авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |

«Е. И. Серяков Д ОЛ ГОСРОЧН Ы Е ПРОГНОЗЫ ТЕПЛОВЫ Х ПРОЦЕССОВ В СЕВЕРНОЙ АТЛАНТИКЕ Под редакцией канд. геогр. наук Л. И. СКРИПТУНОВОЙ ...»

-- [ Страница 3 ] --

Д л я рассмотренных районов Северной Атлантики усиление антициклонической циркуляции соответствует понижению тем­ пературы, а усиление циклонической деятельности — ее повы­ шению. Эту связь можно объяснить следующим образом. При преобладании антициклонической циркуляции на океан прихо­ дит воздух с северных районов Америки и, следовательно,, увеличиваются потери тепла океаном. С таким направлением переноса воздушных масс связано такж е усиление Восточно Гренландского и Л абрадорского течений. Д л я установления ста­ тистической связи меж ду циркуляцией атмосферы и температу­ рой воздуха над Атлантическим океаном Н. А. Белинский сопоставил температуру воздуха на станции Н анарталик, рас­ положенной на южной оконечности Гренландии, с индексами атмосферной циркуляции над указанным выше районом. Эта статистическая связь характеризовалась г = —0,67. Известно, что потери тепла поверхностью океана в значительной степени опре­ деляю тся разностью температур воды и воздуха, но поскольку температура воды от года к году изменяется в сравнительна узких пределах, то колебания температуры воздуха над океаном можно рассматривать как показатель изменчивости потерь тепла, происходящих в холодную половину года. Корреляция между температурой воздуха на станции Н анарталик, осреднен ной за период октябрь — март, и температурой воды за апрель— сентябрь в каж дом из восьми квадратов Смеда оказалась очень тесной. Например, в квадрате А г = 0,79, в квадрате В г = 0,80.

Высокие коэффициенты корреляции указы ваю т на существова­ ние зависимости между рассмотренными элементами, однако по мере удаления от Гренландии коэффициенты корреляции меж ду температурой воздуха на станции Н анарталик и темпе­ ратурой воды в более южных квадратах Смеда уменьшаются.

А. И. К аракаш разработал метод прогноза температуры воды в теплую, часть года, основываясь на учете потерь тепла через поверхность моря в осенне-зимний период и количестве тепла, приносимого в Баренцево море из Северной Атлантики. З а по­ казатель потерь тепла взята температура воздуха на о. Ш пиц­ берген, за показатель адвекции тепла течениями — интенсив­ ность циклонической и антициклонической деятельности над Северной Атлантикой и Баренцевым морем.

Таким образом, выявленные физические закономерности формирования летних аномалий температуры воды в Северной Атлантике и Баренцевом море позволили Н. А. Белинскому и А. И. К аракаш у разработать методы прогноза температуры воды в теплую часть года без использований-долгосрочных про­ гнозов погоды. В качестве предикторов авторы использовали температуру воздуха на какой-либо достаточно репрезентатив­ ной островной станции за предшествующую холодную половину года (октябрь—м арт), индексы циркуляции атмосферы и тем­ пературу воды в районе, для которого составляется прогноз.

В настоящее время вместо индексов циркуляции атмосферы в методах прогноза температуры воды используются сочетания различных коэффициентов разлож ения поля атмосферного д ав­ ления по естественным составляющим [65—68, 95].

5.3. Прогноз температуры воды деятельного слоя Баренцева моря Д л я разработки методов долгосрочного прогноза темпера­ туры воды в качестве предикторов широко используются р аз­ личные показатели атмосферной циркуляции. Д. А. Дрогайцев использовал для прогнозов атмосферных осадков, стока рек и температуры воды в море поля температуры воздуха, осред ненные по вертикали между изобарическими поверхностями 1000 и 500 мбар, т. е. в нижнем слое толщиной около 5 км [80].

В сезоне предзимья обычно формируются наиболее существен ные черты метеорологических и гидрологических особенностей наступающего года. Д. А. Дрогайцев определяет сезон пред­ зимья с 1 октября по 31 декабря, в отличие от определения предзимья в синоптической метеорологии с его меняющимися во времени границами. И зучая структуру полей температуры в нижнем 5-километровом слое атмосферы, Д. А. Дрогайцев заметил существенные различия в предзимьях перед засуш ­ ливым и дождливым летом, перед годом с малым и большим стоком рек или с высокой и низкой температурой воды слоя О—200 м на разрезе «Кольский меридиан». Это объясняется тем, что многолетние колебания указанных гидрометеорологических характеристик предопределяются главным образом колеба­ ниями в атмосферной циркуляции. В основе этой связи между полями индексов тепла и холода в средней тропосфере за се­ зон предзимья, введенными Д. А. Дрогайцевым, и аномалиями температуры воды в Баренцевом море лежит взаимодействие океана и атмосферы.,:..

Гипотеза о взаимодействии океана и атмосферы, впервые сформулированная В. Ю. Визе, состоит в следующем [51, 52].

В годовом цикле теплообмена океана с атмосферой в сезоне предзимья происходит существенное охлаждение морей и океа­ нов. В зависимости от типа и интенсивности атмосферных про­ цессов выхолаживание может быть сильным или слабым. При большой теплоотдаче поверхностного слоя океана формируется отрицательная аномалия температуры воды и, наоборот, при слабом выхолаживании образуется положительная ее анома­ лия. Если в предзимье и зимой в процессе взаимодействия двух сред определяющей является атмосфера, то весной и летом более активным становится океан. В зависимости от степени предшествующего осенне-зимнего вы холаж ивания и сложив­ шейся в связи с этим положительной или отрицательной анома­ лии температуры воды и ледовитости в летние месяцы гидро­ сфера в значительной мере определяет характер развития атмо­ сферных процессов.

Д л я количественной оценки атмосферной циркуляции в р а ­ ботах [80, 116] использовались карты О Т ^ 0. осредненные по естественным синоптическим периодам. Н а картах ОТщю четко вырисовываются очаги тепла и холода, позволяющие определять пути переноса тепла из тропиков и холода из Арктики (рис. 26).

Очаги тепла и холода количественно оцениваются отклонениями геопотенциала OT?j$0 от средних многолетних значений.

В практике долгосрочных гидрометеорологических прогно­ зов уж е не раз высказывалось предположение о том, что прог­ ностические указания на будущее содерж ат не все периоды, а лишь те из них, которые в каком-либо отношении обладаю т экстремальными характеристиками. Поэтому в прогностические уравнения заклады вается полусумма наибольших и наимень­ ших значений аномалий ОТЦЦ^ за сезон предзимья. Эта вели­ чина названа Д. А. Дрогайцевым индексом меридионального переноса тепла и холода в средней тропосфере.

Индексы меридионального переноса тепла использовались при составлении прогноза температуры воды деятельного слоя на стандартных разрезах Баренцева моря. О казалось, что сред­ ние месячные и средние сезонные температуры воды в слое от поверхности до дна хорошо коррелируются с индексами тепла и холода в атмосфере предшествующего предзимья. Так, напри­ мер, для разреза «Кольский меридиан» индексы вычислялись на пересечении параллелей 70 и 75° с. с меридианами 20 и 40° в.

Способом прямолинейной интерполяции в направлениях п ар ал ­ лелей и меридианов находилось суммарное значение индексов по формуле 39/7520 + 81/ 75,40 + 91/ 70,20 + 189/ 70, 5 = -----------------------2 ^ ----------------------. (5.2) В табл. 19 приведены коэффициенты корреляции между аргументом S x - x n и tw слоя 0—200 м на разрезе «Кольский меридиан», а для сравнения даны коэффициенты корреляции — X— II X инерционной связи tw того ж е слоя с tw в предшествующем предзимье [80].

К ак видно из табл. 19, тесная связь меж ду атмосферными процессами в предшествующем предзимье и средними месяч­ ными температурами воды в последующие месяцы сохраняется почти весь год, исчезая только в декабре. Это объясняется тем, что осенне-зимнее выхолаживание сказывается на температуре воды в значительной толще, тогда как весенне-летний прогрев затрагивает лишь верхние слои моря, и поэтому аномалия тем ­ пературы воды, сложивш аяся зимой, обычно сохраняется до следующего предзимья. Д ругая причина сохранения знака ано Рис. 26. П оля индексов меридионального переноса тепла и холода в тропо­ сфере за предзимья различных лет.

а —1 5 г.;

б —1 6 г.

99 малии температуры воды в течение длительного времени заклю ­ чается в устойчивости самих макромасш табных атмосферных процессов. Видимо, тип атмосферной циркуляции формируется в осенне-зимний период и доминирует над другими формами, атмосферной циркуляции в течение многих месяцев. Выявленная, для стандартных океанографических разрезов зависимость тем­ пературы воды от атмосферных процессов предзимья свой­ ственна всему Баренцеву морю. И так, поле индексов меридио­ нального переноса тепла и холода в атмосфере за предзимье предопределяет леж ащ ее под ним поле температуры воды слоя:

в несколько десятков метров.

Таблица 19. Коэффициенты корреляции между индексом меридионального переноса тепла и холода в тропосфере и температурой слоя воды (rs, tw), а также инерционные связи (гИнерц) XII I II III IV V VI VV II III IX X XI Месяц 0,83 0,86 0,81 0,73 0,79 0,74 0,72 0,65 0,81 0,70 0,54 0,06.

rS, tw 0,63 0,37 0,25 0,35 0,31 0,29 0,11 0,17 0,25 0,19 0,28 -0, гинерц Т ак как регулярных глубоководных наблюдений в открытом океане крайне мало, но по акваториям морей и океанов состав­ ляю тся синоптические карты, то метод Д рогайцева открывает возможность составлять долгосрочные прогнозы температуры воды на синоптической основе.

При составлении оперативных прогнозов температуры воды пришлось ввести дополнительно предшествующую температуру и тем самым уменьшить заблаговременность этих прогнозов.

В работе В. В. Крыловой и Е. И. Серякова [116] были получены уравнения регрессии для составления оперативных прогнозов, температуры воды в слое 0—200 м:

разрез «Кольский меридиан»

“ 1 1= 0,6*5“ ХП+ 0,0 3 5 * + 0,7 2, 1 (5. ^ J ' ' VI= 0, 9 U i ~ 111+ 0,0 2 5 * + 0,0 1, (5.4 ) 1I- IX= 0,8 7 V-VI+ 0,0 1 S * + 1,8;

(5. разрез «м. Н ордкап — о. Медвежий»

^ Г ш = 0 )5 7 4 ~ ХП+ 035* + 1,3 (5.6) C " v l= 0, 9 3 f i r UI- 0, 0 1 5 * + 0 10, (5.7) г Г - 1Х= 0, 6 3 ^ - у1- 0, 0 1 5 * + 2,9, (5-8) где S * — индекс меридионального переноса тепла и холода в тропосфере в предшествующем предзимье над районом дан­ ного стандартного разреза.

