Циркуляция атмосферы в Тихоокеанском регионе как фактор современных изменений климата восточных районов России

Вестник ДВО РАН. 2012. № 3

УДК 551.513

О.А.ШТЕЙНЛЕ, Н. К .БАРАШКОВ А, М.А.ВОЛКОВА

Циркуляция атмосферы в Тихоокеанском регионе как фактор современных изменений климата восточных районов России

Представлены данные о пространственно-временной изменчивости цикло- и антициклонических центров действия атмосферы над Тихим океаном: Алеутского и Южно-Тихоокеанского минимумов, Гонолульского и Южно-Тихоокеанского максимумов. Показана интенсивность и изменчивость основных колебаний (Южного и Северо-Тихоокеанского) в атмосфере над Тихим океаном. Приводится информация о выраженности летних и зимних режимов муссонной циркуляции и дается предварительная оценка их связи с количеством атмосферных осадков в районе Хабаровска.

Ключевые слова: Тихий океан, центры действия атмосферы, мировые осцилляции, муссонная циркуляция.

The atmosphere circulation in the Pacific region as a factor of climate changes in the Eastern Russia.

O.A.SHTEYNLE, N.K.BARASHKOVA, M.A.VOLKOVA (Tomsk State University).

The data are presented on the spatial and temporal variability of cyclonic and anticyclonic centers of atmospheric action over the Pacific Ocean: Aleutian Islands and the South Pacific cyclones, Honolulu and the South Pacific anticyclones. It is shown that the intensity and variability of the fundamental vibrational structures (South and North Pacific) in the atmosphere over the Pacific Ocean. Data are presented for summer and winter monsoon circulation modes and a preliminary assessment of their relationship with precipitation in the region of Khabarovsk.

Key words: the Pacific Ocean, the centers of the atmospheric attack, global oscillations, monsoon circulation.

Понимание механизмов наблюдаемых изменений климата требует в первую очередь выявления тенденций циркуляционных характеристик атмосферы. Для решения этой задачи применительно к восточным районам России важна информация о состоянии основных объектов общей циркуляции атмосферы над обширной акваторией Тихого океана. Размеры океана и конфигурация окружающих участков суши обусловливают динамику атмосферы не только над океаном, но и над Землей в целом.

В атмосфере над Тихим океаном проявляют себя такие крупные объекты, как центры действия атмосферы ( Алеутский и Южно-Тихоокеанский минимумы, Гонолульский, иногда называемый Гавайским, и Южно-Тихоокеанский максимумы), пассатная и муссонная составляющие циркуляции, Южная и Северо-Тихоокеанская колебательные структуры. Здесь наблюдаются процессы тропического циклогенеза, осуществляется активный меж-полушарный энергетический обмен. Все перечисленные объекты и процессы находятся в тесном взаимодействии друг с другом, оказывая определяющее влияние на климат и текущие условия погоды не только ближайших, но и достаточно отдаленных (так называемые «дальние связи») регионов и частей материков.

На восточные районы России указанные циркуляционные объекты воздействуют через интенсивность муссонной циркуляции, влияние которой распространяется, согласно

ШТЕЙНЛЕ Ольга Александровна - аспирант, * БАРАШКОВА Надежда Константиновна - кандидат географических наук, старший научный сотрудник, доцент, ВОЛКОВА Марина Александровна - кандидат географических наук, доцент (Томский государственный университет). * E-mail: nkbar@sibmail.com

проведенным ранее исследованиям, до Байкала. Поведение циркуляционной составляющей климата этой территории позволит объяснить наблюдаемую разнонаправленность тенденций изменения температуры воздуха и количества осадков в восточных районах России.

Цель работы и материал

Нами поставлена задача определить показатели пространственно-временной динамики океанических центров действия атмосферы, состояния муссонной циркуляции на континентальной части Дальнего Востока и дать предварительную оценку некоторым «дальним связям» по режиму атмосферных осадков.

