не позволяют судить о механизмах, обеспечивающих перенос, нами сделана попытка оценки части МНТ, связанного с баротропным и бароклин-ным переносами океанскими течениями, путем исключения из рассмотрения экмановского переноса:

МНТВ = МНТ - МНТЕК, (26)

Это позволяет оценить качественно вклад "чисто" океанских процессов в происходящие изменения, а также исключить возможное влияние спорных трендов скорости ветра на процессы. Основные качественные закономерности междекадных изменений сохраняются, что говорит о преимущественно "океанском" характере происходящих изменений и их несомненной взаимообусловленности с различными модами меридиональной циркуляции в Северной Атлантике.

Пятый раздел работы посвящен взаимодействию океана и атмосферы в синоптическом диапазоне масштабов в средних широтах на основе наблюдений по программе "РАЗРЕЗЫ". Исследование синоптических процессов позволило установить, что синоптическое взаи-

20

модействие океан-атмосфера в средних широтах представляет собой взаимодействие квазистациопарного во времени и существенно дифференцированного по пространству океана с квазиоднородной в пространстве и сильно нестационарной атмосферой (Гулев и Колинко 1987, Гу-лев и др. 1987). Синоптическая изменчивость атмосферных процессов в Ньюфаудлендской энергоактивной области (НЭО) характеризуется частой сменяемостью атмосферных ситуаций (Гулев и др. 1987), приводящей к резким изменениям параметров приводного слоя воздуха. Была предложена методика выделения ситуаций с учетом совместного эффекта сильной пространственной дифференциации температурных свойств поверхности океана и частой сменяемости атмосферных условий. Этот совместный эффект проявляется в частичном приспособлении свойств воздуха к характеристикам водной поверхности, происходящем неадиабатически и с разной интенсивностью как при отдельных синоптических ситуациях, так и в различных структурных зонах океана. Наибольшее рассогласование отмечается во фронтальной области при северном выносе воздуха, а максимальное приспособление - при вдольфронтальном переносе над теплыми и холодными водами. Исходя из этого, параметры теплообмена и их статистические характеристики за разные наблюдательные периоды оценивались отдельно для различных структурных зон океана и атмосферных ситуаций (Волошин и др. 1989, Гулев и Колинко 1990, Гулев и др. 1986). Для района НЭО построена композиционная атмосферная ситуация (Гулев и др. 1987), позволяющая оценивать основные параметры теплообмена при различных фазах развития атмосферных процессов.

Разделение океана на структурные зоны производилось на основании анализа полей ТПО и пространственных градиентов в поле ТПО (Гулев и др. 1988, Гулев и Яшаяев 1990, 1992). В качестве данных для анализа использовались карты ТПО РМЦ Галифакс. Была проанализирована пространственно-временная структура полей ТПО в синоптическом диапазоне масштабов. Для этого была разработана эффективная методика (Гулев и др. 1988), позволяющая выделять синоптическую составляющую в поле ТПО и описывать ее в терминах пространственно-временных спектральных характеристик.

В таблице 4 приведены характеристики теплообмена в различных структурных зонах океана с учетом двух диапазонов переноса в атмосфере, резко различающихся по генезису воздушных масс. Фрон-тачьная зона как область максимальных потоков тепла проявляется при северном выносе, а при южных переносах атмосфера значительно слабее реагирует на резкую смену температуры подстилающей поверхности. Проведенный анализ четко определяет пространство пара-

метров, в котором наиболее эффективно рассмотрение величин обмена теплом и влагой между океаном и атмосферой в синоптическом диапазоне масштабов в средних широтах: температура поверхности океана и направление ветра. Было показано, что для получения ос-редненных оценок целесообразно рассматривать двумерные функции распределения этих двух величин (температуры поверхности и направления ветра) с последующим анализом осредненных тепловых потоков, соответствующих наблюдавшимся значениям Т^. и направления ветра. Полученные автором осредненные оценки потоков тепла на поверхности позволили существенно улучшить результаты регионального моделирования Ньюфаундлендского бассейна с помощью 4-мерного анализа (Беляев и др. 1990) и получить достоверные оценки баланса тепловой энергии в верхнем слое океана, согласованные с величинами, получаемыми из гидрологических данных.

Таблица 4. Величины потоков явного(С?н) и скрытого (Ре) тепла (Вт-м~2) в различных структурных зонах океана с учетом направлений переноса за декабрь 1987 г. - январь 1988 г.

Структурная зона океана 0 Диапазон направлений ветра, град

270-30 90-210

"Теплая" вода Он 176/171 36/60

Ое 364/265 110/111

Фронтальная зона Он 291/254 36/103

Ое 493/278 107/250

"Холодная" вода Он 116/192 -28/47

Ое 179/204 -20/134

Примечание: в числителе - средние значения, в знаменателе - среднеквадратиче-ские отклонения.

Исследование статистических характеристик отдельных компонентов теплового взаимодействия океана и атмосферы в Ньюфаундлендской энергоактивной области позволило предложить параметризацию процессов обмена во фронтальной области океана в синоптическом диапазоне масштабов. В качестве меры рассогласованности термических характеристик океана и атмосферы рассматривалось векторное произведение некоторого вектора в, линейно связанного с градиентом температуры поверхности океана, и вектора скорости геострофического ветра V, модуль которого определяется, как:

!П|4С(У2Т„) ■ У(У2Ра)]|= ^^ - (27)

дх ду ду Зх

Для климатических процессов подобное рассмотрение проведено Рождественским и Тихоновым (1986). Вектор в связан с температур-

ным градиентом, и в некотором смысле является аналогом термического ветра в океане. Результирующий вектор П, ортогональный поверхности раздела, связанной с исходной парой векторов, рассматривался как количественная характеристика теплового взаимодействия океан-атмосфера. Представляя потоки тепла и влаги в виде:

Ц(х,0 = 0(х) + (2<х,0 + §(х,1), (28) .

где члены правой части отвечают климатическим фоновым значениям, сезонно меняющимся величинам и синоптическим вариациям, установлен явный вид зависимости между (27) и составляющей

л

0(х,£) разложения (28) по данным НЬЮФАЭКС-88 за период февраль-март 1988 г., включающим информацию научно-исследовательских и попутных судов, а также факсимильные карты приземного анализа и температуры поверхности вод РМЦ Галифакс. Экспе-

/-Ч

риментальные зависимости О и П позволили получить аппроксимирующие формулы, устанавливающие связь между величинами (27) и синоптическими составляющими потоков явного и скрытого тепла:

§н = 0,12 |п| + 0,41 |Й|и3 ,

л I—»10,54

Он = 0,22 1Й|-6,58 ]П| ,

дЕ -0,14 |Й| + 0,52 |п|1'31,

0Е = 0,17 |П|- 7,84 |П| ,

Оценка относительных среднеквадратических ошибок аппроксимации позволяет говорить о точности восстановления потоков на уровне примерно 15%. Полученные на основе предложенного подхода соотношения позволяют вести мониторинг процессов обмена на границе океан-атмосфера в синоптическом диапазоне масштабов по легко доступным картам приземного анализа и температуры поверхности океана в зонах океанических среднеширотных фронтов, характеризующихся экстремальными величинами потоков и их наибольшей изменчивостью. В работе проведен диагноз эволюции полей потоков тепла в период прохождения над фронтальной зоной Гольфстрима ряда мощных циклонов, показавший экстремально высокую пространственно-временную изменчивость величин потоков. В рамках предложенного подхода впервые удалось проследить быструю перестройку полей турбулентных потоков на границе океан-атмосфера, а также зафиксировать особенности теплообмена, связанные с меанд-рированием и вихреобразованием в зоне гидрологического фронта.

