Климатическая изменчивость составляющих теплового баланса поверхности северной части Тихого океана

2012

Известия ТИНРО

Том 169

УДК 551.58:551.465

В.И. Пономарёв, В.А. Петрова, Е.В. Дмитриева*

Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН, 690041, г. Владивосток, ул. Балтийская, 43

КЛИМАТИЧЕСКАЯ ИЗМЕНЧИВОСТЬ СОСТАВЛЯЮЩИХ ТЕПЛОВОГО БАЛАНСА ПОВЕРХНОСТИ СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ ТИХОГО ОКЕАНА

Исследуются особенности пространственной и разномасштабной временной изменчивости компонент теплового баланса поверхности (БТПО) Тихого океана севернее 20° ю.ш. на основе статистического анализа временных рядов средних месячных величин составляющих БТПО по данным метеорологического NCEP NCAR реанализа. Оцениваются климатические тренды и вклад каждой из составляющих теплового баланса в величину и изменчивость годового результирующего потока тепла, поступающего в атмосферу или океан через его поверхность. Показаны климатические тренды средних годовых составляющих теплового баланса в различных тропических и внетропических районах океана. Определены статистические связи составляющих БТПО в различных внетропических и тропических районах океана. Установлено, что сдвигу климатического режима в северной внетропической части Тихого океана в конце 1970-х гг. предшествовало быстрое изменение теплообмена между океаном и атмосферой в западном и центральном тропических районах. Предполагается, что заметное опережение быстрого изменения теплообмена между океаном и атмосферой в тропических районах Тихого океана по отношению к сдвигу климатического режима в его субарктических районах связано с существенной ролью лидирующих аномалий циркуляции Хэдли.

Ключевые слова: внетропическая часть Тихого океана, тропическая часть Тихого океана севернее 20о ю.ш., поверхность океана, потоки тепла, составляющие теплового баланса поверхности океана, NCEP NCAR реанализ, сдвиг климатического режима, тренд потоков, изменчивость потоков.

Ponomarev V.I., Petrova V.A., Dmitrieva E.V. Climaic variability of the heat balance components at the sea surface in the North Pacific // Izv. TINRO. — 2012. — Vol. 169. — P. 67-76.

Features of spatial and temporal variability in multiple scales are investigated for heat fluxes (latent, sensible, short- and long-wave radiation) at the sea surface in the Pacific Ocean north of 20° N on their monthly time series for 1948-2009 modeled by NCEP/NCAR reanalysis with 2° x 2° resolution. Climatic trends of the annual mean heat fluxes and total net heat flux are estimated, contribution of each component to the net heat flux is evaluated for certain regions. Heat exchange between the

* Пономарёв Владимир Иванович, кандидат физико-математических наук, ведущий научный сотрудник, e-mail: pvi711@yandex.ru; Петрова Вера Алексеевна, старший инженер, e-mail: vap203@poi.dvo.ru; Дмитриева Елена Витальевна, кандидат технических наук, старший научный сотрудник, e-mail: e_dmitrieva@poi.dvo.ru.

ocean and atmosphere increased in the period 1948-2009, in particular in the zone of Subarctic Front and the Kuroshio region westward from 180°, where the ocean lost the heat, and in the tropical zone, where the ocean accumulated the heat. Statistical relationships between the components are revealed. The climate regime shift in the extratropic North Pacific in the 1970s was preceded by rapid increase of the total net heat flux at the sea surface in the western and central regions of the tropical zone. This asynchronism is possibly related to the effect of leading anomaly in Hadley circulation.

Key words: extra-tropical, tropical, Pacific Ocean, sea surface, heat flux, net heat flux, latent heat flux, sensible heat flux, long-wave radiation, short-wave radiation, NCEP NCAR reanalysis, climate regime shift, heat flux trend, heat flux variability.