Исходным материалом для исследования послужили данные месячного разрешения о местоположении и интенсивности тихоокеанских центров действия атмосферы в Северном и Южном полушариях за 1891-2003 гг. [7, 8, 10], индексы Южного (SOI, АТ) и Северо-Тихоокеанского (NP) колебаний (http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/analysis), сведения о скорости и направлении ветра на изобарических поверхностях 1000, 900, 850, 700, 600, 500, 400 и 300 гПа по результатам аэрологического зондирования на станции Хабаровск за 1994-2008 гг. (http://weather.uwyo.edu), суточные данные об атмосферных осадках на станции за тот же период.

Результаты и обсуждение

Центры действия атмосферы (ЦДА). ЦДА как климатическое понятие возникло в связи с обнаружением этих центров на картах среднемноголетнего распределения приземного давления. На прогностическую информативность их пространственной динамики раньше других (1915 г.) указал Б.П.Мультановский [9]. С учетом состояния Азорского и Полярного ЦДА были построены первые схемы метеорологических прогнозов на сезон. Поначалу больше внимания уделялось исследованию североатлантических ЦДА. Северотихоокеанские центры одним из первых начал изучать Ван Шо-У [3], который подробно рассмотрел изменчивость Гонолульского максимума и Азиатской депрессии, их взаимодействие и влияние на погоду Китая. В России исследованием состояния ЦДА в зависимости от форм атмосферной циркуляции занимались А.А.Гирс и К.В. Кондратович [5]. Тихоокеанским циклоническим ЦДА Южного полушария посвящена работа Н.П.Смирнова с соавторами [10]. Южно-Тихоокеанский максимум и его связь со скоростью вращения Земли описаны в работе [4]. В то же время единая для обоих полушарий циркуляционная картина изучена недостаточно.

Средние многолетние характеристики положения (широта ф, долгота X) и интенсивности (давление Р) ЦДА приводятся в табл. 1, из которой следует, что Южно-Тихоокеанский минимум более глубок, примерно на 20 гПа, чем Алеутский, и располагается на 16° ближе к южному полюсу, чем его северотихоокеанский аналог по отношению к северному

Таблица 1

Статистические характеристики положения и интенсивности тихоокеанских ЦДА в 1891—2003 гг.

Р, гПа ф, °с.ш. X, в.д.

ЦДА Средн. о Макс. Мин. Средн. о Макс. Мин. Средн. о Макс. Мин.

Алеутский минимум 1003,3 6,6 1021,8 979,0 55 5,4 75 27 180 20 239 128

Гонолульский максимум Южно-Тихоокеанский 1022,3 3,8 1034,8 1002,0 34 5,3 65 10 145 12,3 227 109

максимум Южно-Тихоокеанский 1028,1 3,5 1035,9 1016,5 35 3 42 26 252 11,3 274 226

минимум 982,0 5,8 997,0 962,0 71 3,2 98 59 160 19 208 90

полюсу. Кроме того, Южно-Тихоокеанский минимум располагается на 20° западнее Алеутского. Гонолульский и Южно-Тихоокеанский максимумы по интенсивности различаются незначительно, в среднем на 6 гПа, и расположены приблизительно на одинаковом расстоянии от экватора. В то же время центр Южно-Тихоокеанского максимума находится значительно восточнее Гонолульского. Отметим, что такие параметры, как стандартное отклонение (о), дисперсия и амплитуда изменений, имеют более высокие значения для минимумов, что указывает на их меньшую устойчивость. При сравнении двух полушарий прослеживаются более высокие статистические значения указанных параметров для ЦДА Северного полушария. Таким образом, ЦДА Южного полушария более интенсивны, но менее изменчивы, чем их северотихоокеанские аналоги.

Выявление цикличностей в колебаниях состояния ЦДА осуществлялось с использованием метода интегрально-разностных кривых (рис. 1), предполагающего формирование ряда из сумм отклонений того или иного параметра (в нашем случае - давления) от ее среднего значения [2].

Установлено, что Алеутский минимум в начале ХХ столетия имел тенденцию к ослаблению, которая продолжалась до 20-х годов. В дальнейшем интенсивность циклона изменялась равномерно, без определенной направленности на углубление или заполнение: до конца 1970-х годов были периоды как заполнения (до 1006 гПа), так и углубления (до 1000 гПа) центра. Позже наметилась отчетливо выраженная тенденция к углублению Алеутского минимума, которая продолжается до настоящего времени. Минимум давления в центре (996,5 гПа) наблюдался в 2002 г.