П>0, П<0, П>0, П<0,

(29)

(30)

Использование уникальных данных НЪЮФАЭКС-88 и АТ-ЛАНТЭКС-90 позволило обнаружить, что особенности взаимодействия океана и атмосферы в зонах гидрологических среднеширотных фронтов имеют последствия для учета эффектов пространственно-временного осреднения в оценках тепловых потоков. В непосредственной близости океанического фронта обнаруживаются нарушения вида зависимостей (4), которые проявляются в завышении величин коэффициентов (3) по отношению к (4) над относительно холодными водами, и занижении их над относительно теплыми в диапазоне 0 < -г < 48 ч. Введение в рассмотрение характеристики (27) позволило для фронтальной зоны шириной 200 миль получить аппроксимирующие соотношения для £н(т)> ^е^Х имеющие общий вид:

£(т,5Т,У) = а (1+0<5Т>г +с<У>т) (1ш-<1)1-1/а<«>г+ с> (31)

для т(ч), 6Т (К), V (мс1), где а,Ь,с,й,е,а - эмпирические коэфиициен-ты, различные для явного и скрытого тепла. Соотношения (31) с точностью 7-10% описывают изменения потоков в зависимости от осреднения во фронтальной зоне.

Важным тагом было изучение влияния специфических условий синоптического теплообмена в средних широтах на динамику и жизненный цикл средреширотных атмосферных образований. В работе установлен и количественно описан эффект приспособления средне-широтных полярно-фронтовых циклонов к особенностям субполярного гидрологического фронта (Волошин и др. 1989). При выходе на теплую поверхность Гольфстрима полярно-фронтовые циклоны вовлекают в циркуляцию теплый влажный воздух субтропиков, что обостряет градиенты в передних частях циклонов и способствует их интенсивному углублению и продолжительному существованию. В работе получены зависимости средней удаленности траекторий циклонов от гидрологического фронта от трансфронтальных градиентов и мощности меандрирования. При слабом меандрировании и больших величинах градиентов траектории удалялись от фронта Гольфстрима не более чем на 100-180 км. При этом увеличивалась скорость движения образований (до 35-50 км-ч !) и замедлялся процесс их заполнения.

В работе обнаружено наличие двух типов циклонической деятельности: более крупные циклоны, смещающиеся вдоль шторм-треков со средним периодом прохождения 3-4 сут, и небольшие по размеру циклоны, возникавшие, как правило, на волне холодного фронта и перемещавшиеся довольно быстро вдоль субполярного гидрологического фронта. Этот тип соответствует так называемой "сверхвысокочастотной изменчивости" (АугаиН е1 а1. 1995, В1асктоп

е1 а1. 1984). Для района НЭО по сравнению с восточной Атлантикой характерно смещение основного максимума спектра атмосферного давления в сторону меньших частот, что свидетельствует об ускорении перемещешгя атмосферных образований на данном участке шторм-трека. Автором было выполнено несколько натурных экспериментов по исследованию динамики и энергетики отдельных циклонов. Эти исследования позволили на количественном уровне описать процессы преобразования энергии в циклонах под воздействием потоков тепла из океана. Различные части циклона существенно различаются по абсолютным значениям и вертикальной структуре кинетической энергии, максимальные значения которой устойчиво отмечаются в теплом секторе образования. Вертикальные профили для разных частей циклона показывают, что в передней части максимум отмечается на высоте 9-10 км, в теплом секторе максимум смещается на верхнюю границу пограничного слоя, а в тыловой части формируются два максимума на высотах 2 и 6-7 км. Проведенный анализ показал различный характер процессов в погранслое, слое 0-5 км, содержащем более 90% влага, и в тропосфере выше 5 км. Контраст между передней и тыловой частями циклона в слое 1-5 км возрастает по сравнению с контрастом в слое 0-1 км, а максимум, соответствующий геплому сектору, становится менее заметным и смещается к теплому фронту. Сходным образом ведет себя и влажность, однако, если в :лое 0-1 км значения в тыловой части существенно ниже, чем в передней, то на высотах влажностный контраст между передней и тыло-зой частями нивелируется. В циклоне оценивалась влажная статиче-жая энергия в различных слоях:

ь ь ь

Но,ь = .[ СрТ{Ь + + |ьЧск = Нт -+ [ Ьсф, (32)

ООО

7(е Нт - сухая статическая энергия. Было показано, что горизонталь-гая неоднородность энергетических характеристик в циклоне формируется главным образом в нижней тропосфере и что существуют шутрешше механизмы формирования энергетики циклона, связан-шс с выделением теплоты конденсации выше уровня основания об-гаков и вертикальным перемешиванием, формирующие потоки тепла I влаги от океана в приводном слое. В пользу этого говорит измене-ше вертикальных градиентов д&/дг. Если в нижнем 500-метровом ;лое градиенты в тыловой части близки к нулю, то в слоях 0-1, 0-5 км >тмечается резкое возрастание ЗЭ/Эг в тылу циклона. Была выполне-1а оценка полной и доступной потенциальной энергии циклона, а акже генерации доступной потенциальной энергии оА/б! за счет фа-

зовых превращений. Полная потенциальная энергия составила 2.7-109Дж/м2, а доступная потенциальная - 4.7-10бДж/м2. Максимальная генерация А за счет фазовых превращений отмечалась в слое 850500 гПа и втрое превышала генерацию А в пограничном слое.

В работе также исследовано образование мощных, быстро углубляющихся циклонов непосредственно над субполярным гидрологическим фронтом. Основные механизмы образования связаны с интенсивным локальным увлажнением атмосферы выше погранслоя (Ogura 1982) за счет влажной конвекции. Основным источником влаги является экстремальное испарение в приводном слое в непосредственной близости субполярного фронта. В ходе эксперимента АТЛАНТЭКС-90 с помощью синхронных зондирований с трех судов стационарного полигона удалось описать зарождение и развитие мощного фронтального циклона 9-11 апреля 1990 г., имевшего параметры "метеорологической бомбы" (Sanders 1986). При этом оценки величины потоков скрытого тепла над субполярным фронтом в тыловой части циклона составляли 750-1000 Вт/м2, а явного тепла - 400-600 Вт/м2. Данные учащенного зондирования показали, что при северном выносе в атмосфере возникает поперечная циркуляция над субполярным гидрологическим фронтом, сопровождающаяся подъемом влажного воздуха над приземным фронтом, который затем вовлекается во вторичную циркуляцию на более высоких уровнях.