Д л я ряда, по которому выводились уравнения регрессии (5.3) — (5.8), получены следующие статистические хар„актери+ стики. Коэффициенты корреляции между влияющими ф акто­ рами и прогнозируемой средней квартальной температурой воды слоя 0—200 м, например для разреза «м. Нордкап — о. М едвежий», были равны 0,67 и 0,68 соответственно, а связь меж ду предикторами характеризовалась коэффициентом кор­ реляции, равным 0,41. Множественный коэффициент корреля­ ции во всех случаях составлял свыше 0,80. Проверка выш еука­ занных уравнений регрессий на зависимом ряде лет показала высокую обеспеченность (73—85% ). Эта методика успешно при­ меняется в оперативной работе по обслуживанию рыбохозяй­ ственных организаций.Северного промыслового бассейна.

5.4. Прогноз температуры поверхностного слоя в северо-западной Атлантике Температурный режим южной части пролива Дейвиса в зн а­ чительной степени определяется влиянием Лабрадорского, З а ­ падно-Гренландского и Северо-Атлантического течений. В осен­ не-зимний период года температура воды существенно зависит от интенсивности выхолаживания [136— 138]. Однако при анализе факторов, влияющих на формирование аномалий температуры воды в зимние месяцы в районе судна погоды «В», оказалось, что температура воды в данном районе теснее связана с х ар ак ­ теристиками атмосферной циркуляции осенних месяцев, чем с сопутствующими зимними циркуляционными и температур­ ными процессами в атмосфере. Д а ж е появление крупных ано­ малий температуры воздуха в каком-либо зимнем месяце над районом северо-западной Атлантики несущественно сказывается на тепловом состоянии вод этого района. Значительное времен­ ное запазды вание изменений температуры воды в районе судна погоды «В» по отношению к атмосферным процессам дает воз­ можность разработать метод прогноза температуры воды по­ верхностного слоя без использования долгосрочного метеороло­ гического прогноза. В табл. 20 приведена обеспеченность инер­ ционных и климатологических прогнозов температуры воды в районе судна погоды «В» [44].

И з табл. 20 следует, что обеспеченность инерционных прог­ нозов лишь для м арта выше природной обеспеченности. Время сохранения аномалии средней месячной температуры поверх­ ностного слоя зимой чащ е всего не превышает одного месяца, поэтому инерционные связи не могут существенно улучшить прогностические зависимости.

Исследования, проведенные В. М. Булаевой, показали, что д л я прогнозирования температуры воды зимних месяцев необ­ ходимо рассчитывать интенсивность вы холаж ивания в ноябре.

При этом большое значение имеют общие условия теплообмена с атмосферой над всей западной частью Северной Атлантики.

Т а б л и ц а 20. О беспеченность п рогн озов тем п ер ату р ы вод ы по д анны м с у д н а погоды «В», с о ставл ен н ы х н а учете инерции тепловы х проц ессов (Ринерд), и п р и р о д н ая (Рпр) I II III Месяц XII 57 35 : Р инерц°/о 61 65 ' Рпр®! Составление прогнозов большой заблаговременности воз­ можно такж е на учете циклических колебаний средних месяч­ ных полей атмосферного давления, температуры воды и воз­ духа. Спектральный анализ рядов температуры воды и других элементов по данным судов погоды показал значительную энер­ гию колебаний на периодах от 5 до 7 месяцев [56, 106, 140, 141, 154]. Существование таких колебаний гидрометеорологических характеристик в Северной Атлантике создает некоторую основу для разработки метода прогноза температуры воды большой заблаговременности.

В. М. Булаевой получены уравнения для прогноза темпера­ туры воды в районе судна погоды «В» в зимние месяцы. В к а ­ честве аргументов использовались разность давления воздуха по эффективным направлениям,, температура воды на судне по­ годы «К» и изменение теплосодержания в районе судна погоды «А». Атмосферное давление оказывает влияние на темпера­ турный режим пролива Дейвиса, где проводило наблюдения судно погоды «В», как путем изменения скорости вы холаж и­ вания, так и вследствие изменчивости интенсивности Б аф ф и­ нова течения. Температура воды в январе в районе судна по­ годы «К» со сдвигом на два года раньше оказы вает влияние на тепловой режим рассматриваемого района в 'с в я зи с квази двухлетней цикличностью, обусловленной смещениями поло­ ж ения азорского максимума. Судно погоды «К», находящееся в зоне антициклонического круговорота вод системы Гольф­ стрим, вследствие горизонтальной однородности поля темпера­ туры воды в данном районе отраж ает изменения теплосодерж а­ ния деятельного слоя весьма обширной области Северной Ат­ лантики. Изменение теплосодержания в районе судна погоды «А» служит эффективным показателем теплозапаса вод За падно-Гренландского течения, которое оказы вает влияние на режим пролива. Дейвиса.

П ри выявлении других влияющих факторов оказалось, что изменение теплосодержания в весенние месяцы в районе судна погоды «В» имеет обратную связь с температурой воды в ноябре. Чем интенсивнее происходит повышение теплосодер­ ж ания деятельного слоя весной, тем больше вероятность появ­ ления отрицательной аномалии температуры воды в холодном полугодии.

Связь температуры воды на судне погоды «В» зимой с гра­ диен там и давления воздуха в предшествующем году обнару­ жена по направлениям — суда погоды «С»—«J»;

«К»—«М»;

«D »—«J»:

(5.9) Л Р -К -М, Оказалось, что, чем больше разность давления воздуха по рассмотренным направлениям, тем сильнее весной мигрирует исландский минимум в западном направлении. Очевидно, связь характеристиками предыдущей зимы осуществляется при по­ с средстве весенних циркуляционных процессов.

Д л я th в районе судна погоды «В» обнаружена связь с twU на судне погоды «С», которая характеризуется г= 0,60. Аналогично установлена зависимость tw на судне погоды «В» с Й ш на судне погоды «D». Вероятно, эта связь обусловлена полугодовыми ко­ лебаниями теплового режима Северной Атлантики.

И так, выявленные статистические связи термического ре­ жима в северо-западной Атлантике с характером атмосферной циркуляции, колебаниями в системе течений и цикличностью процессов позволили В. М. Булаевой получить следующие урав­ нения регрессии для прогноза температуры воды поверхностного.слоя в районе судна погоды «В»:

^ И= 0,0 5 [Р а (3) - Р а (2)] + 0,2 4 * а (C )VII - 0,07AQ (K )iv+ 0, 3 5 ^ (A) J," 1- 1,20 (5.10) (Р = 0,88, S = 0,39°C, заблаговременность 4 м есяца), t w = —0,07Яа (1) уШ — 0,13 Д ( В vn i. vi) — 0,0 4 Р а (I) i\T- v i + +0,584, (K)i~2- 2,75 (5.11) i(R = 0,87, 5 = 0,23°C, заблаговременность 4 м есяца), » = 0,Ш а (С )хГ 1+ 0,0 6 [ P a ( 3 ) — Р а (1)]пГ 1+ • + 0,6 *. ( А ) Г 1- 2, 3 6 (5.12) {R = 0,86, 5 = 0,28°C, заблаговременность 2 м есяца), где A Q ( K ) i \ — изменение теплосодержания деятельного слоя в районе судна погоды «К» за апрель в ккал /(см 2 • м ес);

Р а (1), Р а (2), Р а ( 3 ) — средние месячные значения атмосферного д ав­ * ления в отклонениях от 1000 мбар в следующих точках: (1) — 65° с. ш., 80° з. д.;

( 2 ) — 65° с. ш., 45° з. д.;

( 3 ) — 45° с. ш., 80° з. д.,: 5 — стандартная ошибка прогноза.

В связи с тем, что с 1974 г. некоторые суда погоды в А тлан­ тике прекратили наблюдения, возникли определенные труд­ ности с подготовкой исходных данных, необходимых для состав­ ления прогноза по формулам (5.10) — (5.12). Однако карты распределения среднепентадной температуры поверхностного слоя Северной Атлантики, составляемые в Гидрометцентре СССР, позволяют продолжить выпуск прогнозов по рассмотрен­ ной выше методике.

В табл. 21 приведены результаты проверки точности данной методики прогноза температуры воды для зимних месяцев и оценки ее эффективности по сравнению с природной обеспечен­ ностью.

Таблица 21. Обеспеченность прогностических уравнений, их эффективность по сравнению с природной обеспеченностью и критерий надежности метода ( S / a) П рогнозируем ая температура воды Обеспечен­ Эф ф ектив­ S/a на судне погоды ность, % ность, % „В“..XII 0, 90 W 95 0, tl w 85 16 0, W Д л я долгосрочных прогнозов ж елательно иметь превышение обеспеченности рассматриваемого метода над природной обес­ печенностью не менее 10%, а критерий надежности и точности S /a^ 0,75, если число членов исходного ряда наблюдений н а­ ходится в пределах 1 5 ^ iV ^ 2 5.

Из табл. 21 следует, что физико-статистический метод про­ гноза средних месячных значений температуры воды поверх­ ностного слоя д ля зимних месяцев, разработанный В. М. Б у­ лаевой, удовлетворяет современным требованиям как по за б л а ­ говременности, так и по точности [24, 25, 149].

В дополнение к вышеприведенным оценкам эффективности рассмотренной методики была произведена проверка оправды ваемости долгосрочных прогнозов на независимом ряде лет (1972— 1975 гг.), которая такж е показала хорошие результаты (8 5 -9 2 % ).

5.5. Динамико-статистический метод прогноза средней месячной и средней сезонной температуры воды Д л я разработки методов прогноза температуры воды боль­ шой заблаговременности используются различные закономер­ ности. Методы прогноза температуры воды, базирующиеся на использовании прогнозов погоды, имеют заблаговременность не более месяца и недостаточно высокую обеспеченность. П ро­ гнозы температуры воды, основанные на асинхронных связях, имеют ряд ограничений как в отношении заблаговременности, так и сезона года. Не удается отыскать тесные асинхронные связи для составления прогноза температуры воды на период предзимья. К ак известно, промысловые прогнозы, базирую­ щиеся на прогнозах теплового состояния, должны иметь за б л а ­ говременность в несколько сезонов и лет. В настоящее время почти нет методов долгосрочного прогноза температуры воды, отвечающих запросам морского рыбного хозяйства. Д л я этой цели целесообразно использовать динамико-статистический ме­ тод прогноза макропроцессов, разработанный Ю. М. Алехиным [8— 11]. Динамико-статистический мето^ прогноза принци­ пиально отличается от большинства методов долгосрочного про­ гнозирования гидрометеорологических процессов и прежде всего тем, что в нем не учитываются внешние факторы, воздействую­ щие на прогнозируемые элементы.

Сущность этого метода вы раж ается зависимостью 4 t = f i 4 t - Ь 9 t - 2, Qt - 3..... Qt-n). (5.13) Элементы этого равенства образуют последовательность чле­ нов прогнозируемого временного ряда q{t), где t = 1, 2, 3...