Гонолульский максимум, как и Алеутский минимум, до начала 1920-х годов имел тенденцию к ослаблению. В последующие два десятилетия он несколько активизировался, после чего вновь наблюдалось его ослабление, закончившееся к началу 1950-х годов. Далее обнаруживается тенденция к усилению ЦДА, сохраняющаяся до настоящего времени. В то же время выделяется период (с конца 1970-х до конца 1990-х годов), когда значительных изменений в интенсивности максимума не было. В XXI в. интегральная кривая указывает на дальнейшее усиление этого ЦДА.

— Гонолульский максимум —Алеутский минимум------Южно-Тихоокеанский максимум

Рис. 1. Интегрально-разностные кривые отклонения давления от нормы

Южно-Тихоокеанский максимум, в противоположность Гонолульскому, в начале ХХ в. усиливался, но в 1915 г. начался длительный (до середины 1960-х годов) период его ослабления. Далее вновь восстанавливается тенденция усиления центра.

Южно-Тихоокеанский минимум до конца 1960-х годов мало менялся по интенсивности, но затем давление в центре начало расти, ЦДА стал заполняться. С конца 1970-х годов, практически одновременно с Алеутским минимумом, центр вновь стал углубляться, но через десятилетие наметился небольшой рост давления. С середины 1990-х годов углубление ЦДА возобновилось. Таким образом, начало нового столетия сопровождается усилением всех тихоокеанских ЦДА.

Динамика местоположения (широта, долгота) ЦДА определялась путем построения линейных трендов 1-го порядка среднемесячных отклонений (Аф, АХ) от нормы [1]. Анализ этих трендов показал, что Алеутский минимум в период с апреля по сентябрь смещается на юго-запад, с января по март, а также с октября по ноябрь (период наибольшей активности) циклон сдвигается на северо-запад. При этом изменения по долготе больше, чем по широте, и преобладающей является западная составляющая движения. В среднем за последние 120 лет доминирует движение на северо-запад.

Гонолульский максимум с марта по сентябрь, в период наибольшей активности, смещается в юго-восточном направлении, ближе к Евразии. В зимние месяцы, когда максимум ослаблен, он сдвигается на северо-запад. В среднем за анализируемый период центр смещается в юго-восточном направлении. Изменения по долготе, так же как и у Алеутского минимума, превышают изменения по широте.

Южно-Тихоокеанский максимум характеризуется монотонным движением на юго-восток (смещение к Австралии). С января по июнь более интенсивное смещение наблюдается по широте.

Движение Южно-Тихоокеанского минимума в целом разнонаправленно. Выделяется период с июня по октябрь, когда циклон смещается на северо-запад (к Южной Америке), такое же направление он имеет в среднем за год.

Таким образом, в среднем за анализируемый период северотихоокеанские ЦДА отдаляются друг от друга: Алеутский минимум сдвигается на северо-запад, а Гонолульский максимум - на юго-восток. Южнотихоокеанские ЦДА сближаются в широтном направлении (максимум движется на юг, минимум - на север), но по долготе движутся в противоположных направлениях (максимум - на восток, минимум - на запад). Смещение максимумов на юг ведет к их усилению, на север - к ослаблению. Циклонические центры углубляются при приближении к полюсам и заполняются при перемещении к экватору.

Мировые осцилляции. Состояние ЦДА тесно связано с такими колебательными структурами атмосферы и океана исследуемого региона, как Северо-Тихоокеанское и Южное колебания. Интенсивность колебаний оценивается с помощью индексов, включающих характеристики состояния атмосферы и океана. Южное колебание характеризуется индексом SOI, рассчитываемым по величинам атмосферного давления на станциях Дарвин (12° ю.ш., 131° в.д.) и Таити (17° ю.ш., 150° з.д.), расположенных вблизи очагов наиболее высокой отрицательной корреляции (г ~ -0.8) значений давления в районе Индонезии и Австралии, с одной стороны, и островами Сообщества в центре Тихого океана - с другой. Длительные отрицательные значения SOI часто сигнализируют об эпизодах Эль-Ниньо. В это время отмечается продолжительное потепление центральных и восточных тропических частей Тихого океана, ослабление тихоокеанских пассатов. Положительные значения SOI ассоциируются с сильными тихоокеанскими пассатами, потеплением воды к северу от Австралии и формированием эпизода Ла-Ниньо. Эффект Эль-Ниньо наиболее выражен в Южном полушарии, но обнаруживается и в более отдаленных районах, например в Северной Америке и Африке. Оценка «дальних связей» Южного колебания с режимом увлажнения на юге Западной Сибири приводится в работе [3]. Эль-Ниньо сопровождается понижением активности ураганов в Атлантике.