В экспериментах НЬЮФАЭКС-88 и АТЛАНТЭКС-90 были проведены специализированные измерения структуры атмосферы над субполярным гидрологическим фронтом при его пересечениях для установления основных физических механизмов, управляющих развитием атмосферных образований. Наиболее интересны пересечения гидрологического фронта в тыловой и передней частях среднеширот-ных циклонов при выносе соответственно холодного и сухого или теплого и влажного воздуха (Гулев, Лаппо 1990, Гулев, Тонкачеев 1992). В зоне максимальных трансфронтальных градиентов изменение ТПС происходит очень резко, достигая 10°С на 1 км. Формирующиеся непосредственно над фронтальным разделом градиенты океан-атмосфера могут составлять 10-15° в тыловой части циклона и до -б5 в передней части. Это приводит к возникновению локальных максимумов потоков тепла из океана в атмосферу при выносе с севера i: локальных минимумов при выносе с юга. Величины потоков явного г скрытого тепла в прифронтальной зоне в тыловых частях циклоно! могут достигать соответственно 1000 и 2000 Вт/м2. В передней част! при натекании теплого и влажного воздуха на холодную поверхносп потоки уменьшаются и преимущественно направлены из атмосферы i

26

океан. При этом влагосодержание атмосферы меняется от 15-18 до 59 кг/м2 и рост потенциальной температуры с высотой над холодными водами происходит значительно быстрее, чем над теплыми. .

Процесс выноса теплого воздуха на холодную подстилающую поверхность сопровождается возникновением сразу за фронтальным разделом сильного адвективного тумана. Термическая структура приводного слоя атмосферы регистрировалась зондированиями с помощью привязного аэростата, созданного и разработанного с участием автора (Выставкин и др. 1992). Аэростатные измерения показали, что непосредственно над фронтальным разделом отмечается сильная неустойчивость атмосферы и ее переслоенность с характерным вертикальным масштабом неоднородностей от 10 до 30 м и изменениями температуры до 5°С. Над холодными водами формируется инверси-энный профиль с вертикальными градиентами в нижнем 100-^етровом слое до 1°С на 10 м. При пересечении судном фронтальной юны за 40 минут, в период между 2-м и 4-м аэростатными зондированиями, средняя температура нижнего 120-130-метрового слоя атмо-:феры понизилась от 12-13 до 6-7°С (Гулев, Тонкачеев 1992). Обна-эуженные на основе экспериментальных данных особенности локаль-юй реакции приводной атмосферы на гидрологические фронты в •редних широтах позволили получить достоверные количественные зценки основных механизмов и оценить их роль в крупномасштаб-1ых процессах. Собранные данные и их экспериментальный анализ ;оздали необходимую основу для построения эффективных числен-шх моделей атмосферного пограничного слоя над океаном в средних яиротах (Лыкосов и Тонкачеев 1991).

Шестой раздел посвящен исследованию климатической измен-швости интенсивности синоптических процессов и анализу 'штормового взрыва" Северной Атлантики в 1980-х - 1990-х годах. В ячестве параметра синоптической изменчивости использовались ¡нутримесячные среднеквадратические отклонения где т - период >среднения, х - параметр, которые рассчитывались по срочным дан-шм, а также по данным, предварительно осредненным с масштабами )т 6 часов до 10 суток. Величины среднеквадратических отклонений »ценивались по срочным данным океанских станций погоды для т = 1,6,12,24,48,72,120,180,240 часов и х, соответствующих Т№, Та, е7, 5Т, е, V, Ух, Уу, Ра, С)н, СЬ, Qvx, В работе проанализирована об-цая структура долгопериодной изменчивости внутримесячных сред-геквадратических отклонений для различных параметров. Доля меж-одовой изменчивости максимальна для потоков энергии и скорости

ветра (20-40%) и минимальна для температуры воды (10-25%). Струю тура сезонного хода внутримесячных среднеквадратических отклоне ний сильно изменяется с реличением периода осреднения. Помим< естественного при сглаживании уменьшения амплитуды годовых ко лебаний происходит модуляция младших сезонных гармоник.

Для оценивания трендов и анализа межгодовой изменчивости рассчитывались аномалии внутримесячных среднеквадратических от юхонений различных параметров. Для большинства параметров сттх оцененные по срочным наблюдениям, имели общую тенденцию I уменьшению за период наблюдений для точек погоды, расположен пых в зоне основного Атлантического шторм-трека. Наиболее суще ственно уменьшались среднеквадратичные отклонения скорости ветр; и потоков энергии. То есть, интегральная внутримесячная изменчи вость, описывающая флуктуации основного потока, синоптически* образования и субсиноптическую сверхбыструю изменчивость, стано вилась слабее в течение 1950-х, 1960-х и начале 1970-х годов в сред них широтах Северной Атлантики. Обратная тенденция наблюдалаа в точках погоды "Е" и "М", расположенных в субтропиках и высоки; широтах, где синоптическая изменчивость определяется деградиро вавшими среднеширотными циклонами и полярными циклонами Увеличение периода т фильтрует изменчивость с масштабами меныщ т, т.е. с\ для разных х описывают изменчивость на различных синоп тических масштабах. Наиболее значимые изменения параметро] долгопериодных трендов обнаружены при изменении % от 48 до 72 ча сов и от 120-180 до 240 часов, т.е. при переходе от сверхбыстрой из менчивости к синоптической и затем к изменчивости основного по тока. Для большинства средненшрогных станций погоды значимы' отрицательные тренды ослабевают, а для точек "А", "С" и "I" даж становятся слабоположительными, что свидетельствует об усиленш относительно долгопериодной изменчивости основного потока пр] общем ослаблении синоптической и субсиноптической изменчивости

Для исследования особенностей короткопериодной межгодово] изменчивости внутримесячных статистик различных параметров пр] различных т нами использовалось разложение рядов аномалий сред неквадратических отклонений но эмпирическим ортогональны? функциям (ЭОФ), которые рассчитывались ЭОФ для внутримесячны статистик при различных периодах осреднения. Первая и вторая ЭО<3 описывают вместе от 50 до 70% долгопериодной изменчивости сред неквадратических отклонений большинства параметров. Для давленн и температуры воздуха вклад первой ЭОФ уменьшается с увеличени

ем периода осреднения, а вклад второй ЭОФ увеличивается. Для ветра и потоков энергии наблюдается обратная картина.

Первая ЭОФ пу значимо положительна в среднеширотной западной Атлантике и слабо отрицательна в среднеширотной восточной Атлантике. В высоких широтах, связанных с полярными циклонами, первая ЭОФ с>у отрицательна в западных областях и значимо положительна в восточных. При -с = 120 часов первая ЭОФ среднеквадратичных отклонений скорости ветра отрицательна к югу от 50° с.ш. и преимущественно положительна в центральной и северо-восточной Атлантике, что связано со сменяющими друг друга блокирующими и зональными режимами. Вторая ЭОФ о(У) при т = 3 представляет ди-польную структуру с максимумами в западной и северо-восточной Атлантике. При т > 72 часов, когда сверхбыстрая изменчивость отфильтрована, наблюдается обратная картина, что свидетельствует об усилении роли субсиноптических процессов при ослаблении интенсивности синоптических образований (АугаиН е1 а1. 1995). При увеличении периодов внутримесячного осреднения существенно меняется пространственная структура первых двух ЭОФ для синоптических статистик тепловых потоков. При малых х только в точке "А" обнаруживаются значимо отрицательные величины первой ЭОФ. С увеличением т первая ЭОФ становится отрицательной во всей северозападной Атлантике. Вторая ЭОФ при изменении т от 3-х до 120 часов изменяет зональную дипольную структуру на меридиональную.