Введение

Одним их важнейших факторов, регулирующих климатические колебания и обратные связи в системе океан-атмосфера, является теплообмен на границе раздела этих сред, в частности результирующий поток тепла (Q), направленный от поверхности океана в его нижележащие слои или в атмосферу в зависимости от сезона и района океана. Величина Q рассчитывается как сумма составляющих уравнения теплового баланса поверхности океана, а именно затрат тепла на испарение (скрытый поток тепла — IE), турбулентного потока тепла (явный поток тепла — SO), результирующих потоков коротковолновой (SWR) и длинноволновой (LWR) радиации.

Цель работы — оценить климатические тренды составляющих уравнения баланса тепла поверхности океана (БТПО) и вклад каждой из них в величину Q, его межгодовую и многолетнюю изменчивость за период с 1948 по 2009 г. в различных районах Тихого океана к северу от 20о ю.ш.

Материалы и методы

Исходными данными являются временные ряды средних месячных величин составляющих БТПО по данным метеорологического NCEP NCAR реанализа в узлах широтно-долготной сетки 2° х 2° с 1948 по 2009 г. в Тихом океане севернее 20° ю.ш., по которым в работе рассчитывается Q. Ранее (Intercomparison and validation ..., 2000; WCRP/SCOR Workshop ..., 2001; Пономарёв и др., 2010) была показана правомерность использования этих данных для исследования процессов теплообмена между океаном и атмосферой.

С учетом физико-географических условий и пространственной неоднородности межгодовой и многолетней изменчивости характеристик системы океан-атмосфера выделены 8 внетропических районов северной части Тихого океана (Пономарёв и др., 2010). Первые три района расположены западнее 180°: северозападный (NW) и юго-западный, включающий район Куросио (SW), субарктическая фронтальная зона (FW). Восточнее 180° расположены калифорнийский район (CL), район зал. Аляска, или алеутский (AL), северо-восточный (NE), юговосточный (SE) районы и субарктическая фронтальная зона (FE), расположенная в широтном поясе 36-42° с.ш. Выделеный энергоактивный район зал. Аляска расположен севернее 52° с.ш.

В тропическом поясе Тихого океана по аналогии с принятыми ранее (Ashok et al., 2007) выделены 4 района: западный (C: 125-145° в.д. 10 ю.ш. - 20° с.ш.), центральный (A: 165° в.д. — 140° з.д. 10° ю.ш. — 10° с.ш.), восточный (B: 110-80° з.д. 15° ю.ш. — 5° с.ш.) и NINO3 (150-90о з.д. 5о ю.ш. — 5° с.ш.). Выделенные районы представлены на рис. 1, иллюстрирующем пространственную неоднородность среднего годового Q на поверхности океана, осредненного за многолетний период с 1948 по 2009 г.

140° 160° 180° 200° 220° 240° 260° 280°

Рис. 1. Климатический средний за год поток тепла (Вт/м2) от поверхности океана в атмосферу (отрицательная величина) или в его нижележащие слои (положительная величина). Выделены районы, в пределах которых производилось осреднение составляющих теплового баланса. Условные обозначения в тексте

Fig. 1. Mean annual net heat flux (W/m2) from the sea surface to atmosphere (negative values) or to the ocean (positive values). The areas of the heat balance components averaging are shown by boxes; other symbols are described in the text

Результаты и их обсуждение

Средние многолетние величины составляющих теплового баланса поверхности океана и Q, а также амплитуда их годового хода имеют существенные отличия в каждом из выделенных районов. Значительно отличается и вклад каждой составляющей БТПО в результирующий поток тепла и его изменчивость.

Распределение средних месячных и средних годовых значений результирующего потока коротковолновой радиации, как правило, является близким к зональному, величина SWR увеличивается к экватору. В период с 1948 по 2009 г. величина климатического среднегодового, осредненного в выделенных районах океана, SWR изменяется от 109 Вт/м2 в алеутском районе до 216 Вт/м2 в районе NINO3. В энергоактивных районах Куросио (SW) и субарктической фронтальной зоны западнее 180° (FW) величина этого потока составляет соответственно 173 и 145 Вт/м2. Максимальная в исследуемой области Тихого океана дисперсия среднего годового SWR наблюдается в центральном тропическом районе (А) и районе NINO3, минимальная — в северо-восточном внетропическом районе.