По международным соглашениям начиная с 2005 г. для идентификации явлений Эль-Ниньо и Ла-Ниньо используется океанический индекс Эль-Ниньо и Ла-Ниньо (АТ), который рассчитывается как среднее за три месяца отклонение температуры поверхности океана от нормы, рассчитываемой за период 1971-2000 гг. для экваториального района Nino 3-4 (5° с.ш.-5° ю.ш., 120-170° з.д.). Положительные отклонения на 0,5 °С и более в течение трех последовательных месяцев означают развитие Эль-Ниньо, отрицательные соответствуют Ла-Ниньо.

Интенсивность циркуляции атмосферы в северной части Тихого океана характеризуется индексом NP. В настоящее время он определяется по сеточным данным как стандартизированное отклонение средневзвешенного значения давления на уровне моря для района с координатами 30-65 °с.ш., 160 °в.д.- 140 °з.д.

Анализ данных за исследуемый период показал, что индекс SOI минимальных значений (до -2) достигает в марте и июне, максимальных - в сентябре. Аппроксимация его многолетней динамики (рис. 2) полиномом 6-й степени выявляет периоды (1935-1950 и 1980-1998 гг.), когда SOI в среднем был отрицательным. Линия тренда свидетельствует об учащении к концу рассматриваемого периода отрицательной фазы явления Эль-Ни-ньо-Южное колебание.

Океанический индекс ДТ для области Nino 3-4 максимальным был в 1997-1998 гг., т.е. одновременно с минимальным значением индекса SOI. Это совпадение проявилось в возникновении катастрофического эффекта Эль-Ниньо. Интенсивное явление Ла-Ниньо (SOI = 6, ДТ = -2) отмечалось в 1989 г.

Высокие значения индекса NP в начале ХХ столетия сменились низкими в 1920-1940-е годы (в 1940 г. индекс равнялся 9,6) и были связаны с усилением ЦДА Северного полушария. В 1940-1960-е годы индекс вновь растет, но в 1970-1980-е годы вновь наступает спад, и в 1983 г. индекс достигает своего второго минимума (10,5). Линейный тренд указывает на уменьшение индекса в рассматриваемый период и, следовательно, на повышение интенсивности северотихоокеанских ЦДА. Динамика NP в большей степени соответствует динамике интенсивности Алеутского минимума.

Муссонный режим циркуляции в Хабаровске. Состояние тихоокеанских ЦД А во многом определяет режим муссонной циркуляции на российском Дальнем Востоке. Муссонный характер циркуляции, как указывается в работе [5], создается таким специфическим свойством циклонической и антициклонической деятельности, как резкое преобладание циклонов над антициклонами в данном районе в одном сезоне и антициклонов над циклонами в другом сезоне при относительной устойчивости барических систем. Перебои в осуществлении муссонного режима бывают тогда, когда в районах обычной дислокации ЦДА хотя и преобладают барические образования одного знака, но их интенсивность и местоположение изменяются во времени. Могут наблюдаться и барические образования противоположного знака, обусловливающие ветры, отличные от преобладающих муссонных.

Для исследования муссонной составляющей циркуляции выбран Хабаровский край, который характеризуется как территория с муссонной тенденцией [11]. Выявление муссонного режима циркуляции проводилось по данным аэрологического зондирования на станции Хабаровск, расположенной в нижней части Среднеамурской низменности в месте слияния рек Амур и Уссури. Следуя С.П.Хромову [11], за зимний муссон принят режим смены направления ветра от 180 до 360°, а за летний - от 0 до 180°. На основе среднемесячных данных на изобарических поверхностях 1000, 900, 850, 700, 600, 500, 400, 300 гПа выделены месяцы перехода на режим зимнего и летнего муссонов и их продолжительность.