С помощью спектрального анализа было обнаружено, что межгодовая изменчивость коэффициентов ЭОФ стх весьма различна для разных т. Когда г достаточно мало, в межгодовой изменчивости первой ЭОФ для большинства параметров преобладают 2-2.5-летние колебания. При относительно больших т межгодовая изменчивость коэффициентов первой ЭОФ представлена 3.8-4.5-летними колебаниями. Вторая ЭОФ демонстрирует обратную тенденцию - слабые 3-3.5-летние колебания коэффициентов разложения при малых х и уменьшение доминирующего периода до 2-2.5 лет при увеличении т. Таким образом, западно-восточная дипольная структура первой ЭОФ для внутримесячных среднеквадрагических отклонений большинства парметров значительно трансформируется с ростом х, и межгодовые колебания коэффициентов характеризуются большими периодами. Для второй ЭОФ с увеличением х зональная дипольная структура трансформируется в меридиональную, и относительно долгопериодные колебания коэффициетов сменяются более короткопериодными.

Нами проанализированы взаимосвязи интенсивности синоптических процессов с изменчивостью ТПО. Во многих работа) (Frankignoul and Hasselmann 1977, Frankignoul 1985, Frankignoul anc Reynolds 1983, Питгербарг 1989) развита физика возбуждения долго живущих аномалий ТПО короткопериодными атмосферными воздействиями, и предложены модели этого механизма, однако в большин стве работ атмосферное возбуждение задается в терминах среднеме сячных величин. В работах Zorita et al. (1992) и von Storch et al. (1993 в качестве параметра возбуждения ТПО использовались среднеквад ратичные отклонения атмосферного давления из COADS-MSTG i получены значимые корреляции с одномесячным запаздыванием между сгра и аномалиями ТПО. Тем не менее, оценки стра по массив; COADS отражают природную синоптическую изменчивость и слу чайные ошибки и не могут быть эффективно использованы из-з; пространственно-временной неоднородности уровня ошибок. Дл; анализа использовалась сумма первых двух ЭОФ стх для различных и аномалий ТПО. Корреляционные функции ЭОФ а\ и ТПО асим метричны, и дают максимум отрицательной корреляции со сдвигом : 1 месяц, что поддерживает гипотезу возбуждения ТПО атмосферныг воздействием в средних широтах. В то же время корреляционные свя зи сильно зависят от периода внутримесячного осреднения, для кото poro оценивалась Наибольшие отрицательные корреляции межд ара и ТПО получены при т - 48 часов для зимнего периода и при т = 120 часов в летний сезон. Для скорости ветра имеется тенденци уменьшения корреляции с увеличением периода осреднения в зимне время. При х = 180 часов корреляция становится даже слабо положи тельной. Максимальная отрицательная корреляция, близкая к -0.' получена при г = 12 часов. Наоборот, в летний период максимальна корреляция обнаруживается при т — 120 часов, т.е. короткопериодна мезомасштабная и субсшюптическая изменчивость не играет опреде ляющей роли в формировании аномалий ТПО.

Таким образом, эффективное синоптическое возбуждение зим них аномалий ТПО связано с относительно быстрыми внетропиче скими циклонами и сверхбыстрой субсиноптической изменчивость« В летнее время возбуждение преимущественно происходит за сче медленно развивающихся циклонов и изменений в режимах основнс го потока. Исследование возбуждения аномалий ТПО внутримеся^ ными флуктуациями потоков явного и скрытого тепла показало, чт это возбуждение наиболее эффективно в осенний период при малых и в весенний сезон при т = 72-120 часов, что соответствует основном

синоптическому периоду. Наибольшие абсолютные значения отрицательной корреляции получены в октябре при г = 12 часов и в марте три т = 120 часов, и они всегда выше, чем корреляции для "чисто" ¡имних месяцев. Это является объяснением обнаруженной Alexander ind Deser (1995) специфической роли зимне-весеннего периода в формировании долгоживущих аномалий ТПО, проявляющихся в последующий осенне-зимний сезон.

Важным следующим шагом стало исследование связи внутриме-:ячных статистик с Северо-Атлантическим колебанием (САК). САК связан о с температурным градиентом между Гренландией и северной Европой, управляемым меридиональным градиентом давления между Зеландией и Азорами, который используется как индекс САК (van -oon and Rogers 1978, Lamb and Peppier 1987, Rogers 1984, Barnston md Lirezey 1987, Hurrell 1995). Рассчитанные внутримесячные синоптические статистики являются эффективными индикаторами САК. Збщая тенденция уменьшения отх за период 1950-х, 1960-х и начала 970-х годов согласуется с уменьшением индекса САК, усилением щклоничности и пространственными смещениями основных шторм-реков (Hurrell 1995, Kushnir 1994). Сопоставление индексов САК и ттх для океанской станции "J" в зимние месяцы (декабрь-февраль) юказало высокую корреляцию между ст(Та) для i = 12 часов и индек-:ом САК для 22 зимних периодов с 1952 по 1973 годы. При возраста-ши индекса САК (фаза GB САК - "Гренландия снизу") среднеши-ютный зональный поток становится более интенсивным и число бы-:трых волновых циклонов увеличивается (Carleton 1988, Ayrault 1995). i противном случае (фаза GA САК - "Гренландия сверху") в восточ-юй Атлантике возрастает количество медленных стационирующих (иклонов, а максимум сверхбыстрой субсиноптической изменчивости мешается в западную Атлантику. Проведенные оценки показывают, [то уже при t > 120 часов корреляции а(Та) и индекса САК становят-я отрицательными, а при т = 180 часов - значимо отрицательными, шализ январских спектров температуры воздуха на станции "J" ползал существенные различия в структуре синоптической изменчиво-ти в спектрах, осредненных за период середины 1960-х годов (GA) и [ачала 1970-х годов (GB). GB-спектр содержит больше энергии в вы-окочастотной области и меньше в диапазоне периодов, больших 3-5 уток. Рассмотрение внутримесячных статистик скорости ветра обнаружило значимо положительную корреляцию с индексом САК при олыиих х, а отрицательные корреляции при малых т будут малы. Та-

ким образом, ст(Та) является эффективным индикатором САК npi фазе GB, а ст(У) обнаруживает более тесные связи при фазе GA.

Общая тенденция уменьшения отх для большинства точек пого ды за 1946-1973 гг. в общем согласуется с уменьшением числа сред неширотных циклонов над Атлантикой в этот период (Reitan 1974 Collucci 1976, Zishka and Smith 1980, Whittaker and Horn 1981, Roebbe 1989, Schinke 1993), характеризовавшийся интенсификацией цикло ничности с последующим переходом к преимущественно антицикло ническим режимам в начале 1970-х годов (Kushnir 1994). Введя коли чественные характеристики синоптической активности, мы увидели что частота возбуждения так же важна, как и его интенсивность, дл аномального нагревания и охлаждения океана, хотя эффективное воз буждение обеспечивается лишь определенными диапазонами, синоп тических процессов, различными для разных параметров и сезонов.

В работе проведен анализ чувствительности оценок атх к выбор алгоритма фильтрации и показано, что, хотя средний уровень о\ ме няется при использовании различных фильтров, долгопериодные : короткопериодные межгодовые изменения атх остаются практическ постоянными и не зависят от выбора алгоритма фильтрации. В рабо тах Thiebaux (1974) и Thiebaux and Pedder (1987) показано, что тради ционная процедура расчета синоптических среднеквадратических от клонений порождает смещение оценок сттх, и предлагается более эф фективный алгоритм так называемого "осреднения соседних суток (adjacent day averaging - ADA - метод). Нами проведено сопоставлено традиционных и ADA-оценок огх и показано, что особенности корот копериодной межгодовой изменчивости в целом сохраняются.