Пространственная изменчивость результирующего потока длинноволновой радиации существенно меньше, чем коротковолновой. Величина климатического среднегодового LWR изменяется от 49 Вт/м2 в западном тропическом районе до 60 Вт/м2 в юго-западном внетропическом районе. В период с 1948 по 2009 г. в области океана, расположенной южнее субарктической фронтальной зоны, а также в калифорнийском районе дисперсия SWR превосходит дисперсию LWR. Севернее субарктической фронтальной зоны величины дисперсии этих радиационных потоков соизмеримы.

На большей части рассматриваемой акватории океана выявлен статистически значимый положительный линейный тренд результирующего SWR, что соответствует его увеличению за период с 1948 по 2009 г. и увеличению результирующего потока тепла в океан. Только в двух районах, а именно в субарктической фронтальной зоне восточнее 180° и в калифорнийском, этот тренд статистически незначим. Наибольшее увеличение результирующего потока коротковолновой радиации наблюдается в районах центральном тропическом и №N03 (рис. 2).

н

«

%

СЙ

Рис. 2. Климатические тренды и колебания средней годовой величины результирующего потока коротковолновой радиации, осредненного в тропических районах: центральном (а) и NINO3 (б). Здесь и далее R — коэффициент корреляции линейного тренда

Fig. 2. Year-to-year changes and climatic trends of annual mean net flux of short-wave radiation averaged within two tropical regions: central (a) and NINO3 (б). Hereafter: R — correlation coefficient of linear trend

Статистически значимый положительный линейный тренд выделяется и в результирующем LWR во внетропических районах восточнее 180°, а также в западном и восточном тропических районах, что соответствует уменьшению его величины и увеличению результирующего потока тепла в океан в этих районах. В центральном тропическом районе прослеживается отрицательный линейный тренд длинноволнового радиационного баланса, что соответствует его возрастанию по абсолютной величине. Доверительная вероятность полученных линейных трендов превышает 95 % по критерию Фишера.

Пространственная изменчивость потока тепла за счет испарения (скрытого потока тепла) по сравнению с остальными компонентами теплового баланса максимальна. Наибольшая величина (-173 Вт/м2) климатического годового 1Е наблюдается в юго-западном внетропическом районе, включающем течение Куро-сио. Минимальные величины (-43-44 Вт/м2) этого потока отмечаются в северозападном, северо-восточном и алеутском районах. В этих районах абсолютная величина климатического среднего годового 1Е меньше величины LWR, а дисперсия первого 1Е больше дисперсии второго. Величины климатического среднего годового скрытого потока тепла в районе западной субарктической фронтальной зоны (105 Вт/м2) и в восточной части субтропического круговорота ^Е), включающего продолжение течения Куросио на восток (109 Вт/м2), сопоставимы. Вместе с тем дисперсия этого потока в районе FW почти в два раза выше, чем в районе SE. Максимальная величина дисперсии 1Е отмечается в районе №N03.

Выявлены статистически значимые линейные тренды увеличения 1Е: в югозападном субтропическом районе и западной субарктической фронтальной зоне, а также тренды его уменьшения в алеутском, северо-восточном, центральном и западном тропических районах Тихого океана, включая район №N03. В остальных районах океана (NW, SE, FE, ^ и В) тренды 1Е статистически незначимы. Максималь-

ный рост величины затрат тепла на испарение (скрытого потока тепла) наблюдается в юго-западном районе, включающем течение Куросио, а максимальное уменьшение величины этого потока — в тропических районах: центральном (А) и №N03 (рис. 3).

