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

сти этих отклонении проявляются только при статическом

осред­

нении. Используя

корреляционный и спектральный

анализ,

мож -

-.

,

,

но

определить:

устойчивость

5 Г ' н

сезонных

процессов;

интенсив­

ность годовых колебаний и ин­

тенсивность

их

межгодовой

модуляции;

согласованность

и

7,3

сдвиг >по фазе

сезонных

в а р и а ­

ций различных процессов и од ­

них и тех

ж е процессов

на

раз ­

личных

участках

исследуемой

акватории

или

на

различных

горизонтах.

Устойчивость

сезонных

ко ­

1,02 7,17

7.67

лебаний

может

быть определе­

22

н а

с

помощью

взаимиоопект-

рального

анализа

исследуемо­

го

процесса

с

тестовой

г а р м о ­

10

никой

годового периода, позво ­

л я ю щ е г о

т а к ж е найти

началь ­

ную

ф а з у

годовой

составляю ­

щей процесса относительно сро­

к а

начала

наблюдений.

Х6

Если

наблюдается

м о д у л я ­

ция

сезонной

компоненты,

то

',2

в спектре среднемесячных дан ­

ных

ширина

боковых

полос

около

несущей

частоты

0,52

рад/месяц

будет

больше

вели­

чины, равной учетверенной ди ­

скретности

спектральной

оцен­

167

ки

(см. §

1, гл .

I I I ) . Интенсив­

ность

модуляции

может

быть

ш, рао/жщ

приближенно оценена

к а к

Рис. 19. Спектры колебаний средне­

/ = 5 т о ( с о 0 )

Асоэф—45т (сйо)Асо,

где

5 т ( с о о ) — с п е к т р а л ь н а я

месячных значений

температуры

во­

ды

в районе

судов

погоды

«В»

(а)

плотность

на несущей

частоте,

•и «£» (б)

(1951—1966

гг.)

Асоэф — ширина

боковых

полос

спектра.

максимума,

Дсо — дискретность

Н а и б о л ь ш и й

интерес д л я

исследования

сезонной

изменчиво­

сти

представляют

возможности

взаимноспектрального

анализа .

Рассмотрим,

например,

результаты

взаимноспектрального

ана ­

ности

с показателями

атмосферной циркуляции

(давление

в.

центре

Исландского

минимума,

коэффициенты

р а з л о ж е н и я

поля аномалий давления по полиномам Ч е б ы ш е в а )

д л я север­

ной части Атлантического океана

(табл. 14). П р и в о д и м ы е

в.

Исландского

мм и и му м а.

s"M, смг

месяц/рад

5,0|-

<f,0

3,0'

2,01

1,0

0,09

0,48

7,07

1,65

ии,

рад/месщ

Рис.

20. Спектр колебаний среднемесячных значении

уровня в Гамильтоне (1893^-1920 гг.)

Высокая

когерентность

отмечается

т а к ж е

между колебания ­

пературный максимум

на

1—2 месяца. П о э т о м у вполне законо­

мерен

вывод, к которому

приходят многие авторы о том, что го­

довой

ход уровенного

р е ж и м а показателен для годового хода

тепловых процессов в

море.

Сложное сочетание и взаимодействие всего комплекса

этих

факторов приводит к в а р и а ц и я м амплитуды и ф а з ы

годовой

ком­

поненты в конкретные годы. Н а п р и м е р , в системе

Гольфстрима

течения по данным Н. П . Смирнова

(1966)

смещается

с юга на

север и северо-восток

с апреля - мая

до февраля - марта .

Таким об­

разом, усиление адвекции

тепла

Гольфстримом

на

материко­

вом склоне

Северной

Америки может ожидаться в зимние меся­

цы, в то время как годовой

максимум поступления

тепла за

счет

солнечной

радиации

наблюдается

летом

и сравнительно

мало

изменяется

от года

к году, значительные

межгодовые колеба-

9*

131

Сраппительные

характеристики

Когерент­

Рапиость

ность

фаз,

месяцы

Давление

в

центре

Исландского

минимума — тем­

пература воды:

Вудс-Холл

0,97

1

раной

судна

погоды

«В»

. . . .