В работе исследована возможность оценивания а\ по данны; попутных наблюдений COADS и адаптивных анализов. Сопоставле ние внутримесячных статистик, рассчитанных по данным COADi показало рассогласование с точками погоды в оценках долготгерпо; пых изменений. Сопоставление с данными анализа NCEP за перис 1950-1973 гг. обнаружило в отличие от COADS, что внутримесячнь: статистики, рассчитанные по данным NCEP, достаточно адскватн описывают междекадную изменчивость. В то же время амплитуды кс роткопериодных межгодовых вариаций достаточно сильно различают ся. В работе преддожен алгоритм оценивания ошибок расчета вну римесячных статистик по данным попутных наблюдений, основа1 ный на генерации ошибок методом Монте-Карло и оценивании чу) ствительности сгхх к типу кластера наблюдений внутри заданно! квадрата. Это позволило получить на основании массива COAD

оценки атх, которые характеризуются относительно равномерным в пространстве уровнем ошибок и могут использоваться для анализа изменчивости интенсивности синоптических процессов с помощью эмпирических ортогональных функций. Расчеты показали, что первая ЭОФ выделяет зоны генерации и регенерации синоптических образований и зону их распространения и развития. Вторая ЭОФ показывает дипольную структуру, связанную с различиями среднеширотных и полярных циклонов. Полученные закономерности несколько отличаются от рассчитанных Zorita et al. (1992), но достаточно хорошо согласуются с результатами Ayrault et al. (1995), получившего существенные различия в изменениях интенсивности синоптических процессов в западной и восточной среднеширотной Атлантике.

Исследование изменений интенсивности синоптических процессов позволило проанализировать так называемый "штормовой взрыв" в Северной Атлантике в 1980-х и начале 1990-х годов, не имеющий однозначного толкования. Результаты, полученные на основе анализа стационарных волновых самописцев в точке погоды "L" и точке "Seven Stones" (Carter and Draper 1988, Bacon and Carter 1991, 1993), демонстрируют рост средней высоты волн примерно на 2% в год (« 30 см в декаду) с конца 1960-х до начала 1990-х годов. Анализ климатических изменений в скорости ветра над Атлантикой, на первый взгляд, согласуется с анализом волнения. В то же время последние исследования показали, что оценки катастрофического роста скорости ветра могут быть сильно завышены из-за исторической неоднородности данных, использования разных эквивалентных шкал Бофорта и роста размеров судов (Ramage 1986, Cardone et al. 1990, Lindau et il. 1990, Schmitt and von Storch 1993, Isemer 1995, Gulev 1995b).

Для анализа климатических изменений волн использовались ви-?уальные наблюдения COADS за период 1964-1993 гг., технология по-тучения, калибрации и анализа которых описана в разделе IV (Gulev 19946, Gulev and Hasse 1996, 1997). По 30-летнему массиву данных Зыли оценены крупномасштабные аномалии высот и периодов волн, гспользованные в анализе трецдовых изменений и межгодовой изменчивости. Значимые тренды высот ветровых волн от 0.1 до 0.23 м ¡а декаду получены в среднеширотной западной Атлантике и тропи-сах. В то же время, не обнаружено значимых изменений в северо-юсточной Атлантике, где наблюдения (Bacon and Carter 1991) показа-1И катастрофический рост волн. Климатические высоты волн, например, для 80%-ной обеспеченности дают для северо-восточной Атлантики, значимые отрицательные изменения за 30-лстний период. Од-тко анализ зыбн показал возрастание зыби во всей Северной Атлан-

33

тике, за исключением западных субтропиков. Максимальные трендо-вые изменения от 0.2 до 0.3 м в десятилетие обнаружены для высот зыби в центральной и восточной среднеширотной Атлантике. Таким образом, драматический рост высоты волн в течение 1970-х - 1990-х гг., инструметально измеренный Bacon and Carter (1991,1993), является следствием возрастания высот зыби, которая не связана с локальным ветром, не свидетельствует о повышении штормовой активности и не представляет значительной опасности для морских операций.

В работе показано, что высоты волн зыби могут расти при отсутствии роста ветровых волн и скорости ветра, что связано с изменениями интенсивности синоптических процессов. Зыбь является в большей степени, чем ветровые волны, пространственно-временным интегратором характеристик поля ветра. Рост высот зыби может быть результатом изменений в продолжительности штормовых периодов, т.е. статистических распределений скалярной скорости ветра, и не увязываться со средней скоростью ветра. Возрастание частоты штормов уменьшает время, доступное для затухания зыби, и обеспечивает более высокий уровень остаточной зыби, с которого начинается формирование новых ветровых волн. Нами исследованы межгодовые изменения среднеквадратических отклонений зональной скорости ветра, осредненные для трех районов вдоль Северо-Атлантическогс шторм-трека, обнаружившие высокую корреляцию (г = 0.76) межад январскими высотами волн зыби и январскими внутримесячными среднеквадратическими отклонениями скалярной скорости ветра. Сопоставлены январских спектров атмосферного давления в точке погоды "L" в синоптическом диапазоне масштабов за периоды 1976-1981 и 1983-1987 гг., между которыми наблюдалось увеличение высот волг зыби на 35 см, показало, что спектр для периода 1983-1987 гг. имее-значительно больше энергии колебаний в диапазоне 1-4 суток. Примечательно, что скорость ветра на точке "L" уменьшилась меяэд двумя этими периодами на 0.2 м/сек. Таким образом, рост высоть волн зыби в северо-восточной Атлантике связан с трендами в интен сивности синоптических и субсиноптических атмосферных пронес сов, а не с ростом средней скорости ветра.

Этот же механизм может управлять и короткопериодными меж годовыми вариациями высот зыби, составляющими до нескольких де сятков сантиметров. 30-летние ряды аномалий высот зыби в средни широтах после удаления тренда были подвергнуты разложению i ЭОФ, а затем по этим разложениям и ЭОФ внутримесячных средне квадратических отклонений атмосферного давления и скорости ветр; рассчитывались канонические корреляции, позволяющие выявит:

[ространственные структуры во взаимодействующих полях, наиболее есно связанные между собой (Дымников и Филин 1985, Zorita et al. 992). Расчеты четко выявили связь между интенсификацией Атлан-ического среднепшротного иггорм-трека и высотами зыби в северо-осточной Атлантике, причем, корреляция между соответствующими ременными компонентами составляет 0.59. В этом смысле зыбь, как [нтегратор статистических свойств полей ветра и давления в синоп-ическом диапазоне масштабов, является эффективным и независи-1ым индикатором режимов циркуляции над Северной Атлантикой и заз Северо-Атлантического колебания, обнаруживая высокую свя-анность как с индексами САК, так и с индексами циклоничности в Неверной Атлантике.