Прогноз будущего члена рассматриваемого ряда составляется исходя из предпосылки о существовании внутрирядной законо­ мерности или обратной связи в самих макропроцессах.

Конкретным проявлением этой закономерности является цик­ личность гидрометеорологических макропроцессов. Ю. М. Але­ хин считает, что цикличность геофизических процессов является всеобщей, поэтому каких-либо конкретных физических причин возникновения и существования не имеет [9].;

Возможно, гл ав­ ной причиной цикличности в природе является фактор суммы случайностей. Эта гипотеза Ю. М. Алехина позволяет решить многие сейчас не ясные вопросы, например о причине широкого диапазона циклов и неконтролируемых сдвигов фаз между цик­ личностями гидрометеорологических явлений и колебаниями солнечной активности. Если полагать, что- цикличность вероят­ ностна, то ее параметры, такие, как период, должны иметь функ­ цию распределения;

отсюда и большой спектр периодов, от десятков тысяч лет до нескольких суток, а такж е близость их к циклам солнечной активности. Совпадение,меж ду 11-летними циклами солнечной активности и аналогичной цикличностью) многих гидрометеорологических процессов может быть просто случайным при отсутствии генетической связи между явле­ ниями.

Следовательно, если физических причин, достаточно убеди­ тельно объясняющих цикличность гидрометеорологических эле­ ментов, не существует, то прогнозы большой заблаговрем ен­ ности могут опираться прежде всего на предысторию развития самого явления.

Необходимо отметить еще одно положение динамико-стати сгического метода. Цикличность временного ряда создает цик­ лически изменяющуюся по сдвигу т скоррелированность его членов, что может рассм атриваться как еще одно принципиаль­ ное обоснование этого метода. Если все части зависимости (5.13) в той или иной мере скоррелированы друг с другом, то при значительном числе членов п общий коэффициент корре­ ляции может оказаться практически достаточным для эфф ек­ тивного прогнозирования.! ;

В работе [10] были произведены испытания для случайных величин и некоторых рядов гидрометеорологических элементов.

Д л я случайных рядов все параметры оказались в 1,5—3,0 раза меньше, чем д ля естественных макромасштабных процессов.

И з этого сопоставления следует чрезвычайно важный вы­ вод о том, что, в отличие от рядов заведомо случайных, в при­ родных явлениях имеется внутренняя закономерность р а з­ вития. ;

Имеется такж е существенное различие между методом прогноза, основанным на выводах из теории экстраполирования стационарных случайных функций, где прогноз на один шаг вперед осуществляется по предыстории 1—2 шагов, и динамико­ статистическим методом, в котором исходный ряд в 20—25 раз превышает прогнозируемый период.

Вследствие такой исчерпывающей информации в динамико­ статистическом методе учитываются закономерности временной изменчивости какого-либо процесса, что позволяет предсказы­ вать величину его и знак.

И так, динамико-статистический метод основан на использо­ вании внутрирядной связи последовательности значений гид­ рометеорологических макропроцессов во времени, описываемой автокорреляционной функцией. Численная реализация прогноза' сводится к решению линейного равенства П Яь— 2 k m {x)qt _ x— f c \ qt k %qt —2 ~\~... -\-knqt_n, (5.14) T= где k ( x ) — функция обратной связи ряда q( t)\ qt-\ — отклоне­ ния от нормы значения элемента в предшествующий период.

Функция обратной связи k m (x) вычислялась методом Гаусса по корреляционным функциям путем решения системы урав нении вида:

*1#о+ А 2/?1+ •.. Ч-АяЯ » _ 1 = Я ь ••• - Ь^га^л-2 = ^?2, k\R n-\ -\~ kiR n-2 -\- ••• + k „ R, = R n.

o (5.15) М атематический аппарат, используемый для прогнозирова­ ния динамико-статистическим методом, основан на предполо­ жении о стационарности рассматриваемых процессов во вре­ мени. Если это предположение верно, то точность прогнозов, рассчитанных по внутрирядной корреляционной функции и п предшествующих значений процесса, долж на существенно воз­ растать с увеличением продолжительности имеющегося ряда наблюдений.

Корреляционная функция может быть представлена следую­ щей формулой:

т N— 2 »А+, w '-, w,. 5-i где qi и т — значения элемента в аномалиях;

т — сдвиг;

cri — 7г+ среднее квадратическое отклонение от первого до (N — т)-го члена;

а2 — среднее квадратическое отклонение от т до N-to члена.

Расчет функции обратной связи производится по формуле * „ (* )= -- = -, ( 5.1 7 ) •k O 'O где Д)о, oi — миноры расширенного определителя;

т — заб л а­ говременность прогноза;

т = 1, 2, 3,...

Так как значения km (x) определяются по корреляционным функциям, то, очевидно, вместе с уточнением значений корре­ ляционной функции при увеличении продолжительности ряда долж на возрастать и точность прогноза динамико-статистиче­ ского метода. Однако опыт составления прогнозов стока рек показал, что оптимальным может быть ряд, состоящий из 60— 70 членов. Прогнозы годового стока рек, разработанные для ря­ дов, состоящих из 100 характеристик, оказались менее точными, чем для того ж е ряда из 60 членов. Д л я рядов годового стока рек, имеющих меньше 50 лет наблюдений, результаты получи­ лись такж е неудовлетворительными. Возможно, что с периода, равного 60 годам, начинает сказываться влияние нестационар ности. Вследствие нестационарности гидрометеорологических процессов продолжительность исходного периода долж на быть ограничена, но чрезмерное ограничение продолжительности ряда может привести к уменьшению точности корреляционной функции и появлению ложной корреляции. И так, для повыше­ ния точности прогнозов, составленных динамико-статистическим методом, необходимо определить оптимальное число членов основного прогностического уравнения, при котором влияние нестационарности и ограниченности периода сочетались бы наи­ лучшим образом [8, 10].

Н а м атериалах рядов средних месячных и средних сезонных значений температуры воды на стандартных разрезах Б арен­ цева моря, в квадратах Смеда и в районах расположения судов W Рис. 27. Корреляционная функция рядов средней месячной температуры воды.

и —судно погоды « А » ;

6 —судно погоды «В»;

в —судно погоды г —судно погоды eD ;

«I»;

д —судно погоды «М ».

погоды Северной Атлантики были получены необходимые кри­ терии применимости динамико-статистического метода к про­ гнозу температуры воды [50, 166, 197].

Преж де всего следует остановиться на подготовке исходных рядов месячных и сезонных значений температуры воды. Так как изменения температуры воды поверхностного слоя и ниже­ леж ащ их слоев имеют ярко выраженный годовой ход, то не­ обходимо исключить эту периодичность [106, 197].

Эффективность прогностического уравнения, вычисленного на наблюдениях какого-нибудь ряда, во многом зависит от вида и устойчивости его корреляционной функции. Н а рис. 27 пред­ ставлены корреляционные функции /?(т) для некоторых рядов температуры воды в Северной Атлантике.

7 Заказ № 109 Д л я количественной оценки эффективности динамико-стати­ стического метода Ю. М. Алехиным введен специальный п ар а­ метр, названный периодом корреляционной функции (tR), ко­ торый вычисляется по формуле ta = 2 (5.18) где п и Тпосл — абсциссы первой и последней точек пересечения корреляционной функции R(x) с горизонтальной осью;

N%— число пересечений R(x) горизонтальной оси.

При оперативном испытании динамико-статистического ме­ тода для составления прогнозов годового стока рек СССР, ока­ залось, что применение метода было успешным в 90% случаев, если t n ^ 8.

Опыт применения динамико-статистического метода к про­ гнозу средних месячных, средних сезонных и годовых темпера­ тур воды в море показал, что параметр tR может быть д аж е не­ сколько меньше 8.

Т аб л и ц а 22. С редние периоды коррел яц и он н ой ф ункц ии ( t R), испол ьзован н ы е в п р о гн о зах тем п ер ату р ы воды П еж ром уток Используем й р д ыя осреднения ис­ М наблю есто дений наблю дений ходны значе­ х ний 1 9 2 1 -1 9 7 5 6, Р а зр ез «Кольский мери­ Г од, 5, 1 9 6 1 -1 9 7 диан» Сезон 1 6, 1961 — 1975 М есяц 14, 1 9 6 1 -1 9 7 Р азр ез «м. Н ордкап — о. М едвеж ий»

1 9 5 1 -1 9 6 9 1 1, Сезон С удно погоды «А»

1 9 5 1 -1 9 6 9 1 6, „ „ «В »

1951 — 1969 11, „ „ «D»

12, 1951— „ » «I»

10, 1 9 5 1 -1 9 6 „ „ «J»

11, 1 9 5 1 -1 9 6 „ „ «М»

1 9 0 1 -1 9 1 3 8, К вадрат Смеда К 8, 1947— 1 0, 1 9 5 3 -1 9 6 7, 1 9 5 2 -1 9 6 К вадрат Смеда D а 6, 1 9 4 7 -1 9 6 „ F В табл. 22 приведены средние периоды корреляционной функции для многих рядов температуры воды, осредненные за различные промежутки времени и д ля разных районов Северной Атлантики, Норвежского и Баренцева морей.

Достаточно большой параметр tR свидетельствует о том, что данному ряду присущи долгопериодные колебания. Однако это обстоятельство является необходимым, но недостаточным усло­ в е прим ости динам им еним ико-статистического м а к про­ етод гнозу данного элем ента. Д каж ля дого врем енного ряда сущ е­ альное значение числа слагаем х (п0 т в ос­ ствует св е оптим о ы п) новном прогностическом уравнении (5.14), которое н всегд е а совпадает, как уж указы е валось ран е с м е, аксим ально возм ­ ож ны числом слагаем х. П разработке м м ы ри етодики прогноза пературы воды п0Т определялись путем под П тем бора. Так, на­ ер, бирались пять значений п и составлялись м прим вы етодиче­ ы начения п при которы по­, ские прогнозы тем пературы вод. З х лучались наибольш обие еспеченность и эф ективность м ф етоди­ ались за п0 т ческих прогнозов, приним п.

Н ной количественной оценкой м ет служ так на­ адеж ож ить зы ая ф ваем ункция точности экстраполирования. Э ф та ункция представляет собой последовательность коэф иц ф иентов корре­ ляции м ду ф еж актическим и прогнозируем м значениям эле­ и ыи и м ента при различном числе слагаем х от 1 д 3. М ы о 0 аксим у ум ф ункции экстраполирования соответствует оптим альное число слагаем х в основном прогностическом уравнении динам ы ико­ статистического м а [5 1 ]. П етод, 4 осле того как произвед вы ен ­ б р оптим о ального числа чл енов (л 0пт) в зависим ости (5.14), вы числяю коэф иц тся ф иенты оптим альной линейной экстрапо­ ункция обратной связи km {t).

ляции или ф В отнош ении заблаговрем енности прогнозов тем пературы вод на основе динам ы ико-статистического м а м но зам етод ож е­ тить, что полож ительны результаты получены при составлении е прогнозов на один или два ш вперед О т составления ага. пы оперативны прогнозов тем х пературы воды п этом м у о у етод с различной заблаговрем енностью и для разны период осред х ов ­ нения будет излож в главе ен.