Динамика муссонных режимов за исследуемый ряд лет у поверхности земли (1000 гПа) представлена на рис. 3.

Заметна тенденция к увеличению продолжительности летних и уменьшению продолжительности зимних муссонов. Наблюдаемая неустойчивость режимов муссонной

Рис. 2. Динамика индексов мировых осцилляций

v* г41" г4" т^“ г4'

Зимниймуссон  Летниймуссон Рис. 3. Продолжительность муссонов на изобарической поверхности 1000 гПа

циркуляции, возможно, указывает на смену циркуляционной эпохи W (зональной) на одну из меридиональных. В результате активизируются крупномасштабные волновые процессы, которым будут сопутствовать резкие изменения в условиях погоды региона, определяемых его положением в чередовании барических ложбин и гребней.

Внутригодовые колебания муссонных режимов отражены в табл. 2, из которой видно, что переход на летний режим наиболее часто осуществляется в июне.

С высотой увеличивается частота перехода на летний режим в июле. С октября по февраль начиная от поверхности 600 гПа летний муссон не отмечался и зональный перенос не нарушался. Продолжительность летнего муссона с высотой также уменьшается. На уровне 700 гПа и выше переход на летний режим осуществляется не ежегодно. Продолжительность зимнего режима с высотой растет. Во всей толще тропосферы переход на летний режим наиболее часто отмечается в июне, на зимний - в августе.

Таблица 2

Повторяемость

Месяц Изобарическая поверхность, гПа Сумма

1000 900 850 700 600 500 400 300

Январь 0 / 2 0 / 1 0 / 1 0 / 1 0 0 0 0 0 / 5

Февраль 0 / 1 0 0 1 / 1 0 0 0 0 1 / 2

Март 0 / 4 0 / 2 0 / 1 1 / 0 0 0 0 / 1 0 / 0 1 / 8

Апрель 0 / 1 0 / 3 0 0 / 1 0 / 1 0 / 1 1 / 1 0 / 1 1 / 9

Май 0 / 1 0 / 2 2 / 2 1 / 0 1 / 1 1 / 0 1 / 0 1 / 0 7 / 6

Июнь 0 / 5 0 / 4 1 / 5 0 / 3 0 / 3 0 / 1 0 / 1 0 / 1 1 / 23

Июль 0 1 / 2 1 / 3 1 / 5 1 / 2 0 / 1 0 / 1 0 4 / 14

Август 1 / 0 6 / 0 4 / 0 6 / 0 4 / 0 2 / 1 2 / 1 1 / 0 26 / 2

Сентябрь 7 / 0 4 / 0 3 / 0 1 / 0 1 / 0 1 / 0 1 / 0 0 18 / 0

Октябрь 6 / 0 3 / 0 1 / 0 0 0 0 0 0 10 / 0

Ноябрь 0 0 0 0 0 0 0 0 0

Декабрь 0 0 0 0 0 0 0 0 0

Всего 14 / 14 14 / 14 12 / 12 11 / 11 7 / 7 4 / 4 5 / 5 2 / 2 69 / 69

Для объективного определения границ областей с муссонным климатом и интенсивности муссона используют различные индексы, включающие информацию о составляющих результирующего ветра. В данной работе рассмотрены средние за сезон зональные (и) и меридиональные (V) составляющие ветра, которые входят и в динамические индексы WY и вК, предложенные в работе [6] для определения мощности муссонной циркуляции. Зональная составляющая указывает на тип муссона - летний (восточный поток) или зимний (западный поток), а меридиональная - на разновидность нарушения зонального потока, т.е. преобладание южной или северной составляющей. Временные границы летнего и зимнего муссонов определены для поверхности 1000 гПа. Расчет зональных и меридиональных составляющих ветра для изобарических поверхностей 1000, 850 и 300 гПа проводился по формулам, используемым при обработке аэрологических данных. При среднемесячном и < 0 преобладает восточный перенос, при И > 0 — западный, при V < 0 наблюдается северный перенос, если V > 0 — южный. Результаты расчетов представлены в табл. 3.