В Заключении сформулированы основные результаты работы:

1. Количественно оценены эффекты пространственно-'времен-гого осреднения при расчете турбулентных потоков между океаном и тмосферой на масштабах от нескольких часов до нескольких десяти-:етий. Добавки к потокам за счет осреднения составляют до нескользи десятков процентов и существенно зависят от выбора параметри-ации "нейтральных коэффициентов". В синоптическом диапазоне 1асштабов найдена связь пространственного и временного осредне-[ия. Оценены региональные особенности проявления эффектов ос-»еднения. Предложены параметризации пространственно-временного юреднения для использования в моделях и климатических расчетах.

2. Выполнен анализ всех источников ошибок в расчетах клима-ических потоков энергии на границе океан-атмосфера. Впервые дос-оверно оценен интегральный уровень ошибок меридионального пе-lenoca тепла и его междекадных изменений. Разработаны и примене-1Ы в массовых расчетах алгоритмы коррекции ошибок в данных и ираметризациях, позволяющие повышать достоверность расчета ^тематических потоков энергии и их межгодовых изменений. Вы-юлнен расчет одних из наиболее достоверных на настоящий момент готоков тепла на границе океан-атмосфера в Северной Атлантике и {сридионалыюго переноса тепла.

3. На основе анализа визуальных волновых наблюдений построена климатология основных параметров ветровых волн и зыби в "еверной Атлантике и впервые выполнен климатический расчет картельного напряжения трения с учетом стадии развития ветрового юлнения. Показано, что индуцированный волнами дополнительный готок импульса климатологически значим и может составлять до 20%

напряжения трения в средних широтах. Оценены эффекты воздействия увеличения напряжения трения за счет взаимодействия ветра и волн на экмановский перенос тепла и массы в океане.

4. Впервые оценена междекадная; изменчивость потоков тепла океан-атмосфера и меридионального теплопереноса в Северной Атлантике. Показано, что междекадные изменения происходят за счет потоков явного и скрытого тепла и рассогласованы по знаку в низких и в высоких широтах. В результате формируются два режима меридионального переноса тепла, существенно различающиеся в среднш широтах. Период 1960-х и 1970-х годов характеризовался транзитов тепла через средние широты и тепловой разгрузкой в субтропиках, I отличие от периодов 1950-х и 1980-х годов. Оцененный уровень ошибок показал, что обнаруженные в средних широтах изменения меридионального переноса тепла значимы.

5. На основании большого объема экспериментальных данны; построено статистическое количественное описание синоптической изменчивости процессов теплообмена океана и атмосферы в средни; широтах. Для районов океанских среднеширотных фронтов предло жена эффективная параметризация, адекватно количественно описы вающая экстремальные величины потоков, связанные с фронтами ) океане, и позволяющая осуществлять оперативный диагноз теплооб мена океана и атмосферы в синоптическом диапазоне масштабов.

6. По данным специализированных натурных эксперименто: проанализирован жизненный цикл атмосферных среднеигиротны синоптических образований при их взаимодействии с океаном. Уста новлена тесная связь траекторий среднеширотных циклонов с харак теристиками океанского субполярного фронта. Количественно оцене ны энергетические характеристики циклонов в различных стадиях и развития и показано, что океанские фронты играют роль энергетиче ского регулятора их жизненного цикла. На основе уникальных экспе риментальных данных описана структура атмосферного пограничног слоя над океанскими фронтами и вскрыты основные механизмь формирующие энергетику циклонов над океанским фронтом.

7. В средних широтах Северной Атлантики выполнен аналя климатической изменчивости интенсивности синоптических процес сов в приводном слое. Обнаружены и количественно оценены трег довые и короткопериодные межгодовые изменения синоптически процессов различных масштабов, определявших уменьшение ишхд сивности атмосферной синоптики в течение 1950-х и 1960-х годов ее последующее возрастание. Количественно оценены взаимосвяз

36

между интенсивностью синоптических процессов и аномалиями ГПО. Оценена роль сверхбыстрой субсиноптической изменчивости, среднеширотных циклонов и изменений основного потока в формировании аномалий ТПО в различные сезоны и в разных районах. Установлена связь межгодовых колебаний интенсивности синоптических процессов с фазами Северо-Атлантического колебания.

8. Проведен анализ катастрофического возрастания штормовой 1Ктивности Северной Атлантики в 1980-е и 1990-е годы. Для всех параметров ветрового волнения впервые получены количественые оценен долгопериодной климатической изменчивости. Показано, что ка-кущийся "штормовой взрыв" в Северо-восточной Атлантике не свя-Ш1 с ростом высот ветровых волн или скорости ветра, а определяется климатическим увеличением высот зыби. Рост зыби связан с изменениями частоты штормов, а не средней скорости ветра, и объяс-тяется в терминах изменения интенсивности синоптических процессов. Показано, что зыбь является эффективным независимым инди-сатором Северо-Атлантического колебания.

Приложение 1. Основные публикации по теме диссертации.

I. Гулев С.К. ,Лаппо С.С. Крупномасштабное взаимодействие атмосферы и океана (обзор). - Обнинск: ВНИИГМИ-МЦД, 1985. - 96 с.

I. Гулев С.К., Jlanno С.С., Селеменов K.M. Современное состояние океанографических исследований для долгосрочных прогнозов погоды (обзор). - Обнинск: ВНИИГМИ-МЦД, 1986. - 32 с.

5. Гулев С.К., Лаппо С.С. Зональный климат Мирового океана. Фазовые различия, тепловые потоки, межширотный обмен. II Метеорология и щдролотия. - 1986. - № 10., 76-84.

I. Гулев С.К., Лаппо С.С. Меридиональные потоки в океане и в атмосфере. // Итоги науки и техники. Атмосфера, океан, космос - про1рамма "Разрезы". - М„ ВИНИТИ, 1986. - т.6., 273-294.

5. Гулев С.К., Рябуха В.Н. Об интерпретации данных измерений гидроме-теопараметров в приводном слое атмосферы. - В кн.: Гидрометеорологические закономерности формирования среднеширотных энергоактивных областей Мирового океана. М. Гидрометеоиздат,1986, 98-104.

). Гулев С.К., Лаппо С.С. Интегральные характеристики теплообмена в энергоакгивных областях Северной Атлантики. "Численное моделирование климата Мирового океана". М. ОВМ АН СССР, 1986, 48-59.

L Гулев С.К., Колинко A.B., Лаппо С.С., Рябуха В.Н. Сезонная изменчивость теплообмена между океаном и атмосферой в Ньюфаундлендской энергоактивной области. - В кн.: Гидрометеорологические закономерности формирования среднеширотных энергоакгивных областей Мирового океана. - М.: Гвдрометеоиздат, 1986, С. 105-123.

i. Гулев С.К., Колинко A.B., Рябуха В.Н., Шаталов Ю.П. Оценка информативности полигонных аэрологических наблюдений в Ньюфаунд-

левдской энергоактивной области. - В кн.: Гидрометеорологически« закономерности формирования среднеширотных энергоактивных областей Мирового океана. - М.: Гидрометеоиздат, 1986, С. 124-131.

9. Гулев С.К., Тихонов В.А. Межгодовые изменения теплового баланса Се

верной Атлантики и меридиональный теплоперенос. // Итоги науки i техники. Атмосфера, океан, космос - программа "Разрезы". - М. ВИНИТИ, 1987. - Т.7. - С. 332-341.

10. Гулев С.К., Колинко А.В., Jlaimo С.С. Взаимодействие океана и атмо

сферы в Ньюфаундлендской энергоактивной области в условиях ано мальных атмосферных ситуаций. - Метеорология и гидрология, 1987 № 8, С. 63-70.