Рис. 3. Климатические тренды и колебания средней годового скрытого потока тепла IE, осредненного в юго-западном субтропическом

Fig. 3. Year-to-year changes and climatic trends of annual mean latent heat flux averaged within the southwestern subtropical region

Пространственная изменчивость явного потока тепла существенно меньше, чем скрытого. Климатический осредненный за год турбулентный (явный) поток тепла, направленный от поверхности океана в атмосферу, изменяется от -6 Вт/м2 в районе NINO3 до -34 Вт/м2 в западной субарктической фронтальной зоне, где он достигает наибольших по абсолютной величине значений, оставаясь существенно меньше затрат тепла на испарение (скрытого потока тепла). В районах, расположенных севернее субарктической фронтальной зоны, временная изменчивость явного потока тепла (дисперсия) соизмерима или превышает временную изменчивость (дисперсию) скрытого потока тепла. В период с 1948 по 2009 г. в соответствии с оценкой линейного тренда явный поток тепла от поверхности океана в атмосферу увеличивается в районах SW и FW, а в остальных выделенных районах уменьшается. В восточной тропической области океана (район B) линейный тренд статистически не значим. Максимальный рост явного потока тепла за период с 1948 по 2009 г. наблюдается в западной части субтропического круговорота (район SW), а максимальное его уменьшение — в алеутском районе.

Во внетропическом районе северной части Тихого океана к северу от 20° с.ш. западнее 170° з.д. климатический среднегодовой Q от поверхности в

нижележащие слои океана — отрицательный, направлен из океана в атмосферу. Этот поток достигает наибольших по абсолютной величине значений в западной субарктической фронтальной зоне и в районе течения Куросио. Средние для этих районов климатические значения годового Q составляют соответственно -53 и -48 Вт/м2. Наибольшая временная изменчивость (дисперсия) Q прослеживается в районе западной субарктической фронтальной зоны. Восточнее 170° з.д. и в экваториально-тропической области океана годовые значения Q преимущественно положительные, соответствуют поступлению тепла в океан. Исключением является район зал. Аляска, где средние годовые значения Q отрицательные. В этом районе величина дисперсии Q соизмерима с величиной дисперсии в юго-западном районе. Во внетропических районах положительный Q достигает наибольших значений (60 Вт/м2) в калифорнийском районе. Он компенсируется адвекцией холодных вод Калифорнийского течения с севера.

Максимальные величины среднего годового результирующего потока тепла Q, направленного в океан, отмечены в восточной тропической области с центром, смещенным к югу от экватора, где Q превышает 120 Вт/м2. Эта тропическая область наряду с западной и центральной выделена в работе Ашок с соавторами (Ashok еі аі., 2007), где предложен новый индекс тропического колебания Эль-Ниньо Модоки. Средний годовой поток тепла направлен от поверхности океана в его нижележащие слои (положительные значения) в районе №N03 во все годы с 1948 по 2009 г., там он достигает наибольших значений. В центральной и западной тропических областях Q ежегодно имеет положительные значения после 1969 г. Климатический годовой поток тепла в тропических районах С и А сопоставим по величине с Q в северо-западном внетропическом районе и составляет около 15 Вт/м2, что по абсолютной величине в 4 раза меньше, чем в районе №N03. Абсолютная величина годового Q в среднем за многолетний период (65 Вт/м2) и пределы его изменения с 1948 по 2009 г. в районе №N03 больше, чем в энергоактивных районах Куросио и западной субарктической фронтальной зоне (48 и 53 Вт/м2). Величины дисперсии годового Q в районах западном тропическом и юго-западном внетропическом сопоставимы, а в центральном тропическом и №N03 существенно больше, чем в районах В, SW, FW. Соответственно меж-годовые и многолетние колебания энергообмена между океаном и атмосферой в центральной тропической области могут оказывать значительное влияние на аномалии во внетропических широтах системы океан-атмосфера, как и канонические события Эль-Ниньо.

Глобальному потеплению за период с 1948 по 2009 г. сопутствует линейный тренд увеличения среднего годового Q из атмосферы в океан в северо-восточном, калифорнийском и во всех тропических районах Тихого океана. При этом Q из океана в атмосферу увеличивается в юго-западном субтропическом районе и в западной субарктической фронтальной зоне, но уменьшается в алеутском районе. Наибольший рост Q, направленного из атмосферы в океан, за отмеченный 62-летний период наблюдается в центральной тропической области и районе №N03 (рис. 4).