5.6. Прогноз полей температуры воды поверхностного слоя В освязь тепловы проц заим х ессов в С еверной Атлантике и атм ерной циркуляции, как б л видно и преды их раз­ осф ыо з дущ делов, слож и м на ногогранна. Ц елесообразно подвергнуть ана­ лизу и получить прогноз н только тем е пературы вод в отдель­ ы ны точках, н и распред х о еление е п площ Д е в от­ ео ади. анны дельны районах н позволяю вы х е т яснить об ие законом щ ерности, а отраж т м аю естны особенности.

е М етоды естественны ортогональны ф х х ункций или разлож е­ ние в ряд п полином Ч ш даю возм ность разделить о ам ебы ева т ож слож изм ную енчивость исходны пол на составны части, что х ей е значительно облегчает нахож дение взаим освязей данного яв­ ления с другим гидром и етеорологическим характеристикам и и.

Теоретические основы и способы практического прим енения этого м а исследований бы разработаны Н А Б етод ли.. агровы м [23]. Р аспределение какого-либо элем ента м но представить ож аналитически в ви е ряда, состоящ и сум ы произведений д его з м 7* числовы коэф иц х ф иентов на опред енны заранее известны ел е, е ф ункции:

f(x)=ZAMx), (5.19) (5.2°) F { x, У ) = 2 Л (С У /Р *)М ).

гд срг(х), гэ — ф | j(y) е ункции, п которы производится разлож о м е­ ни ;

Ai, Aij —числовы коэф ициенты которы подбираю так, е е ф, е т чтобы сум а ряда наилучш способ представляла заданную м им ом ф ункцию П. рактически уд.б о представлять кривы и поля рас­ он е пред еления в вид рядов п полином Ч ш Р п по­ е о ам ебы ева. яд о лином Ч ш бы сходится, а значения полином при ам ебы ева стро ов равноотстоящ значениях аргум их ентов представляю собой не­ т больш ц ы числа.

ие ел е В оперативной работе вы числять значения полином н ов е приходится, так как им тся стандартны таблицы этих вели­ ею е чин (таблицы чисел Чебы ева).ш Значения коэф ицф иентов рассчиты тся п ф ул ваю о орм е ai 2] 2j F (х т, У)Р( / Н( я в * *я /У ) Аи= ^ ^ --------- j-------------, (5.21) 23 *i(**,21+5(y«)' т= 1 п—\ где k— число узлов, в которы задается ф х ункция в направлении о х] I — в направлении оси у.

си Так как от изм енений поля давления воздуха над м р м ое или океаном зависят течения, непериод ические колебания уровня и тем пература вод, ц есооб ы ел разно для данного района производить разлож ение барических пол в всех случаях п ей о о одной и той ж области. Э создает б ое удобство в опе­ е то ольш ративной раб оте.

Практика аналитического представления барических пол ей показала, что, наприм при 9 точках, охваты щ аквато­ ер, 9 ваю их рию С еверной Атлантики, для получения необход ой точности им нуж использовать 1 коэф иц но 6 ф иентов разлож ения.

П редставление гидром етеорологических пол в вид рядов ей е п полином Ч ш является просты способ, однако о ам ебы ева м ом этот прием аналитического представления пол несколько ф р ей о­ м ен. С ное пол расчленяется на элем ал лож е ентарны поля, пред­ е ставляю ие соб некоторы геом щ ой е етрические ш аблоны кото­, ры н всегд м но дать ф ме а ож изическую интерпретацию.

П редставление о структуре поля тем пературы вод м но ы ож получить в том случае, есл пользоваться базисной систем и ой ф ункций, опред яем и сам поля, а н задаваться е ел ой з ого е ю заран ее.

О ел пред ение базисны ф х ункций и анализируем поля з ого тем пературы вод производится в м то е разлож ы ед ения п есте о­ ственны ортогональны ф м м ункциям (ЕО ). Ф С ность данного м а заклю ущ етод чается в том что изучае­, м характеристика в каж точке поля представляется сум ая дой ­ м й произведений коэф иц о ф иентов разлож ения и естественны х ортогональны ф х ункций У)-В0+В1Х,(х) + В0Г1{у)-{ 00 +BnX1 ix)Yx )+...+ B ljXl{x)Yj {y), iy (5.22) где Bij — коэф иц ф иенты разлож ения, изм щ еняю иеся от одного поля к другом и зависящ от врем Х{(х) и Yj(y) — е ­ у ие ени;

сте ственны (собственны ф е е) ункции, зависящ от координат рас­ ие см атриваем х точек пол ы я.

К дой собственной ф аж ункции соответствует собственное число X С пом ью собственны чисел м но оценить точ­ i. ощ х ож ность разлож ения поля в ряд при учете различного числа чле­ но ряда.

в ения Bij вы Кф оэф ициенты разлож числяю п ф ул тся о орм е ИИПх, y)Xi(x)Yj (y),ко л д,7=— Ш (} П енение рассм рим атриваем м а к зад ого етод ачам океаноло­ гии ве а обстоятельно излож сьм ено в -работах [61— 6, 121, 19 9 — 0 ].

В нейш свойство базисны ф аж ее х ункций-— линейная независи­ м отдельны составляю их, позволяю ая производить раз­ ость х щ щ лож ение поля н некоррелируем е части. Д а ы ругим полож итель­ н м м ентом этого м а является бы ы ом етод страя сходим раз­ ость лож ения. Е стественны составляю ие позволяю расчленить е щ т слож й процесс на отдельны ком ны е поненты с разны в со (ха­ мем рактеризую им собственны числом корреляционной м щ ся м ат­ рицы Н ). аиболее сущ ественны вклад вносят первы естествен­ й е н е составляю ие, так как они характеризую крупном ы щ т ас­ ш табны ком е поненты поля, асоответствую иеи коэф ицщм ф иенты разлож ения вы деляю наиболее долговрем е ком т енны поненты сум арного колебания.

м А кватории океана, п которы производится разлож о м ение по Е Ф и их географ О, ическое полож ение долж вы ны бираться с учетом конкретной задачи. У величение акватории вы двигает н первы план роль крупны процессов и подавляет другие ко­ а й х лебания. С видетельством м елком табности Е Ф служ на­ асш О ит личие больш числа зам ого кнуты изолиний в пол Е Ф Д х е О. ля получения надеж х связей целесообразно рассм ны атривать те собственны ф е ункции, которы почти н зависят от возм ны е е ож х изм енений корреляционной м атрицы при переход от од вы е ной ­ борки к другой, т. е для описания океанологических полей.

нуж использовать устойчивы ком но е поненты разлож ения.

Б им преим еством м а разлож ольш ущ етод ения п Е Ф п р д о О ее другим м ам является то обстоятельство, что результаты и етод и разлож ения м огут рассм атриваться вы борочно. В зависим ости от особ енностей реш ой задачи м но использовать те или аем ож ины естественны составляю ие. Так, наприм О А Влади­ е е щ ер,..

мировы и Ю В Н м.. иколаевы при анализе м м ноголетних изм ене­ ний тем пературы вод и воздуха в С ы еверной А тлантике б л ыо показано, что за период 1 0 — 1 6 гг. значения собственны 90 90 х ункций Х{(х) в северны районах почти в д раза б ьш ф х ва ол е, че ' в ю х [5 ]. Д пол аном м жны 5 ля ей алий тем пературы вод ну­ ы левая изолиния второй собственной ф ункции довольно четко разделяет районы подверж е воздействию холодны и теп­, енны х лы течений. С ф х изической точки зрения подобная ситуация м ет наблю ож даться, е и изм сл енения тем пературы вод С ве о ы е р А тлантического течения, связанного с колебаниям е интен­ и го сивности, вы ваю соответствую ие изм зы т щ енения в си м хо­ сте е лодны течений и появление зд сь аном х е алий тем пературы вод ы другого знака.

Д разработки м ля етодики долгосрочного прогноза тем пера­ туры вод в районах судов погоды в С ы еверной А тлантике М Г Глаголевой [65— 6 ] использованы связи м ду тем.. 7 еж пера­ турой вод и атм е м д ы осф рны авлением а такж тем, е пературой воздуха. П давления, тем оля пературы вод и воздуха раскла­ ы ды вались в ряды п Е Ф се р о полуш о О ;

ве н е арие б л р зд 'л н ыо а е ео на пять секторов, для которы бы найдены Е Ф характери­ х ли О, зую ие а осф рное д щ тм е авление. В клад сум ы первы пяти чле­ м х нов разлож ения в общ дисперсию составляет б л е 80% ую ое, а это значит, что основная инф ация о барическом пол со­ орм е держ в этих слагаем х.

ится ы Ф ула для расчета коэф иц орм ф иентов разлож ений аном алии среднего м есячного давления и еет вид м # = 2 Д. С •*,(*), Я *) (5.24) е Рз.(х) — аном гд А алии давления воздуха в точках вы бранной сётки;

Xi(x)— значения естественны составляю их в соответ­ х щ ствую их точках поля;

Bf — коэф иц щ ф иенты разлож ения поля атм ерного давления.

осф Д прогноза поля тем ля пературы вод поверхностного сл ы оя на август М Г. Глаголева использовала в качестве предикто­.

ров коэф иц ф иенты разлож ения поля аном алий тем пературы воздуха над океаном в зим м ы поля аном ние есяц, алий атм о­ сф ерного давления над С еверной Атлантикой и С еверной А е­ м рикой со сдвигом по 2 м а и начальное значение соответ­ есяц ствую его коэф иц щ ф иента разлож ения поля аном алий тем пера­ туры вод. У ы равнения для прогноза коэф иц ф иентов разлож ения аном алий тем пературы вод им т вид ы ею Btvm f (B *V I, В}Х П - 1 1 Г, Biw), = J \ kvl * P (5.25)' i *V I / V гд b ‘v11 прогнозируем е коэф ициенты разлож е 1— ы ф ения поля аном алии тем пературы воды в С " еверной Атлантике на август;

5 Р i — коэф иц ' ения аном V ф иенты разлож алий атм ерного дав осф не;

t V над С I ления еверной А ерикой и Атлантикой в ию 5/ м — XII in коэф иц ф иенты разлож ения поля аном алий тем пературы воздуха арт;

В.™ — коэф иц * за декабрь— м ф иенты разлож ения поля VI аном алий тем пературы вод в ию ы не.

М А. В. алериановой и Н В Т м еевой бы также сд л н,.. и оф ла еаа попы разработать прогностические зависим тка ости для распре­ деления тем пературы вод поверхностного сл в районах су­ ы оя дов погоды С еверной А тлантики.

И спользование в качестве предикторов коэф иц ф иентов раз­ лож ения пол тем ей пературы •в предш ествую ие м сяц,, щ еы а также полей атм ерного давления позволяет совм осф естить два важ х прогностических требования: достаточно п л о ны он* представить начальны данны и ограничить число предикторов.

