Файл: Григоркина Р.Г. Прикладные методы корреляционного и спектрального анализа крупномасштабных океанологических процессов.pdf

Скачать файл
Заказать решение

ВУЗ: Не указан

Категория: Не указан

Дисциплина: Не указана

Добавлен: 29.06.2024

Просмотров: 205

Скачиваний: 1

ВНИМАНИЕ! Если данный файл нарушает Ваши авторские права, то обязательно сообщите нам.

сезонного хода. При достаточной длине реализации их разделе ­ ние возможно путем сравнения спектров среднемесячных и сред­

негодовых

значений.

У к а ж е м

на одно в а ж н о е преимущество использования дл я

спектрального анализа рядов аномалий относительно среднемноголетнего сезонного хода. Д л я функций спектральной плотности большинства океанологических процессов характерно наличие

максимума интенсивности на частоте сезонной

составляющей

(при анализе

ряда среднемесячных величин частота максимума

0,52 рад/месяц).

У ж е упоминалось о том, что если

спектр процес­

са имеет значимый пик на определенной частоте, то часть мощ ­

ности с этой частоты будет «просачиваться» на другие

частоты

из-за боковых лепестков частотной характеристики

фильтра,

применяемого при вычислении спектральной оценки. Н е с м о т р я на то, что боковые пики спектрального «окна» оценки Тыоки не превышают 2% высоты главного пика, пренебрегать их влияни­ ем нельзя. Так, при спектральном анализе межгодовой измен­ чивости океанологических процессов с сезонной компонентой подобный эффект в какой-то степени исказит представление о колебаниях низких частот. Д л я того чтобы отличить максимумы, соответствующие реальным низкочастотным колебаниям, от бо­ ковых пиков спектрального «окна», можно привлечь дл я сравне­

ния спектральную оценку ряда среднемесячных

аномалий.

П р и в е д е м для примера некоторые результаты статистическо­

го исследования межгодовой изменчивости

океанологических

процессов в Северной Атлантике. Спектральный анализ темпе­

ратурных рядов в различных районах Северной Атлантики

ука­

зывает на существование колебаний с периодами 2—4 года,

хотя

амплитуда

этих

колебаний обычно

невелика

(табл. 13). Отмеча-

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Та б л и ц а 13

Амплитуды двухчетырехлетних периодических колебаний

 

 

океанологических

процессов в северной части Атлантического

океана

 

 

 

Характеристика

 

 

 

Период,

Амплитуда

 

 

 

 

 

 

годы

Температура

воды

на

поверхности

в

районе суд-

3,5

0°,2

Температура воды на поверхности в районе судна

3,5

0°,4

погоды «Е» 1951—1960

гг

в Вудс-Холле

Температура

воды

на

поверхности

 

0°,6

1881—1914

гг

 

на

поверхности

в

«смедовском»

2,5

Температура

воды

2,5

0°,2

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Уровень в Портленде 1912—1956 гг

 

 

 

4

1 см

Уровень в Атлантик-Сити

1903—<1956

гг.

.

4

4 см

3,5

4 см

Уровень в Балтиморе

1903—1956 гг

 

 

3,5

5 см

Ледовитость

у

Исландии

(в условных

единицах

4

5,4

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Число айсбергов

в районе

Ныофаунленда

.

3

4

 

126

ется

высокая

когерентность

колебаний температуры

воды в

струе

Л а б р а д о р с к о г о течения

и

на периферии

Гольфстрима,

причем ф а з ы

их отличаются на

180°. Хорошо в

ы р а ж е н а

двух-

четырехлетняя периодичность в изменчивости уровня вдоль Ат­ лантического побережья Северной Америки с амплитудами, уменьшающимися с юга па север. -Когерентность колебаний уров­ ня и колебаний температуры воды в районе кораблей погоды достаточно велика и изменяется в пределах 0,6—0,7. В то ж е время когерентность уровня с индикаторами атмосферных про­ цессов (характеристиками Исландской депрессии, коэффициента ­ ми р а з л о ж е н и я поля аномалий атмосферного давления) низка. Этот факт может быть некоторым основанием дл я подтвержде ­ ния гипотезы Н. П. Смирнова (1966) о связи четырехлетних ко­ лебаний в океане с соответствующими ритмическими изменения­ ми в скорости вращения Земли .

Д л я решения вопроса, не является ли « а самом деле двухче­ тырехлетняя периодичность боковым пиком «спектрального ок­ на» сезонной составляющей, рассмотрим оценку спектральной плотности среднемесячных значений температуры воды в ВудсХоле по данным за 1881—1914 гг. М а к с и м у м спектра приходится

на частоту 0,52

рад/месяц

(рис. 15)

. Средняя амплитуда

годо­

вых колебаний

11°. Н а графике рис.

15 заметен незначительный

пик на частоте 0,21 рад/месяц.

Амплитуда

колебаний этой

часто­

ты составляет 4% от амплитуды годовой

составляющей .

Срав -

Рис.

15.

Спектр

колебаний средиеме-

Рис. 16. Спектр гармонического ко­

сячных

значений

температуры воды

лебания конечной продолжительности

в

Вудс-Холе

(1881—1914 гг)

 

127

S*

град месяц/pad

 

 

 

 

ним оценку спектра флукту­

 

 

 

 

ации

температуры

в о д ы и

0,9\

 

 

 

 

 

 

 

оценку

спектральной плот­

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

ности

тестового

гармониче­

 

 

 

 

 

 

 

 

ского

колебания

годового

 

 

 

 

 

 

 

 

периода

с

амплитудой 10 ус­

 

 

 

 

 

 

 

 

ловных

единиц

(рис.