Оценки статистических характеристик среднего годового ^) и других составляющих теплового баланса поверхности океана показали, что в каждом из выделенных районов вклад этих составляющих в результирующий поток тепла через поверхность океана, а также в его временную изменчивость имеет существенные отличия. В энергоактивных районах течения Куросио и субарктической фронтальной зоны западнее 180° доминирующую роль в изменчивости теплообмена между океаном и атмосферой играет изменчивость скрытого потока тепла. Дисперсия средней годовой величины именно этой составляющей баланса тепла поверхности океана существенно превосходит дисперсию других составляющих Q. В районах, расположенных севернее субарктического фронта (AL, NW, №), возрастает вклад в Q явного потока тепла и длинноволнового радиационного баланса, величина которого здесь, как правило, превосходит величину ІЕ. Тем не менее

Рис. 4. Климатические тренды и колебания среднего годового потока тепла Q в западной субарктической фронтальной зоне

Fig. 4. Year-to-year changes and climatic trends of annual mean total net heat flux in the western region of the Subarctic Front

дисперсии явного и скрытого потоков тепла превосходят дисперсию результирующего длинноволнового радиационного потока тепла. В калифорнийском районе изменчивость годового суммарного потока тепла через поверхность океана в основном определяют изменчивость 1Е и SWR. В этом районе в некоторые годы абсолютные величины аномалий коротковолнового радиационного баланса были соизмеримы или превышали абсолютные величины аномалий скрытого потока тепла.

В тропических районах существенно возрастает вклад изменчивости коротковолнового радиационного баланса в межгодовые и многолетние колебания величины результирующего потока тепла на поверхности океана. Установлено, что в этих районах наблюдается статистическая связь с положительным коэффициентом корреляции при нулевом лаге между аномалиями коротковолнового радиационного баланса и среднего годового результирующего потока тепла через поверхность океана. Во внетропической области северной части Тихого океана статистически значимая связь (с отрицательным коэффициентом корреляции) между аномалиями этих потоков отмечена только в северо-восточном районе. В отдельные годы аномалии средних годовых величин SWR сопоставимы или превышают величины аномалий годовых величин 1Е (рис. 5). Максимальная величина дисперсии результирующего потока коротковолновой радиации (81 Вт2/м4) на поверхности океана отмечена в центральном тропическом районе, что превышает величину дисперсии 1Е в этом районе, а также в районах течения Куросио и в западной субарктической фронтальной зоне.

Рис. 5. Аномалии (относительно средней величины за период с 1948 по 2009 г.) среднего годового скрытого потока тепла IE (а) и результирующего потока коротковолновой радиации SWR (б) в центральном тропическом районе

Fig. 5. Anomalies (relative to 1948-2009) of annual mean latent heat flux (a) and net flux of short-wave radiation (б) in the central tropical region

Следует отметить, что сдвигу климатического режима во внетропической северной части океана в конце 1970-х гг. (Wu et al., 2005) предшествовало резкое изменение теплообмена между океаном и атмосферой в западной и центральной областях тропической зоны Тихого океана (Ponomarev et al., 2011). Последнее обусловлено главным образом быстрым увеличением коротковолнового радиационного баланса и уменьшением затрат тепла на испарение. В центральной тропической части океана до сдвига климатического режима период теплонакопления продолжался с сентября по апрель, а после сдвига — в течение всего года. В западной тропической области теплоотдача океана в атмосферу происходила до сдвига климатического режима с ноября по февраль, а после сдвига — с декабря по февраль (рис. 6).

н

«

<У

-15-

-30 -1

Рис. 6. Годовой ход результирующего потока тепла Q на поверхности океана в центральном (а) и западном (б) тропических районах: 1 — до, 2 — после сдвига климатического режима в конце 1970-х гг.