е е Н рис. 28а— 2 в представлены естественны составляю ие а 8 е щ поля тем пературы вод поверхностного слоя для летних м ы еся­ ц в. Х характеризует' пониж е\ ение тем пературы воды с юго-за пад н северо-восток, Х2 показы аа вает увеличение тем пературы ;

в зо е ответвлений С н еверо-А тлантического течения, а состав­ ляю ие вы их порядков характеризую б л е слож рас­ щ сш т ое ное пред ение очагов аном ел алий тем пературы вод.

ы П роверка оправды ое™ м ваем етодических прогнозов п л йое:

тем пературы воды по в м девяти судам погоды показала, что се об еспеченность невы хода ош ибки прогноза тем пературы в д :

оы поверхностного слоя за ±0,8а составила около 70%.

5.7. Численные эксперименты по расчету полей температуры воды в Северной Атлантике П тка м опы оделирования терм ического' реж а верхнего им сл океана сначала предприним оя алась в рам стационарной ках теории. О сновы такого подхода залож в работах [7, 7, 8,.

ены 14 1, 4 ].

П оскольку терм ическая структура деятельного сл о е н ^ оя к а а в основном ф ируется нестационарны и процессам то орм м и, в дальнейш шем ирокое распространение получили нестационар­ ны м ел деятельного слоя. Х о вы енная двухслой е од и орош раж ность терм ической структуры деятельного сл океана послу­ оя ж основой для интегрального подхода к описанию терм ила иче­ ского реж а.

им В м ел К од и рауса и Т ернера бы предлож систем урав­ ла ена а нений баланса энергии, проинтегрированны в пред х елах верх­ него квазиоднородного сл океана. Д зам кания си м :

оя ля ы сте ы Рис. 28а. Естественные составляющие поля температуры воды поверх­ ностного слоя в летние месяцы. Д-,.

Рис. 286. Естественные составляющие поля температуры воды поверх­ ностного слоя в летние месяцы. Хг.

Рис, 28в. Естественные составляющие поля температуры воды поверх ностного слоя в летние месяцы. X4.

использовалось вы ение для потока тепла на ниж гра­ раж ней нице квазиоднородного слоя, вы текаю ее и разры щз вного харак­ тера распределения тем пературы вод при переход от квази­ ы е однородного сл к сезонном терм оя у оклину.

Вм оделях С А К.. итайгородского и Ю 3. М. иропольского бы использована гипотеза о «автом ла б одельности» проф яил тем пературы вод ниж квазиоднородного слоя, основанная н ые а возм ности в м ож се ногообразие проф ей в сезонн терм ил ом оклине свести к б езразм ерной ф ункции, м о м щ ал еняю ейся во врем. ени Р аспред еление тем пературы вод в сезонн терм ы ом оклине опи­ сы вается с пом ью безразм х перем х 0 и т и осно­ ощ ерны енны 1 ] вано н гипотезе, что 0 зависит только от т:

а ^ tw (-) — tw О.

о :) (5.26) г — й (т) (5.27) Н — h (х) гд 0 —-безразм е1 ерная температура;

т — безразм ] ерная коор­ дината.

Д расчетов представляет интерес интегральная характери ля стика зависим 0!= 0(ri), равная = J 0i(ri)dr].

ости ногда I приним И ается равны 0 3 однако исследования м,7, Е СН.. естерова показали, что изм еняется по акватории С евер­ ной Атлантики от.0,55-д 0 5 О о,8. казалось, что введ е перем ени ен­ ного парам етра | позволяет уточнить расчет толщ квазиод­ ины нородного сл на 20— 30% оя.

Проведенны расчеты показали, что в м е оделях, использую ­ щ гипотезу о «автом их б одельности» проф тем иля пературы в се ­ ость tw зонном терм оклине, и еет м сто сущ м е ественная зависим от парам етра g И енения | н 20— 30% вы вает изм ние. зм а зы ене плитуды годового хода twн 5 — 80% В связи с те что для ам а0. м расчета необходим длительны батитерм ы е ограф е наблю ны де­ ния, возм ности надеж ож ного;

определения этого парам етра ве а ограниченны сьм.

Следует отм етить, что в м ел С А К од и.. итайгородского и Ю 3. М. иропольского нуж задавать тем но пературу, которая чащ всего является иском величиной.

е ой В нестационарной м ел деятельного слоя, разработанной од и ВИК.. алацким [95], для вы еления границы м ду квазиодно д еж родны сл е и сезонн м терм м ом ы оклином используется условие достиж ения критического значения числа Р ичардсона на ниж­ н й границе квазиоднородного сл М атическое вы е­ е оя. атем раж ни этого условия и е т, вид..

е ме (5.28) гд х — парам характеризую ий отнош е етр, щ ение коэф иц ф иента турбулентного теплообм к коэф ициенту турбулентной вяз­ ена ф кости;

у— коэф ициент терм ф ического расш ирения м орской вод ;

yg—парам плавучести.

ы етр С истем уравнений теплопроводности, записанны для ква­ а х зиоднородного сл и сезонного терм оя оклина, с граничны им условиям н поверхности океана и наниж границе деятель­ иа ней ного сл и с использованием ф ул (5.28). позволяет рас­ оя орм ы считы h и twквазиоднородного сл вать оя.

Н аибольш ош ие ибки расчета тем пературы воды приходятся на период осенне-зим него охлаж дения, так как м д л позво­ оеь ляет учиты вать приближ енно м еханизм плотностной конвекции.

П роверка м ел В И К од и.. алацкого проводилась п акватории о С еверной Атлантики для летних м сяц в 1 7 г. В этих расче­ е е тах использовались данны о распред е елении тем пературы воды и воздуха, поступаю ие в Гидром щ етцентр С С. П С Р отоки тепла че е поверхность вы рз числялись с пом ью приближ ощ енной фор­ м Я А. Тю улы. тнева [121], П рогноз тем пературы воздуха состав­ лялся п м о етоду аналогов. О тносительная ош ибка расчета п о м ел В И К од и.. алацкого в м алоадвективны районах 20— 30% х, а в зонах интенсивны течений эта ош х ибка возрастает д 5 — о 80% П допустим ош. ри ой ибке прогноза тем пературы вод, рав­ ы ной 1, обеспеченность прогнозов п данной м ел 7 — 85% °С о од и 5.

Д описания проц ля есса движ ения и об ена в деятел м ьном сл С ое еверной Атлантики Л А. Ж. уковы использована систем м а уравнений движ ения, неразры вности, теплопроводности, д фиф у­ зии со е и уравнение состояния {1 ]. С целью упрощ лй 9 ения урав­ нений Л. А Ж. уков н учиты горизонтальны о м нели­ е вал й б ен, нейны члены в уравнениях движ е ения и вертикальную состав­ ляю ую скорости течений. И енения тем щ зм пературы и солености рассм атриваю за пром утки врем тся еж ени, в течение которы х движ ение м но считать стационарны. П сделанны допу­ ож м ри х щ ениях исходная систем уравнений запиш а ется:

d2v.

(5.29) ЭРа 1 dx № (Tv Qp = dPa - (5.30) dy dz dPt, g P (5.31) dz d — o, ?v дщ (5.32) dx 1 dy = -s -(* H s r )- З И ~тг(*--зг)- ' S Начало координат располож на ниж границе слоя;

ено ней полож ительны приним м ается направление оси 2 вверх. В каче­ стве граничны условий’полож что на поверхности и ниж­ х ено, ней границе сл известны составляю ие касательного напря­ оя щ ж ения и вертикальны потоки тепла и со е.

е лй В первом приближ ении м но пренебречь плотностной со­ ож ставляю ей циркуляции вод-верхнего сл и изм щ оя енениям теп­ и л ена че е ниж ю границу слоя. С ообм рз ню читается, что основ­ ную роль в изм енениях поля температуры сл 0— м играю оя 200 т д овая циркуляция и теплообм че е поверхность. Рас­ рейф ен р з см атриваем мая етодика позволяет вы числять изм енения.ср д е­ н й тем е пературы вод сл п заданном полю атм ерного ы оя о у осф давления и тепловом балансу поверхности океана;

у Численны эксперим е енты п этой м ел бы провед о од и ли ены первоначально для расчета полного годового цикла поля сред­ нйм е ноголетней тем пературы вод деятельного слоя, затем д я ы л отдельны м сяц в 1 5 — 1 5 гг. (1 ]. _.

х е е 97 98 М А. В. алерианова использовала м д л Л А Ж о е ь1.. укова д я л расчета поля тем пературы вод, деятельного сл в зим м ­ ы оя ние е сяцы 1 6, 1 6, 1 6 и 1 6 гг. В ш 91 94 96 97 ы еуказанны годы бы вы е ли ­ браны неслучайно. З ой 1 6 и 1 6 гг. наблю им 9 1 9 4 дались аном а­ лии в пол атм ерного давления над С е осф еверной А тлантикой.

А в 1 6 и 1 6 гг. сум арная теплоотдача с поверхности 96 97 м океана в зим м сяц сущ ние е ы ественно превы ала сред ие м ш н но­ голетние значения. Такое различие в атм ерны процессах и осф х условиях теплоотдачи дает,возм ность оценить влияние ос­ ож новны ф х акторов н ф ирование пол тем а орм ей пературы вод. ы Так, наприм п расчету перенос вод в антициклоническом ер, о круговороте С аргассова м в январе 1 6 г. составил все оря 96 го Q =2 •106м/с при Q,— 3 • 106м/с. Э ум ение переноса w1 3 w1 3 то еньш вод связано с особенностям атм ерной циркуляции: а и осф зор ский м аксим б л ослаблен, а интенсивность исландского м ум ы и­ ним а атм ерного давления проявилась в зам ум осф етном увели­ чении пере вод течениям И ингера и Н носа ы и рм орвеж.ским Р ассчитанны п м ел Л. А Ж й о од и. укова перенос вод за м арт 1 6 г. показал, что отсутствует обы й антициклонический 97 чны круговорот вод С аргассова м Э изм оря. ти енения в циркуляции вод океана м но объ ож яснить аном альны развитием атм ер­ м осф ны проц х ессов в рассм атриваем й пром уток врем.


ы еж ени Р асчеты д овой циркуляции и изм рейф енений тем пературы вод за периоды м о отличаю иеся от средних условий п ы, ал щ о характеру атм ерной циркуляции, н при различной тепло­ осф о отд с поверхности океана позволили вы аче явить степень влия­ ния адвекции тепла течениям и теплообм че е поверхность и ена р з н ф ирование поля тем а орм пературы вод. С ы ледует отм етить, что области наибольш изм их енений тем пературы вод, как пра­ ы вило, совпадаю с очагам м т и аксим альной теплоотдачи (рис. 29).