В целом подтвердилась правомерность принятой нами методики выделения зимнего муссона как режима ветров с направлением от 180 до 360°. Однако встречаются сезоны, когда хотя бы в один месяц имело место отрицательное значение И1000, несмотря на то что в среднем за сезон направление ветра соответствовало выбранной градации. К таким относятся сезоны 1994/95, 1996/97, 2001/02, 2003/04 гг. Как правило, подобные ситуации возникали тогда, когда в отдельные месяцы наблюдались сильные восточные ветры, т.е. отмечалась внутрисезонная неоднородность муссона. Отметим, что стандартные отклонения (с) как для И1000, так и для V1000 в эти годы достаточно большие, что указывает на повышенную неустойчивость муссона.

Значения V указывают на преобладание южного направления, т.е. в среднем у поверхности земли потоки зимнего муссона имеют юго-западное направление. Минимальные значения V (-0,5 и -0,2 м / с) в 1998/99 и 2005/06 гг. характеризуют эпизодическую смену направления переноса воздушных масс на северо-западное. Наибольшую изменчивость меридиональная составляющая ветра демонстрировала в 2000/01, 2007/08 и 2002/03 гг. (стандартное отклонение 1,7 и 1,9 м / с, соответственно).

Выделить летний муссон оказалось несколько сложнее, чем зимний. Тем не менее во все сезоны, исключая 1999 и 2004 гг., наблюдались восточные потоки (И1000< 0), что явно

Таблица 3

Статистические параметры составляющих результирующего ветра (в м/с) на изобарической поверхности 1000 гПа

Сезон Зимний муссон Летний муссон

Зональная

о тах тіп V о тах тіп о тах тіп V о тах тіп

1994/95 0,8 1,2 2,2 -0,4 2,4 1,4 3,8 0,6 -0,2 0,9 1,2 -1,3 -0,01 0,8 1,5 -1,0

1995/96 1,0 0,9 2,1 -0,4 2,0 1,0 3,2 0,6 -0,8 0,6 -0,2 -1,7 -0,5 0,6 0,0 -1,4

1996/97 1,0 0,9 2,1 -0,3 1,5 1,1 3,2 0,1 -0,2 0,9 0,9 -1,2 0,8 0,5 1,3 0,1

1997/98 1,1 0,6 2,0 0,4 2,2 1,4 4,1 0,2 -0,4 0,6 0,3 -0,8 -0,8 0,2 -0,7 -1,0

1998/99 1,4 0,7 2,4 0,6 1,5 1,5 4,1 -0,5 0,1 0,5 1,1 -0,3 0,1 1,3 2,1 -1,6

1999/00 1,8 0,6 2,4 1,2 2,9 0,3 3,3 2,6 -0,2 0,5 0,7 -1,0 0,0 0,9 1,8 -1,0

2000/01 1,5 0,8 2,3 0,6 3,8 1,7 5,8 1,3 -1,4 1,4 0,7 -2,7 -0,9 1,5 1,1 -2,6

2001/02 0,8 0,9 2,0 -0,9 1,9 1,5 4,4 0,1 -1,1 0,1 -0,9 -1,2 -0,9 0,3 -0,7 -1,3

2002/03 1,0 0,8 2,4 -0,2 2,3 1,9 6,9 0,6 -1,1 1,0 -0,5 -2,3 0,2 0,9 0,8 -0,8

2003/04 1,5 1,8 3,9 -0,2 2,7 0,9 3,7 1,6 0,1 0,3 0,4 -0,4 1,0 0,8 2,1 -0,2

2004/05 0,9 0,4 1,5 0,7 2,4 0,6 3,1 1,7 -0,7 0,4 -0,5 -1,1 -0,1 0,3 0,3 -0,2

2005/06 0,9 0,6 1,7 0,2 2,1 1,4 3,6 -0,2 -0,3 0,6 0,5 -1,5 0,5 0,7 1,4 -0,7

2006/07 1,1 0,8 2,2 0,1 3,6 0,9 4,6 2,6 -0,7 1,0 0,9 -2,3 0,3 0,8 1,0 -1,2

2007/08 1,7 0,7 2,8 0,8 3,2 1,7 5,4 0,7 -0,7 0,6 -0,02 -1,5 -0,02 0,6 0,9 -0,8

Среднее 1,2 0,8 2,3 0,2 2,5 1,2 4,2 0,9 -0,5 0,7 0,3 -1,4 -0,02 0,7 0,9 -1,0

указывает на присутствие летнего муссона. При этом воздушные потоки имели как северо-восточное, так и юго-восточное направление, но скорость северной составляющей была больше, чем южной.