16).

 

 

 

 

 

 

 

 

Это

гармоническое

колеба ­

 

 

 

 

 

 

 

 

ние является

приближенной

 

 

 

 

 

 

 

 

моделью

 

процесса

сезонной

 

0,1В

0,37

 

1,57

1,94

из'Менчивости,

представлен ­

 

 

ного

рядом

среднемесячных

 

 

 

 

 

о», рао/месяц

 

3

1,5

1,0

0,5

0,3

 

0,2

•величин.

 

Сходство

г р а ф и к о в

 

 

очевидно.

Кш

в

том,

т а к

 

 

 

 

 

 

L годы

Рис.

17.

Спектр колебаний

среднемесяч­

и в другом случае имеется

'Один

большой

 

максимум

ных

аномалий

температуры

воды в

 

спектра

и идентичные шиш в.

 

Вудс-Холе

(1881—1914 гг.)

 

 

 

 

 

 

 

 

области низких частот. Сле­

довательно, возможна и аналогичная интерпретация

причин,

обусловивших

появление

этих пиков, т. е. двух-

четырехлетняя

к а ж у щ а я с я периодичность

 

связана

со «спектральным окном»

се­

зонной

составляющей .

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Привлечем для дальнейшего сравнения спектральную оценку

ряда

аномалий среднемесячных значений (рис. 17), из которого

 

 

исключена б о л ь ш а я часть

 

 

годовой

компоненты.

В

0,6

 

данном

случае

эффект

 

«просачивания»

мощно­

 

 

0,4

-

сти

не должен быть сколь -

 

- / Л

либо существенным. Д е й ­

0,2

ствительно,

оценка спект­

0

 

ра

на графике рис. 17 име­

 

ет несколько почти рав ­

 

 

 

 

нозначных

максимумов,

 

 

один из которых прихо­

 

 

дится

на

интересующий

 

 

нас интервал частот 0,18 —

 

 

0,21

радЫесяц.

Поэтому

 

 

•можно

у т в е р ж д а т ь , что

в

 

 

процессе

действительно

 

 

присутствует колебание

с

 

 

периодом 3 года и амли -

 

 

тудой 0°,5.

 

 

 

0,29

0,37

0,66

1,14

1,42

1,71

 

 

 

 

 

w, рад/год

Рис. 18. Нормированные по дисперсии спект­ ры колебаний: числа айсбергов в районе Ньюфаундленда (а) и плавучего льда в

проливе Дэвиса (б)

 

В связи с недостаточ­

ной дискретностью

спект­

ра

температурных

рядов

в

области низких

частот

не

удается обнаружить

128

обычно выделяемые периоды в 6—7 лет н 9—11 лет. Во всяком случае трудно предполагать, что в этой области спектра интен­ сивность температурных колебаний значительна. Примечатель ­

но, что в спектрах колебаний уровня эти периоды

т а к ж е отсут­

ствуют. Некоторым подтверждением возможности

существова­

ния указанных циклов могут служить оценки спектральной плотности величин повторяемости плавучего льда в -проливе Д е -

внса

и числа

айсбергов

в районе

Ньюфаундленда (рис.

18 а, б ) .

К а к

видно из

графиков

на рис.

18. в повторяемости

плавучего

льда выделяется период в 6—7 лет, а в колебаниях числа айс­

бергов — периоды

в 10 лет. Необходимо, однако, отметить, ,что

статистическая надежность этих

циклов невелика, так как оценки

спектра получены

по р я д а м с

недостаточным числом данных .

§ 4. Сезонные колебания

Сезонная изменчивость океанологических

процессов, проис­

х о д я щ а я в верхнем пограничном слое океана,

определяется тер­

модинамическим взаимодействием океана и атмосферы . Сезон­ ные изменения теплового б а л а н с а поверхности моря, интенсив­ ности конвективного и ветрового перемешиваний, полей атмо­ сферного давления и ветра определяют сезонные колебания океанологических характеристик с периодом, равным тропиче­ скому году. О д н а к о в различные годы сезонные колебания могут отличаться как по амплитуде, так и по фазе . Происходит ампли­ тудная и ф а з о в а я модуляция сезонных процессов. Интенсивность модулирующего колебания может быть сравнима с интенсивно­ стью межгодовой изменчивости. Несмотря на то, что вызванные модуляцией изменения в общем случае не очень велики, именно

они представляют наибольший

интерес с прогностической

точки

зрения.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Г о д о в а я с о с т а в л я ю щ а я

является

доминирующей

в

спектрах

многих

океанологических

процессов.

Особенно значителен ее

в к л а д в дисперсию колебаний температуры

верхнего

слоя

океана

в зоне умеренных широт. Это,

например,

с

достаточной

очевид­

ностью следует и из графиков

спектральной

плотности

среднеме­

сячных

величин

температуры

поверхности

воды (рис. 19а, б ) .

Р о л ь сезонной

изменчивости

в колебаниях

уровня

 

несколько-

меньшая

(рис.

20).

 

 

 

 

 

 

 

 

К а з а л о с ь бы, вся необходимая информация о сезонном ходе процессов может быть получена известными методами гармони­ ческого анализа или периодограмманализа . Однако эти методы основаны на детерминистической концепции о природе изменчи­ вости. Такой подход не учитывает различных по происхождению и характеру флуктуации в океане, годовая компонента которых является лишь одной из составляющих . Отклонения от среднемноголетнего сезонного хода океанологических процессов опре­ деляются многими равнозначными факторами, и закономерно -

g Зак . 11821

129

Смотрите также файлы