Таким образом численны эксперим, е енты по расчету п л й ое тем пературы вод д ы еятельного сл показали,1что горизонталь­ оя ны перенос тепла в С й еверной А тлантике в сл е0 2 0мм ет о — 0 ож изм еняться от года к году б л е ч м в два раза. М ое е еридиональ­ ная северная циркуляция в западны районах Атлантики при­ х водит к сущ ественном увеличению притока холодны вод и у х з м Б ф а и вы вает зд сь весьм значительны пониж оря аф ин зы е а е е­ ния тем пературы вод в д ы еятельном сл е С ественное влия­ о. ущ н е холодны вод Л и х абрадорского течения н терм а ический ре­ жСим еверной Атлантики и особ енно н ф ирование крупны а орм х аном алий отм ечается также в работе В Ф С.. уховей [2 7 1 ].

М годовы различия в пространственном распред еж е елении тем пературы вод в ф вр л сл 0— м для средних м ы е а е оя 200 но­ голетних условий 1 6 и 1 6 гг. проявляю достаточно на­ 96 97 тся глядно н рис. 3, н котором привед полож а 0а ены ения некоторы х изотерм.

И н основе долгосрочного прогноза поля атм ерного так, а осф давления над С еверной Атлантикой и сум арной теплоотдачи м п рассм о атриваем м ел Л А. Ж ой од и. укова возм носоставлять ож ф н вы прогнозы поля тем оо е пературы вод деятельного сл ы оя.

О днако к рассчитанны абсолю м значениям тем м тны пературы вод сл ует подходить с больш осторож ы ед ой ностью.

Ри с. 29. Р а с п р ед ел е н и е вы численны х изменений т ем п ер ату р ы воды слоя О— 200 м за я н в а р ь 1966 г. (по М. А. В ал е р и а н о в о й ).

ао 70 60 50 40 Р и с. 30. П редвы чи сленны е п о л о ж ен и я изотерм 5, 10, 15 и 20°С слоя О— 200 м в м а р т е отдел ьн ы х лет.

1 — с р е д н е е м н о г о л е т н е е ;

2 — 1966 г.;

3 — 1967 г.

5.8. Ч и с л е н н ы й м е т о д п р о г н с л о я к о н в е к т и в н о г о п е р е м е ш Работы связанны с м, е оделированием терм ического реж а им в холодную половину года, сл ует отд ед ельно вы делить и общ з их исследований п м атическом м о атем у оделированию И. дея ННЗ... убова и разработанны и м й м етод расчета парам етров конвективного перем ивания получили развитие в работах еш ВАЦ.. икунова и Ю П Д.. оронина (76— 7 ]. Р 9 азработанная ВАЦ.. икуновы н основе реш ма ения уравнений баланса тепла и со е теория конвективного перем ивания позволяет опре­ лй еш делять элем енты гидрологического реж а при м им онотонном вы ­ холаж иваний м оря..... • В м ел Ю 1. Д од и. Г оронина теория ж’кйективного перем и­ о еш вания распространена н случай наличия льд а реш а а, ение си­ стем уравнений с пом ью Э позволяет отказаться от ы ощ ВМ м онотонности осеннего вы холаж ивания. П данной м ел про­ о од и гнозирую сроки появления льд и другие характеристики тся а реж а м им орей С оветской Арктики [76]. Ю П Д.. оронины бы м ли использованы основы теории конвективного перем ивания при еш разработке м етодики расчета н Э эл ентов осенне-зим а ВМ ем ней конвекции. При этом полагается, что конвекция возникает в ре­ зультате уплотнения верхних сл е воды либо за сче вы ов т хола­ живания или осолонения при испарении и ледообразовании, либо за сче адвекции вод им щ больш плотность. М т, ею их ую огут бы случаи, когда в перечисл е ф ть се енны акторы будут действо­ вать од новрем енно.

Е конвекция в м р отсутствует, и енение тем сли ое зм пературы и солености м ет бы описано уравнениям д ф ож ть и иф узии, при­ че сам й верхний слой, подверж й волновом перем и­ мы енны у еш ванию предполагается гом, огенны. Толщ этого сл опре­ м ина оя деляется по ф ул С А К орм е.. итайгородского (5.35) h- 0,2wi, ' • где w — скорость ветра в м a /с.

В основе м ел Д од и оронина леж уравнения баланса тепла ат и со е в однородном сл е лй о hn + hn hn + l Cw?wtwn+ 1 d z — ^ Cwpwtwj*, cwpwtwiid z — J | T+ n1 T+ n1 T+1A /l j Pfc+ J. * - ijf - e=A.*+ j \ cww 9 w^-dzdt, + (5.36) 'n 'rt T n йл + 1 h n h n +l Pw^n+idz— j* Ри/За dz-\~ pwSndz~\- pwSn dt-\ j J J hn o ' о -.n +Т^Щ, - „ М+ U.v - W 'b d t, Г (5.3 7 ) x *c„ n n.

где n— м ент врем в которы характеристика известна;

ом ени, й п+ 1 — м ент врем на которы характеристика прогнози­ ом ени, й руется;

hn— глубина залегания ниж границы однородного ней пературы на глубине z— k, k — h;

\ слоя;

— градиент тем коэф ициент турбулентной тем ф пературопроводности (в данной м одели принимался равны 2 см/с);

/г*— толщ испарив­ м ина ш егося сл вод, или вы их осадков, или поступивш та­ оя ы павш их лы и речны вод d'S/dz— градиентсоленостин глубине z=h.

х х;

а Е развивается конвекция, вы сли званная либо охлаж дением онением то h опред поверхности м либо осол оря,, еляется на ос­ новании соотношения плотностей в слоях конвекции p„+i и ни­ ж ащ р га ) ележ ем (Л -н ? и р(А„.н).

П (5.38) И енения twи 5ниж однородного сл описы тся обы зм е оя ваю ч­ ны и уравнениям диф узии тепла и сол м иф ейг, (5.3 9 ) dtw _ k jW v_' д- dz' I (5.40) Плотность воды находилась п. уравнению О И М аева о.. ам Р :• 1 -3 [28,152- 0,0735tw-0,00169^+ --.-1 -i (0,802 0,002*e)(S- 35)]. (5.41) Расчет температуры вод слоя конвективного перем ива­ ы еш ния выполнялся на прим Б ере аренцева м В этом м при оря. оре ф ировании сл конвективного перем ивания больш орм оя еш ую роль играю адвективны ф т е акторы П. остоянны течения зада­ е' вались в узлах расчетной сетки на основе известны схе пре­ хм обладаю их течений Б щ аренцева м Э течения полагались оря. ти неизм м от поверхности д дна в течение всего холодного енны и о периода..

Д овы течения рассчиты рейф е вались по м етоду Э ана.

км Ш И енения тем зм пературы и солености за счет адвекции определялись п ф ул о орм ам (5.42) (5.43) В результате реш ения систем уравнений (5.36) и (5.37) ы в работе [79] получены следую ие расчетны ф ул для вы щ е орм ы ­ числения тем пературы и солености однородного слоя:

п где tW~tw.y in =S„ (ftra 1 — тем n (hn x)\ Sn +) пература и соленость вод н глубине hn i н м ент врем т.

+ а ом ени п ыа Д прим ля енения рассм отренного вы е численного м то а ш ед необход ы начальны гидрологические данны к концу второй им е е декады августа, прогноз м етеорологических эл ентов и радиа­ ем ционны баланс н поверхности м на период развития й а оря осенне-зим конвекции. З ней адавалось вертикальное распределе­ н е тем и пературы и солености, а также толщ льда и его спло­ ина ченность в 3 расчетной точке, причем тем 1 пература вод и со­ ы леность необход ы н следую их горизонтах: 0, 1, 1, 2, им а щ,5 0 5 3, 5, 7, 10 10и2 0 м Н 5 0 5 0, 5 0., еобходим для расчета м ая етеоро­ логическая инф ация вклю орм чает тем пературу воздуха, ско­ рость ветра и атм сф р о давл о ене ение. Э характеристики бра­ ти лись и синоптического прогноза, составленного в ААНИИ. С з о­ гласно исследованиям провед м Ю П Д, енны.. оронины, м использование сред него м ноголетнего радиационного баланса н вносит сущ е ественны погреш х ностей в результаты расчета.

О тны прогнозы тем пы е пературы вод сл конвективного ы оя перем ивания в Б еш аренцевом м р за 1 7 — 1 7 гг. пока дали ое 93 сущ ественны различия при сопоставлении с ф е актическим дан­ и ны и (рис. 31). В больш м инстве рассм отренны случаев наблю х ­ денная тем пература вод оказалась несколько вы е прогнози­ ы ш руем О ой. дной и вероятны причин таких систем з х атических ош ибок является грубы учет адвекции тепла течениям Н й и. еко­ торы уточнения м ет дать привед е ож ение гидрологической инфор­ м ации к одной д так как океанограф ате, ические съ ки Б ем арен­ ц ва м обы производятся несинхронно. К е того, коор­ е оря чно ром динаты глубоководны гидрологических станций н совпадаю х е т Рис. 31. Предвычисленное (2) и фактическое (/) распределение гидрологических элементов в Б а ­ ренцевом море на 30 апреля 1977 г. (по Е. М. О в­ чинникову).

с координатам узлов расчетной сетки. С и делана попы авто­ тка м атизировать проц подготовки исходного м есс атериала. Для этой ц данны о начальном распределении тем ели е пературы и солености обрабаты вались с пом ью ЭВМ п м ощ о етоду Ю П Д.. о­ ронина [78]. В ож автом озм но, атизация процесса подготовки дан­ ны улучш результаты численны прогнозов тем х ит х пературы воды в Б аренцевом м р.

ое 8 Заказ Глава Сверхдолгосрочные прогнозы тепловых процессов 6.1. В о з м о ж н о с т и с о с т а в л е н и б о л ь ш о й з а б л а г о в р е м е н н о с т и И зучение пространственно-временной.;

, изм енчивости океано­ логических, характеристик, а такж причин,.вы ваю их эту е зы щ изм енчивость, представляет определенны практический интерес й и позволяет сд ать некоторы вы ел е воды о возм ности состав­ ож ления прогнозов больш заблаговрем ой енности. Д разработки ля сверхдолгосрочны прогнозов разны -элем х х ентов необход о им вы явить пред ы возм ны их отклонений от средних м ел ож х ного­ летних условий и районы с наибол значительны и колеба­ ее м ниям и.

Н основе результатов статистического анализа удается вы а я­ вить действие главны ф х акторов. О днако надёж вы ное явление законом ерностей затруднено связностью гидром етеорологиче­ ских ряд Э связи н вполне стационарны они то появ­ ов. ти е, ляю то исчезаю а иногда м т знак. Э с од сто­ тся, т, еняю то, ной роны созд опасность считать лож е связи за истинны, ает ны е.


G другой стороны н учиты законом,е вая ерностей наруш ения стационарности связей и их врем енную и пространственную структуру, м но в колебания гидром ож се етеорологических эле­ м ентов свести кнепредсказуем мш ам П м ы ум. о нениюО А Д.. роз­ д в » возм ности.сверхдолгосрочны прогнозов откры оа, ож х вает лиш четкая статистически рациональная постановка вопроса, ь опираю аяся н эм щ а пирически или теоретически обоснованны е особенности структуры и наибол точны критерии анализа ее е врем х рядов [81].