Fig. 6. Annual cycle of the total net heat flux at the sea surface in the central (a) and western tropical (б) regions before (1) and after (2) climate regime shift in the late 1970s

Определены статистически значимые связи между аномалиями различных составляющих теплового баланса в тропических и внетропических районах Тихого океана к северу от 20° ю.ш. Положительная связь (при нулевом лаге) наблюдается между аномалиями результирующего коротковолнового радиационного потока тепла в тропических районах, расположенных восточнее 165о в.д. (А, №N03), и суммой явного и скрытого тепла в алеутском и северо-восточном внетропических районах. Положительная корреляционная связь прослеживается также между аномалиями скрытого потока тепла в том же крупномасштабном тропическом районе и во всех восточных внетропических районах (AL, NE и SE), расположенных восточнее 180°.

Выявлена значимая положительная связь с коэффициентом корреляции 0,5 между аномалиями результирующего потока коротковолновой радиации в центральном тропическом районе и скрытого тепла в алеутском районе. Наблюдается статистическая связь (с отрицательным коэффициентом корреляции) аномалий коротковолнового радиационного баланса во всех выделенных районах тропического пояса с аномалиями скрытого и явного потоков тепла во внетропических районах западнее 180°. Аналогичная связь обнаруживается между аномалиями коротковолнового радиационного баланса в западном тропическом районе и аномалиями ІЕ в субтропическом юго-восточном и калифорнийском районах. Кроме того, найдена связь с отрицательным коэффициентом корреляции между аномалиями скрытого потока тепла в тропических районах центральном (А) и №N03 и аномалиями этого потока в юго-западном районе и в западной субарктической фронтальной зоне. Статистическая связь с максимальным по абсолютной величине коэффициентом корреляции (-0,7) отмечается между аномалиями коротковолнового радиационного баланса в центральной тропической области (А) и скрытого потока тепла в юго-западном субтропическом районе (SW), где накопленное в центральных тропиках тепло расходуется на испарение.

Выводы

Установлено, что в течение последних 60 лет происходит существенное увеличение результирующего потока тепла в нижележащие слои океана от его поверхности в тропическом широтном поясе Тихого океана, обусловленное главным образом ростом результирующего потока коротковолновой радиации и уменьшением потери тепла за счет испарения. В энергоактивных районах течения Куросио и субарктической фронтальной зоны к западу от 180-го меридиана наблюдается увеличение потери тепла за счет испарения и соответственно рост результирующего потока тепла, поступающего в атмосферу из океана. В энергоактивном районе зал. Аляска отмечается уменьшение результирующего потока тепла в атмосферу из океана вследствие уменьшения как потери тепла за счет испарения, так и турбулентного потока тепла. В северо-восточном и калифорнийском районах выявлен значимый рост годового результирующего потока тепла, направленного из атмосферы в океан.

Максимальная изменчивость (дисперсия) среднего годового результирующего потока тепла в океан отмечается в центральной тропической области и районе №N03. Величины дисперсии этого потока в западной тропической области, районах зал. Аляска, Куросио и западного субарктического фронта соизмеримы и несколько меньше, чем в центральном и восточных тропических районах. Минимальная дисперсия среднего годового результирующего потока тепла отмечается в северо-восточном и юго-восточном внетропических районах.

В районах субарктической фронтальной зоны и течения Куросио основной вклад в многолетнюю изменчивость годового Q вносит изменчивость скрытого потока тепла. Севернее субарктической фронтальной зоны возрастает вклад явного потока тепла и длинноволнового радиационного баланса. В алеутском районе дисперсия турбулентного потока тепла превышает дисперсию скрытого потока тепла. В экваториально-тропической зоне океана многолетняя изменчивость среднего годового Q в значительной мере обусловлена изменчивостью коротковолнового радиационного баланса тепла. Выявлены статистически значимые связи с нулевым лагом между потоками тепла во внетропических районах и в экваториально-тропической зоне Тихого океана. Доминирующей стабилизирующей связью между составляющими потока тепла, направленными в океан и из океана, является связь между аномалиями результирующего потока коротковолновой радиации в центральном тропическом районе и аномалиями скрытого потока тепла в юго-западной субтропическом области, включающей район течения Ку-

росио. Соответственно межгодовые и многолетние колебания энергообмена между океаном и атмосферой в центральной тропической области могут оказывать значительное влияние на аномалии во внетропических широтах системы океан-атмосфера, как и канонические события Эль-Ниньо.