11. Гулев С.К., Колинко А.В. Об интерпретации данных полигонных гид

рометеорологических наблюдений в энергоактивных областях океана - Метеорология и гидрология, 1987, № 12, С. 54-61.

12. Волкова Г.П., Гулев С.К., Лашю С.С. Межгодовая динамика теплооб

мена Северной Атлантики с атмосферой. // Итоги науки и техники Атмосфера, океан, космос - программа "Разрезы". - М., ВИНИТИ 1987. -Т.9. - С. 65-135.

13. Волкова Г.П., Гулев С.К., Лаппо С.С. Многолетняя динамика потоко:

тепла и испарения в Северной Атлантике. - Итоги науки и техники Атмосфера, океан, космос - программа "Разрезы". - М., ВИНИТИ 1987. - Т.8. - С. 355-361.

14. Гулев С.К., Jlanno С.С., Тихонов В.А. Межгодовая динамика интегралъ

ных характеристик теплового взаимодействия Северной Атлантики атмосферой. // Изв. АН СССР. ФАО. - 1988. - Т. 24, № 8. - С. 861-872

15. Гулев С.К., Кадеев Д.Г., Яшаяев И.М. О синоптической изменчивоси

температуры поверхности океана в районе Гольфстрима и Северо Атлантического течения. - Океанология, 1988, Т. 28, № 5.

16. Волошин А.В., Гулев С.К. О синоптической изменчивости турбулентны

потоков тепла и влаги во фронтальной области Ныофаундлевдско энергоактивной зоны. - Труды ГОИН, вып. 191, 1988.

17. Гулев С.К., Колинко А.В. Синоптическое взаимодействие океана и ат

мосферы. - Итоги науки и техники. Атмосфера, океан, космос - про грамма "Разрезы". - М., ВИНИТИ, 1989. - Т.13.

18. Гулев С.К., Колинко А.В. Роль климатических, сезонных и синопгиче

ских процессов в энергообмене океана и атмосферы. - Итоги науки техники. Атмосфера, океан, космос - программа "Разрезы". - М ВИНИТИ, 1989. - Т.9. I9é Волошин А.В., Гулев С.К., Чугунов А.Н. О взаимодействии атмосфег ных барических образований с океаном в Ньюфаундлендской энергс активной зоне. - Метеорология и гидрология, 1989, вып. 2, С. 60-71.

20. Лаппо С.С., Озмидов Р.В., Волков Ю.А., Гулев С.К., Колинко А.В

Малевский-Малсвич С.11. Эксперимент "газрезы" - НЫОФАЗКС 88. - Метеорология и гидрология, 1989, № 9, С. 67-77.

21. Гулев С.К., Украинский В.В. Роль различных временных масштабов

процессах энергообмена океана и атмосферы. Изв. АН ССС] сер.ФАО, 1989, Т. 25, № 7, С. 675-687.

22. Gulev, S.K., 1989: Variations of surface fluxes and meridional heat transpo

in the Atlantic. - Report of the 6th Session of the SCOR/IOC CCC Atlantic Panel, Kiev, May, 1989, IOC., p. 21-26.

23. Гулев C.K., Колинко A.B. Синоптическая изменчивость процессов тег

ловлагообмена океана и атмосферы в среднеширотных фронтальнь зонах океана. - Метеорология и гидрология, 1990, № 9, С. 85-92.

24. Гулев С.К., Колинко A.B. Энергообмен на границе океан-атмосфера:

синоптическое взаимодействие. - В кн.: Локальное взаимодействие океана и атмосферы в Ньюфаундлендской энергоактивной области (НЬЮФАЭКС-88). - М.: Гидрометеоиздат, 1990, С. 92-105.

25. Гулев С.К., Зверяев И.И. Амплигудно-фазовые характеристики терми-

ческих и барических полей в тропосфере северного полушария. Изв. АН СССР, сер. ФАО, 1990, Т. 26, № 5, С. 467-482.

26. Беляев К.П., Гулев С.К., Лаппо С.С., Тсрещенков В.П. Применение че-

тырехмерного анализа гидрофизических полей для оценки теплового баланса океана. - Изв. АН СССР, ФАО, 1990, 26, 1098-1102.

27. Гулев С.К., Яшаясв И.М. Пространственно-временные масштабы си-

ноптических неоднородностей поля температуры поверхности океана в районе Гольфстрима. - Океанология, 1990, Т. 30, вып. 6, С. 507-512.

28. Гулев С.К., Лаппо С.С. Механизм локального взаимодействия океана и

атмосферы в зоне субполярного гидрологического фронта Северной Атлантики. - ДАН, 1990, Т. 315, № 3, С. 712-716.

29. Лаппо С.С., Гулев С.К. Особенности крупно- и среднемасштабного

взаимодействия океана и атмосферы в средних широтах. Локальное взаимодействие океана и атмосферы в Ньюфаундлендской энергоактивной области (НЬЮФАЭКС-88). М.Гидрометеоиздат, 1990, 184-197. J0. Гулев С.К., Зверяев И.И. Характеристики климатической изменчивости термобарических полей в тропосфере северного полушария. - В кн.: Локальное взаимодействие океана и атмосферы в Ньюфаундлендской энергоактивной области (НЬЮФАЭКС-88). - М.: Гидрометеоиздат, 1990, С. 300-320.

$1. Гулев С.К., Яшаяев И.М. О связи пространственных градиентов и временной изменчивости поля температуры поверхности океана. - В кн.: Локальное взаимодействие океана и атмосферы в Ньюфаундлендской энергоактивной области (НЬЮФАЭКС-88). - М.: Гидрометеоиздат, 1990, С. 321-329.

(2. Гулев С.К. Эффекты временного и пространственно-временного осреднения при оценке энергообмена океана и атмосферы в районе субполярного гидрологического фронта. - В кн.: Локальное взаимодействие океана и атмосферы в Ньюфаундлендской энергоактивной области (НЫОФАЭКС-88). - М.: Гидрометеоиздат, 1990, С. 133-142. >3. Лаппо С.С., Гулев С.К., Рождественский А.Е. Крупномасштабное тепловое взаимодействие в системе океан-атмосфера и энергоактивные области Мирового океана. - Л.: Гидрометеоиздат, 1990. 336 с.

4. Гулев С.К. Эффекты пространственно-временного осреднения в оцен-

ках параметров энергообмена океана и атмосферы. - Изв. АН СССР, сер. ФАО, 1991, Т. 27, № 2, С. 204-213.

5. Гулев С.К., Лаппо С.С., Терещенков В.П. Мониторинг климатических

изменений Мирового океана. - Изв. АН СССР, сер. ФАО, 1991, Т. 27, № 10, С. 1043-1053.

6. Гулев С.К., Зверяев И.И., Мохов И.И. Вертикальный температурный

градиент в тропосфере в зависимости от приповерхностного температурного режима. - Изв. АН СССР, ФАО, 1991, Т. 27, № 4, С. 419-430.

7. Гулев С.К. О чувствительности балансовых расчетов меридионального

переноса тепла к оценкам отдельных параметров. - Морской гидрофизический журнал, 1991, N° 5.