енны Изучая различного род колебания, следует вы а делить чисто случайны колебания, возникаю ие под влиянием эл ентар^ е щ ем ной ф р ы связности типа простой ц М ом епи аркова. Э проц тот есс соверш.апериод енно ический. З есь последую ие члены данного д щ проц есса зависят только от посл ней е реализации. М ед го арков­ ские проц ессы даю сущ т ественны вклад в колебания явлений й с больш инерцией, таких как ледовитость и теплосодерж ой ание морей и океанов. Е вклады м слл арковских проц ессов н учи е ты вать, то они искаж т ф аю актическую длительность циклов, обнаруж х с пом ью автокорреляции.

енны ощ Несколько иной подход к разработке проблем прогнозов ы больш заблаговрем ой енности предлагает Г. И М. арчук, которы й объ ясняет причины возникновения крупны аном х алий тем пера­ туры воды в океане как результат возникш первоначально их аном алий в м ны систем облачны образований над М ощ х ах х и­ ровы океаном [134, 1 5 Е облачность над каким м 3 ]. сли -либо районом океана м е ср д е м еньш е н й ноголетней, тоонапропускает больш сум арной солнечной радиации и тем ем пература поверх­ ностного сл повы ается. Н оя ш агреты вод переносятся систе­ еы мй м о еридиональны течений на се е Атлантики и Тихого х вр океана, достигаю вы т соких ш ирот, где происходит интенсивны й теплообм с атм е ен осф рой. В районах с холодны полярны м м воздухом создаю больш горизонтальны тем тся ие е пературны е градиенты которы способствую образованию циклонов [35,, е т 6 ]. Е рассчитать скорость течений в океанах и расстояние 9 сли от зоны прогревания поверхностны тропических вод д райо­ х о нов с м аксим альны турбулентны теплообм м м еном океана и ат­ м сф р, то оказы о еы вается, что это врем равно трем рем я -четы м ам Г. И М есяц.. арчук д ает вы о том что с пом ью ел вод, ощ спутниковой инф ации о облачности м но обнаруж орм б ож ить районы с крупны и аномм алиям тем и пературы которы че е, е рз се н оказы т влияние на характер гидром зо ваю етеорологических процессов в ум еренны шх иротах. А нализ м ноголетних наблю ­ дений за облачностью и полям тем и пературы вод в океанах ы м ет послуж основой для прогнозов тем ож ить пературы вод ы больш заблаговрем ой енности.

А Ф Треш.. ников и д [37, 1 0 2 отм т, что в настоя­ р. 5, 27] ечаю щ е врем предсказы с б ой, заблаговрем е я, вая ольш енностью со­ стояние ледяного покрова в арктических м орях и атм ерной осф циркуляции, прогнозисты основы тся в больш ваю инстве случаев на внеш последовательности см н собы Э происходит ней еы тий. то потом что н вы у, е явлены м еханизм, обусловливаю ие эту по­ ы щ следовательность. П оэтом одна и главны задач м у з х ноголетней програм ы «П Л КС состоит в количественной оц м ОЭ » енке роли а осф ры и океана в ф ировании их теплового баланса. По­ тм е орм м о этого, актуальной проблем науки является изучение им ой экстрем альны состояний океана и атм еры их объ х осф, яснение и предсказание. П ительны результаты бы получены А. И К олож е ли. арака ш м при разработке м а прогноза сред годовой тем е етод ней пера­ туры вод сл 0 2 0 м на разрезе «К ы оя — 0 ольский м иан» [95].

ерид В этой работе полунено прогностическое уравнение вид а (6.1) ^ Ч ' Ч 0 -54^ " V i - (0,05В\7и)„..и где A n~ и енение тем tw ~ зм пературы вод от года к году;

ы (A/iJV, — аном алия тем пературы воды за м преды его арт дущ года;

1]п—i — коэф иц $ ф иенты разлож ения п^ля давления п о естественны составляю им над С м щ еверной Атлантикой и Е вро­ пой в январе и ф вр л преды его года.

е ае дущ О беспеченность невы а ош ход ибки за ±0,3°С п уравнению о (6.1) составляет 80% а отнош, ение S /cr=0,75. И спользуя неко­ торы вариации при под е боре предикторов, А И К.. аракаш раз­ работал прогностические зависим ости, позволяю ие пред чи щ вы слить тем пературу вод как средню за полугодие, так и д я ы ю л отдельны м сяц в.

хе е ' Д сверхдолгосрочны прогнозов тем ля х пературы вод исполь­ ы зуется квазидвухлетняя цикличность, вы явленная в изм енчи­ вости эл ентов реж а океана [7, 3, 5, 1 6 1 5 Н ем им 6 9 0, 2 ]. а рис. 3 а 3 б изображ распред ение квазидвухлетней со­ 2, 2 ено ел ставляю ей тем щ пературы вод отд ы ельно для четны инечетны х х л за период с 1 5 по 1 6 г. Э составляю ая тем ет 91 9 8 та щ пературы вод находилась для каж ы дого года как разность м ду ф еж акти­ ческим и сглаж м значениям тем и енны и и пературы вод [12, ы 11 А 6 ]. нализ рис. 3 а 3 б показы 2, 2 вает, что в четны годы гео­ е граф ическое распред ение и знак двухлетней составляю ей ел щ тем пературы вод им т противополож й характер п сравне­ ы ею ны о нию с нечетны и рядам что свидетельствует о реальности м и, квазидвухлетнего цикла колебаний тепловы проц х ессов С евер­ н Атлантики. А ой налогичны расчеты и сопоставления бы и е л сд еланы для п ей тем ол пературы вод за январь и ию Р ы ль. ас­ пред ение двухлетней составляю ей тем ел щ пературы вод д ы ля четны и нечетны январей и ию такж противополож х х лей е но, однако полож ение нулевой изолинии значительно изм еняется о т зим него к летнем сезону при неи енном полож у зм ении от год а к году.

В исследованиях м ноголетних колебаний теплового состоя­ ния м орей Е вропейского С вер бы установлено, что опред е а ло е­ ляю ей характеристикой в изм щ енчивости тем пературы вод ы данного района являю значительны м годовы тся е еж е.колебания в приносе тепла течениям [89, 1 8 А и 7 ]. двективная составляю ая щ вмо ногом зависит от изм енении в циркуляции а о е ы над тм сф р С еверной Атлантикой и прилеж им к н й м и. В ож ащ и е орям озм но, м акроциркуляционны проц е ессы в какой-то степени обусловлены солнечной активностью [53]. В годы интенсивной солнечной ак­ тивности в а о е е преобладаю м иональны проц, тм сф р т ерид е ессы а в период ослабления е в а о е е развита зональная цир­ е тм сф р куляция.

Н екоторы возм ности для разработки ф е ож оновы прогнозов х тем пературы воды откры т установленны связи м ду эпо­ ваю е еж хам однородной циркуляции а о е ы и-тем и тм сф р пературны ре­ м ж ом некоторы м рей Так, наприм в годы преобладания им хо. ер, запад ф р ыциркуляции а осф ры п В ной о м тм е о ангенгейм (1921— у 1 2 гг.) н р зр зе«К 99 аае ольский м иан» наблю ерид даласьтем пера тура вод ниж норм. С ые ы ледую аяэпоха циркуляции восточной щ Рис. 32а. Распределение квазидвухлетней составляющ ей температуры воды поверхностного слоя для четных лет.

Рис. 326. Распределение квазидвухлетней составляющей температуры воды поверхностного слоя для нечетных лет.

ф р ы (1930— 1 3 гг.) отличались сравнительно вы ом 99 соким и тем пературам вод н этом р зе. В эпоху м и ыа азре еридиональной ф р ы циркуляции а осф ры (1940— 1 4 гг.) оче ь часты и ом тм е 98 н м бы аном ли ально холодны годы 5 — 6 -е годы характери­ е. зую ком тся бинированной эпохой (С+ Е) циркуляции атм еры осф, и в гидрологическом /реж е м им орей Е вропейского С ве а на­ ер блю дались резкие переход от одного типа реж а м к дру­ ы им оря гом О у. бнаруж е законом енны ерности в м ноголетних колеба­ ниях циркуляции а о е ы и их связь с тепловы и процес­ тм сф р м сам бы использованы при разработке ф и ли оновы прогнозов х тем пературы вод Б ы аренцева м и урож оря айности поколений пром словы ры (179 1 ы х б, 8 ].

В настоящ врем б ое практическое значение и е т ее я ольш ме вопрос о м еханизм изм е енений клим В связи с этим возни­ ата.

кает необходим ость разработки м ов прогноза изм етод енений клим наш планеты для того чтобы предотвратить опасное ата ей, для чел овека ухудш ение природны условий.

х Как показы т данны наблю ваю е дений, полож ение границы м орских полярны льдов оказы х вает б ое влияние на тер­ ольш м ический реж а осф ры Н свобод о льд поверх­ им тм е. ад ной то а ностью океана в вы соких ш иротах тем пература воздуха в холод­ н е врем года обы опускается только н несколько граду­ о я чно а со ниж нуля, так как в таких условиях океан отдает довольно ве м тепла в атм еру. В тех ж условиях при наличии ле­ ного осф е дяного покрова, которы значительно ум ает поток тепла й еньш от океана, тем пература ниж него сл воздуха м ет опускаться оя ож н десятки градусов ниж нуля.

а е Уж неоднократно делались попы вы е тки яснить связь изм е­ нений ледяного покрова в С еверной Атлантике с колебаниям и клим Пата. олуэм пирическая теория терм ического реж а атм им о­ сф р, разработанная М И Б ко, позволяет сд еы.. уды елать заклю ­ че е о неоднозначности соврем ни енного клим атического реж аим и о е вы б го сокой чувствительности к изм енениям клим атообра­ зую их ф щ акторов {41, 4 ]. И анализа рассчитанны изм 2з х енений тем пературы воздуха н различны ш а х иротах п м ел о од и М И Б ко сл ует, что на больш части северного полу­.. уды ед ей ш ария основной причиной повы ения тем ш пературы в 20— 30-х годах бы увеличение сум арной радиации, приходящ к зем ло м ей ­ ной поверхности. Д расчета изм ля енений тем пературы соот­, ветствую их данны о изм щ м б енении солнечной радиации, сл ует ед принять во вним ание связь м ду терм еж ическим реж ом и ле­ им дяны покровом О м. чевид что в таких расчетах нел пред­ но, ьзя полагать стационарное состояние систем океан— полярны ы е льды атм сф р. Р — о е а асчет нестационарны проц х ессов в данной си м связан с больш и трудностям в особенности из-за сте е им и, недостаточного знания м еханизм теплообм м ду поверх­ а ена еж ностны и и ниж ащ и слоям океанических во.