Оценки климатического тренда годовых величин компонент теплового баланса показали наибольший рост теплоотдачи океана в атмосферу в районе течения Куросио западнее 180о, а наибольший рост теплонакопления отмечается в экваториально-тропической зоне океана, где наблюдается максимальное увеличение результирующего потока коротковолновой радиации. Выявленным трендам составляющих теплового баланса сопутствует увеличение температуры поверхности Тихого океана, преобладающее в экваториальной и тропической зонах, в прилегающих к континентам окраинных областях субтропического круговорота, а также в восточной и северной окраинных областях субарктического круговорота (Бышев и др., 2001; Пономарёв и др., 2007). Во внетропических районах океана потепление полувекового масштаба преобладает в зимний сезон, как и потепление в континентальных районах северо-восточной Азии (Пономарёв и др., 2007).

Быстрое изменение теплообмена между океаном и атмосферой в 19631964 гг. в западном тропическом районе Тихого океана предшествует аналогичному изменению теплообмена в центральном тропическом районе в конце 1960-х — начале 1970-х гг., а также сдвигу климатического режима в северной внетропической части Тихого океана в конце 1970-х гг. Мы предполагаем, что заметное опережение быстрого (за несколько лет) изменения теплообмена между океаном и атмосферой в значительных по площади тропических районах Тихого океана по отношению к аналогичным изменениям в субарктических районах связано с существенной ролью лидирующих аномалий циркуляции Хэдли (Hou, 1998), претерпевающей значительные быстрые изменения именно в 1960-е гг.

Работа выполнена при поддержке проектов «Мпровой океан» 2011, РФФИ (проект 11-05-98610-р_восток_а) и гранта ДВО РАН 2011.

Список литературы

Бышев В.И., Нейман В.Г., Позднякова Т.Г., Романов Ю.А. Новые данные о термодинамическом режиме климатической системы в северном полушарии // Докл. АН. — 2001. — Т. 381, № 4. — С. 539-544.

Пономарёв В.И., Каплуненко Д.Д., Дмитриева Е.В. и др. Климатические изменения в северной части Азиатско-Тихоокеанского региона // Дальневосточные моря России. Кн. 1 : Океанологические исследования. — М. : Наука, 2007. — С. 17-48.

Пономарёв В.И., Петрова В.А., Манько А.Н. Изменчивость теплообмена северной внетропической части Тихого океана с атмосферой // Вестн. ДВО РАН. — 2010. — № 1(149). — С. 30-37.

Ashok K., Behera S.K., Rao S.A. et al. El Nino Modoki and its possible teleconnection // J. Geophys. Res. — 2007. — Vol. 112. — P. 11007.

Hou A. Hadley circulation as a modulator of the extratropical climate // J. Atmospheric Sciences. — 1998. — Vol. 55. — P. 2437-2457.

Intercomparison and validation of ocean—atmosphere energy flux fields : Final report of the Joint WCRP/SCOR Working Group on Air-Sea Fluxes. WCRP-112, WMO/Td-1036. — Cambrige : Cambrige Univ. Press, 2000. — 306 p.

Ponomarev V., Dmitrieva E., Petrova V., Shkorba S. Arctic-Asian Pacific teleconnections and anomalies in the Northwest Pacific marginal area // Programme & Abstracts Book IOC/WESTPAC 8 Intern. Sci. Sympos. — Pusan, Korea, 2011. — P. 304.

WCRP/SCOR Workshop on Intercomparison and Validation of Ocean—At-mosphere Flux Fields : WCRP-115, WM0/TD-1083, WCRP/SCOR. — N.Y. : Potomac. MD, 2001. — 362 p.

Wu L., Lee D.E., Liu Z. The 1976/77 North Pacific Climate Regime Shift: The Role of Subtropical Ocean Adjustment and Coupled Ocean-Atmosphere Feedbacks // J. Climate. — 2005. — Vol. 1. — P. 5125-5240.