8. Гулев С.К., 'Гонкачеев Е.Б. Локальная реакция атмосферного погранич-

ного слоя на среднеширотный гидрологический фронт. - ДАН, 1992, Т. 326, № 2, С. 371-375.

39. Гулев С.К., Яшаяев И.М. Характеристики изменчивости температуры

поверхности Атлантического океана на различных пространственно-временных масштабах. - Морской гидрофизический журнал, 1992, № 1, С. 43-50.

40. Гулев С.К., Иванов Ю.А., Колинко А.В., JIanno С.С., Морозов Е.Г.

Эксперимент АТЛАНТЭКС-90. - Метеорология и гидрология, 1992. № 5, С. 51-61.

41. Выставкин О.Г., Гулев С.К., Лобода B.C., Мелехии B.C., Тонкачесв

Е.Б., Шепеленко С.М., Яхимюк С.В. Исследование агмосферногс пограничного слоя над океаном с помощью привязного аэростата. -Метеорология и гидрология, 1992, № 3, С. 51-55.

42. Гулев С.К., Колинко А.В., Лаппо С.С. Синоптическое взаимодействие

океана и атмосферы в средних широтах (монография). - С.-П.: Гид-рометеоиздаг, 1994, 320 с.

43. Gulev, S.K., 1994а: Influence of space-time averaging on the ocean-

atmosphere exchange estimates in the North Atlantic mid latitudes J.Phys.Oceanogr., 24, 1236-1255.

44. Gulev, S.K., 1994b: North Atlantic wind waves climatology from COADS

Tech.Rep. Contract WE/94-176, Institute fur Meereskunde, Kiel, 43 pp with 76 figures.

45. Gulev, S.K., 1994c: Role of the ocean in climate change. Proceedings of the

Ocean Climate Data Workshop. Ed.J.Churgin,GSFC, MD, USA,51-64.

46. Gulev, S.K., and J. Tonkacheev, 1994: On the parameterization of sea-ai

interaction over SST fronts in the North Atlantic. Volume of reports of tht International Symposium on sea-air interface. Kluwer Publ. Ed.G.Geernaert, W.Plant, 46-54.

47. Gulev, S.K., 1995a: Comparison of COADS winds with SNMC climatology

and measurements in the North Atlantic. - Proceedings of the Internationa COADS Winds Workshop, Kiel,1994, NOAA/IFM, 121-131.

48. Gulev, S.K., 1995b: Long-term variability of sea-air heat transfer in thi

North Atlantic Ocean. IntJ.Climatol., 15, 825-852.

49. Gulev, S.K., 1996a: Decadal variability of the sea-air fluxes and meridiona

heat transport in the North Atlantic. In: Decadal Climate variability JCESS/CLIVAR vol. Ed. V.Mehta, 79-91.

50. Gulev, S.K., 1996b: Verification of air-sea flux fields. Air-Sea flux fields fo

forcing ocean models and validating GCMS. WCRP/WMO-762, 171-182.

51. Gulev, S.K., and L. Hasse, 1996: Preliminary estimates of the North Atlanti

wind stress fields from visually observed wave data. Int. WOCE Newslettej v.24, p. 12-16.

52. Gulev, S.K., 1997a: Climate variability of the intensity of synoptic processe

in the North Atlantic Midlatitudes. J.Climate, 10, № 4, 568-589.

53. Gulev, S.K., 1997b: Climatologically significant effects of space-tim averaging in the North Atlantic sea-air flux fields. J.Climate, 10, N 9.

54. Gulev, S.K., 1997c: Calibration of COADS Release la winds wit instrumental measurements in the North-West Atlantic. Journal с Atmospheric and Oceanic Technology, submitted, subject of revision.

55. Gulev, S.K., and L. Hasse, 1997: North Atlantic wind waves and wind stre;

fields from voluntary observing data. J.Phys.Oceanogr., 27, resubmittec subject of revision.

56. Gulev, S.K., 1995c: Sea-air interaction in the ocean forecasting. In: Ocea

Forecasting: ESF Science and Observing Mission, EdJ.Woods, NERC Wormley, UK, p.73-86.

57. Cattle,H.,Y.Desaubies,S.GuIev,Т. Joyce,D.Roemmich,R.Schmitt, 1997: Ocean

DecCen module for CLIVAR Implementation Plan. WCRP/WMO, 124 pp.

58. Gulev, S., 1997d: Intercomparison and -validation of the ocean-atmosphere

flux fields: current state and strategy. In: Task group report on air-sea fluxes WCRP/WMO, p.36-49.

59. Cotton, D., S. Gulev and A.Sterl, 1997: Intercomparison of visual estimates

of the ocean waves with model wave hindcast, remotely sensed data, and in-situ measurements in the North Atlantic. -Annales Geophysicaie, Suppl. 1997, April.

Приложение II. Осяовпые доклады по теме диссертации

• Всесоюзные научные конференции по программе "РАЗРЕЗЫ", Одесса, 1986, 1988, 1990 гг.

• XIV General Assembly of European Geophysical Society, Barcelona, Spain, 1993

> Третий съезд советских океанологов, Ленинград, 1988 г.

. Ocean Climate Data Workshop, GSFC, Green Belt, USA, 1992

> International Workshop "Atlantic Ocean Climate Changes", Moscow, Russia, 1992.

> European Conference on The Ocean Forecasting, Sapri, Italy, 1993

> XXI General Assembly of European Geophysical Society, Wiesbaden, Gemany, 1993

> International Symposium on Sea-Air Interface, Marsielle, France, 1993

> IMGA-school on the ocean and atmosphere modelling, Modena, Italy, 1993

> SFB - research seminars, IFM, Kiel, 1993, 1994, 1995

> Workshop of the Atlantic Climate Studies Panel, Princeton, USA, 1994

> International Global heat budget workshop, ECMWF, Reading, England, 1994

> European Confemce on the Global Energy and Water Cycle, London, England, 1994

> International COADS Winds Workshop, IFM,Kiel, Germany, 1994

> 3rd Intern. Conference on Modelling Climate Change, 1995,Hamburg, Germany

> WCRP Workshop on Air-Sea Fluxes for circulation models, 1995, ECMWF, Reading, England, 1995

• Southampton Oceanography Centre Seminar, Southampton, England, 1995

> 8-th Conferense on the Sea-Air Interaction, AMS-76, Atlanta, USA, 1996

» CLIVAR/JCSES Workshop on Interdecadal Changes, Columbia, USA, 1996 » Семинар "Изменения Климата" (рук. Марчук Г.И.), ИВМ, Моска, 1996

> National Oceanographic Data Center Seminar, Silver Spring, USA, 1996

> National Environmental Prediction Centers Seminar , Washington DC, USA, 1996

> XXII General Assembly of European Geophysical Society, Den Haag, The Netherlands, 1996

i Joint SOC/ECMWF research seminar, England, 1996

i Workshop on Interdecadal Changes in the North Atlantic, Moscow, Russia, 1996

> CLIVAR DecCen Workshop on the sea-air interaction, Vancouver, Canada, 1996

• Seminar at the University of Washington, Seattle, USA, 1996

■ DecCen Climate Variability Workshop, Villefranche sur Mer, France, 1996

> Research Seminar of the Department Oceanography from Space, IFREMER, Plouzane, Brest, France, 1996

> XXII General Assembly of European Geophysical Society, Vienna, Austria. 1997