м ележ им и д В посл ние годы в ряде стран организованы исследования ед антропогенны изм х енений клим которы указы т н не­ ата, е ваю а отлож необходим разработки м ов прогноза и ене­ ную ость етод зм ний клим под влиянием хозяйственной деятельности чело­ ата века.

П о-видим у, основная роль в образовании ф ктуаций ом лю клим ата, ледового и терм ического реж ов м им орей и океанов принадлеж изм ит енениям в общ циркуляции атм е, н ей осф ры о пространственны м табы анализируем х циркуляционны е асш ы х процессов долж бы н м е полуш ны ть е еньш ария. Э у условию том удовлетворяю типизации атм ерны проц т осф х ессов северного полуш ария, предлож е Г. Я В енны. ангенгейм и Б Л. Д ом. зерд зеевским{6, 7 ]. В данной работе предпринята попы исполь­ 95 тка зовать эти типизации для.анализа м ноголетних колебаний теп­ ловы процессов в С х еверной Атлантике.

6.2. П р о г н о з с о с т а в л я ю щ и х т е п л о Сц елью изучения изм енений состояния систем океан— ат­ ы м сф р в С о е а еверной Атлантике бы подвергнуты анализу ос­ ли новны составляю ие теплового баланса, рассчитанны за от­ е щ е дельны годы п данны судов погоды [2, 1 6 1 5 1 7 и сд ­ е о м 1 6, 8, 9] е лана попы их прогноза.

тка ' • Приходнь^ и расходны статьи бю ета тепла в океане за­ е дж висят в определенной м р от характера атм ерной циркуля­ ее осф ции в данном районе.. С ледовательно, представляет интерес проследить пространственно-врем енную изм енчивость состав­ ляю их теплового баланса при разны типах атм ерной цир­ щ х осф куляции. Д этой цели оказалось удобны использовать типи­ ля м зацию атм ерны процессов, разработанную М А В осф х.. алериа­ новой, прим енительно к району С еверной Атлантики [1 ]. Э 8 та типизация атм ерны проц осф х ессов провед в рам типиза­ ена ках ции Г. Я В. ангенгейм н полуш аа арии, н рассм о атривается на­ правленность воздуш х переносов в связи с конкретны и изм ны м е­ нениям барического поля в С и еверной Атлантике (см рис. 16).

.

И енения в пол давления воздуха в отдельны частях рас­ зм е х см атриваем акватории хорош учиты тся подтипам атм ой о ваю и о­ сф ерной циркуляции. В это позволяет достаточно эф ективно се ф использовать 1 подтипов атм ерной циркуляции М А В 4 осф.. але­ риановой для типизации составляю их теплового баланса.

щ Б инство подтипов атм ерной циркуляции характерно ольш осф д я какого-то определенного се н года, поэтом при типиза­ л- зо а у ции составляю их теплового баланса учиты щ валась наибольш ая повторяем подтипов атм ерной циркуляции в каж се ость осф дом ­ зо е данного ряда л т.

н е Составляю ие теплового баланса (поглощ щ енная солнечная радиация, эф ективное излучение, радиационны баланс, тур­ ф й булентны теплообм с атм ерой и потери тепла на испа­ й ен осф рение) вы числены в ср д е за каж й се н и для всех енм ды зо характерны подтипов циркуляции а о е ы подсчитаны их х тм сф р сезонн е значения. П этим данны построены карты распре­ ы о м деления составляю их теплового баланса, представленны щ е вА тласе [2 ].

Д оценки точности вы ля числения некоторы составляю их х щ п типовы распределениям А о м тласа и п полуэм о пирическим ф ул произвед сопоставления п м орм ам ены о атериалам н вош, е ед­ ш в исходны ряд, использованны при построении А им й й тласа.

О казалось, что расхож дение значений сум арной теплоотдачи;

м вы числяем х п двумуказанны вы еспособам несущ ыо мш, ественно.

Итак, п прогнозируем м полям среднего м о ы есячного атм о­ сф ерного давления м но определить подтип атм ерной цир­ ож осф куляции, а п нем получить ож оу идаем распред ение солнеч­ ое ел ной радиации, эф ективного излучения, радиационного баланса, ф турбулентного теплообм с атм ерой и потерь тепла н ис­ ена осф а парение в С еверной А тлантике.

В настоящ врем в м атических м ее я атем оделях крупном ас­ ш табного взаим одействия океана и атм е, в различны осф ры х прогностических схем и для других зад использую сред ах ач тся ­ ни ме ноголетние характеристики теплового баланса. В ероятно, составляю ие теплового баланса, опред енны п прогнози­ щ ел е о руем м пол давления, будут ближ к условиям конкретны ы ям е х л ч м сред ие м ет, е н ноголетние характеристики. В А тласе [21] привед такж карты вероятности появления того или иного ены е знака аном алии составляю их теплового баланса н аквато­ щ а рии С еверной Атлантики. К арты вероятности м но использо­ ож вать при составлении долгосрочны прогнозов тем х пературы воды поверхностного слоя или сл конвективного перем и­ оя еш вания.

К е рассм ром отренного вы е способ прогноза составляю ш а ­ щ теплового баланса поверхности С их еверной Атлантики, ЕИС.. еряков и Ю Д Р.. еснянский прим енили динам ико-стати­ стический м етод к прогнозу сезонны сум теплового баланса хм [193]. Т епловой баланс поверхности океана определялся п ф о ор­ ме ул Т - Р \-LE \-R(.

В табл. 2 приведены сред квадратические отклонения се 3 ние ­ зонны сум теплового баланса поверхности., хм Как уж отм е ечалось в преды их разделах настоящ ра­ дущ ей боты наибольш изм, ая енчивость наблю дается в районах судов погоды «D «В и « » В », » Е. нутригодовое распред ение м ел ноголет­ н й изм е енчивости теплового баланса характеризуется значи­ тельны и ам м плитудам колебаний о м энергией в зим и б ена ние м ы и зам есяц етной устойчивостью л. С етом пектр колебаний этих характеристик представлен на рис. 3. И 3 сходны ряд се й ­ зонны сум теплового баланса поверхности океана долж х м ен представлять собой непреры вную и однороднуюп условиям из о I i Таблица 23. Средние квадратические отклонения сезонных сумм теплового баланса поверхности океана в районе судов погоды за 1951 —1969 гг.

[в ккал/см2-сезон)] Судно погоды “X I I - I l aI I I - V a VI — V III "IX -X I 7, 7,2 3, А“ 9, 2, 10, В“ 15,5 10, 8,2 4, 5,7 2, С“ 6,1 14, 8, D“ 18, 8, 12,0 7,8 7, Е“ 8,2 6, 3, 4, Г 3,1 5, 8,5 4, У 6, 8,0 3,,К“ 4, 10,,М“ 10,7 4,0 5, Рис. 33. Спектры колебаний сезонных сумм теплового балаиеа поверхности океана в районе судна погоды «J».

мерени последовательность эл ентов, характеризую их про­ й ем щ ц сс больш пространственно-врем е ого енного м таба. М асш ожно считать, что измерения на судах погоды являю показателям тся и макропроцесса достаточно крупного района в океане. Н рис. а :R(t) Рис. 34. Корреляционная функция сезонных сумм теплового баланса по­ верхности океана в районе судна погоды «J».

1 — р я д 1951—1967 гг.;

2 — р я д 1951—1969 гг.

представлена корреляционная ф ункция двух 'рядов сезонны х сум теплового баланса для района судна погоды С м. равни­ тельно больш период корреляционной ф ие ы ункции свидетель­ ствую о возм ности прим т ож енения динам ико-статистического метода к прогнозам сезонны сум теплового баланса поверх­ хм ности океана {tR8). В табл. 2 приведены обеспеченности м ­ 4 е тодических прогнозов сезонны сум теплового баланса поверх­ хм ности океана, составленны динам е ико-статистическим (Рм ) и климатологическим (Р р м ам П) етод и.

Таблица 24. Обеспеченность прогнозов сезонных сумм теплового баланса поверхности Северной Атлантики (в районе судов погоды), составленных динамико-статистическим (Рм) и климатологическим методами (Рпр) (в %) Судно погоды „С.

" »D“ „Е“ „В“ „К" „М“ Л“ »А“ Зима 72 77 91 82 82 Рм 72 64 67 ' 73 82 45 Рпр Весна 86 73 85 82 75 64 Рм 79 55 69 45 73 Рпр Лето 92 55 62 64 92 77 67 Л, 54 44 62 42 45 58 77 67 Рпр Осень 100 92 92 73 83 69 75 Рм 53 83 67 50 64 67 46 Рпр Т к к а л /( с м 2-гад) Рис. 35. Прогнозируемые (1) и рассчитанные по наблюден­ ным данным (2 ) сезонные суммы теплового баланса по­ верхности океана, а — л ето м в рай о н е с у д н а п о го ды « D » ;

б — осенью в р а й о н е с у д н а погоды «А ».

Д е табл. 2 и рис. 3 свидетельствую о том что об анны 4 5 т, ес­ печенность невы а ош прогнозовсезонны сум теплового ход ибок хм б л н поверхности за ±0,8с в подавляю ем числ сл а а са г щ е учаев значительно превосходит природную обеспеченность.

Удовлетворительны результаты получены при испы е тании этого м а и н независим х рядах. З етод а ы аблаговрем енность про­ гнозов сезонны сум теплового баланса поверхности океана хм составл а од и д се н. К сож ял ин ва зо а алению из-за прекращ, е­ ния наблю дений н м а ногих судах погоды в С еверной А тлантике проверка разработанны схе долгосрочного прогноза сезонны хм х •с м теплового баланса поверхности океана н д ен д ум е овед а о конца.

6.3. К о м п о н е н т н о -г а р м о н и ч е с с в е р х д о л г о с р о ч н ы х п р о г н о з о в Некоторы концепции возд е ействия внеш косм них огеоф изиче­ ских сил на гидром етеорологические проц, используем е ессы ы в прогнозах больш ой заблаговрем енности, разработаны ИВМ.. аксим м [1 7 1 овы 2 — 3 ].

Предполагается, что в М ировом океане проявляю силы тся д орм ии, возникаю ие вслед еф ац щ ствие неравного сж атия З лем и лри неодинаковы в разны районах значениях силы тяж х х ести, приливообразую их си Луны и С щ л олнца, нутационны си и хл воздействия солнечной активности.

Д ение Луны вокруг З ли созд систем долгопериод­ виж ем ает у ны лунны приливов, причем реальность этих приливов, осо­ х х б н о 19-л ен етнего деклинационного лунного прилива, доказана м атериалам уровенны наблю и х дений. Д ение З ли вокруг виж ем С олнца созд в океане полугодовой и годовой солнечны при­ ает е ливы С д орм ии, возникаю ие в результате нутацион­. илы еф ац щ ны качаний зем о, приводят к возникновению в океан х ной си е и а о е е так назы ого «полю тм сф р ваем сного прилива».



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.