0,96

2

район

судна

погоды

«£»

0.99

2

Температура

воды

в

районе

судна

погоды

«В» —

коэффициент

разложения

поля

аномалий

дав­

ления:

0.95

о-

А0 1

0,82

5-

Ао:-.

0,96

1

Температура

воды

в

районе

судна

погоды

«£» —

коэффициент разложения поля аномалий давле­

ния:

Аоо

0,92

'S

0,75

5-

Am

0,96

о-

А„

0,67

3

Температура

воды

в

Вудс-Холле — коэффициент

разложения

поля

аномалий давления:

Аоо

0.69

0'

'0,76

г>

0,60

А„

0,60

5.

Давление

в

центре

Исландского

минимума — уро­

вень моря:

0.70

1

Балтимор

0.63

з.

0,69

1

Уровень

моря

в

Портленде — температура

воды:

район

судна

погоды

«£»

0,92

2

0.52

6.

Уровень

моря

в Атлантнк-Сптн — температура во­

ды:

0.99

0

район

судна

погоды

«В»

район

судна

погоды

«£»

0,9»

L

мощью множественного

взанмноспектрального

анализа .

Значительная интенсивность и правильная периодичность го­

довой компоненты часто сводит к минимуму

полезную информа ­

цию, получаемую при статистическом анализе

океанологических

наблюдений. В к л а д интенсивности

сезонной

составляющей в об­

щ у ю дисперсию процесса,

а т а к ж е

в общую

дисперсию взаимо ­

ненте. Поэтому

надежное определение параметров

годовой со­

с т а в л я ю щ е й для

последующего исключения ее из

ряда наблю ­

довых колебаний остается неясным.

Существует т а к ж е

мнение о

неприливной природе полугодовых

колебаний, причем

полугодо­

в ы е колебания атмосферных

процессов

считаются

первичными

по отношению к океану. Д л я выяснения этих вопросов

полезным,

т а к ж е ка к и при исследовании

сезонных

процессов,

оказывается

спектральный и взаимноспектральный анализ .

мо стремиться к тому, чтобы полугодовые колебания

были до­

статочно разрешены относительно колебаний годового

периода.

Д л я

того чтобы разделить частоты двух соседних

энергонесущих

зон,

необходимо, ка к уж е было показано, чтобы

их положение

р а з л и ч а л о с ь на 4А«:

©о—<Й1='4АО>.

•В

соответствии с (§ 1, гл. I I I )

откуда

N= ,

4 Л Л М / ,

(5.1)

(со2—(<n)At

к

где п — отношение длины реализации N к максимальному

сдви­

гу

автокорреляционной функции т т . При Д * = 1 месяцу

и п = 1 0

в

соответствии с (5.1), N = 2 4 0

месяцев, при » г = 6 , N = 1 4 4

меся­

ца. Таким образом, чтобы получить нужную для выделения

полу­

годовых колебаний р а з р е ш а ю щ у ю способность спектра,

необхо­

тического

океана. Использовались следующие океанологические

данные

(см. т а к ж е § 3): 1) температура воды и разности темпе­

ратур

воды и воздуха в районе кораблей погоды «В», «D», «Е»

за период

1951—1960 гг.; 2) аномалии температуры воды в «смс-

довском»

районе «L» за периоды 1900—1940 и 1951 —1960 гг.:

атмосферных процессах

использованы

следующие материалы:

1) поле аномалий атмосферного давления

с границами 25° с. ш.—

85° с. ш. и 10° в. д.—110°

в. д. за периоды

1900—1940 и

1947—

1965 гг. Это поле аналитически

представлено полиномами

Чебы-

шева (36 коэффициентов) . И з

значимых

коэффициентов

разло ­