На поверхности 850 гПа зимний муссон выражен достаточно отчетливо и имеет в целом юго-западное направление. Летний муссон проявляется слабо, но все же в 1996, 1998 и 2002 гг. отмечался восточный перенос. Значения V указывают на преобладание южного направления как в летний, так и в зимний режимы. Очевидно, что для Хабаровска изобарическая поверхность 850 гПа служит верхней границей муссона. На изобарической поверхности 300 гПа в течение года наблюдается западный перенос, что свидетельствует об отсутствии муссонного режима на данной высоте.

Корреляционный анализ представленных циркуляционных характеристик показал, что летний муссон сопровождается высокими значениями индекса № и проявлением Эль-Ниньо. Его длительность растет при ослаблении Алеутского минимума и смещении последнего в направлении Евразии. Гонолульский максимум при этом усиливается и тоже смещается в сторону Азиатского континента. Для зимнего муссона ситуация противоположная. Глобальные индексы атмосферной циркуляции в целом слабо коррелируют с продолжительностью муссонов, хотя и достигают значений -0,48 для № и -0,42 для ДТ. Наиболее тесные связи характеристики летнего муссона имеют с Алеутским минимумом и Гонолульским максимумом. Так, корреляция между продолжительностью летнего муссона и аномалией давления максимума составляет 0,71. Информативными для оценки продолжительности летнего муссона являются индексы № и ДТ, аномалии давления, широты и долготы (ДР, Дф, ДХ) Алеутского минимума, давления и широты (ДР, Дф) Гонолульского максимума.

Анализ режима атмосферных осадков на станции Хабаровск (табл. 4) и сумм осадков за летний (Р8) и зимний (Р^ муссоны (рис. 4) показал, что зимний муссон не способствует процессам осадкообразования на рассматриваемой территории, основная часть осадков приходится на теплый период года. Хорошая выраженность зимнего муссона сопровождается тенденцией уменьшения осадков (например, 1996 г.).

Внутрисезонная неоднородность зимнего муссона способствует увеличению осадков

Таблица 4

Статистические характеристики атмосферных осадков на станции Хабаровск по данным за 1994—2008 гг.

Месяц Среднее, мм Среднее, % о Мин., мм Макс., мм Тренд, мм / 10 лет

Январь 12,9 2,0 8,4 0 27 0,9

Февраль 12,3 1,9 7,8 1 25 3,6

Март 28,8 4,5 17,7 2 64 5,2

Апрель 42,0 6,6 25,8 17 107 -5,2

Май 73,8 11,6 30,7 24 146 -7,4

Июнь 53,9 8,5 33,3 13 131 29,6

Июль 126,5 19,9 64,4 15 228 -19,9

Август 129,7 20,4 49,3 45 234 -14,4

Сентябрь 71,8 11,3 37,5 25 149 -25,2

Октябрь 45,0 7,1 24,7 5 105 -14,0

Ноябрь 24,8 3,9 18,9 1 72 -17,3

Декабрь 13,1 2,1 6,9 3 24 4,4

Год 634,5 100 131,0 385 882 -59,7

Рис. 4. Динамика осадков в период летних ^8) и зимних муссонов. а - июль-август, б - январь-февраль

Таким образом, полученные характеристики состояния крупных объектов атмосферной циркуляции региона позволяют уточнить циркуляционную составляющую изменений современного климата в восточных районах России, а также оценить возможность использования их для целей усовершенствования долгосрочных прогнозов погоды.

ЛИТЕРАТУРА

1. Барашкова Н.К. Прогноз режима увлажнения в теплый период года на юге Западной Сибири // Оптика атмосферы и океана. 2006. Т. 19, № 1. С. 59-63.

2. Барашкова Н.К. Состояние центров действия атмосферы: динамика, тенденции и влияние на погодные процессы юга Западной Сибири // Вопр. прогноза погоды, климата, циркуляции и охраны атмосферы. Пермь, 1997. С. 3-12.

3. Ван Шо-У. Многолетние изменения центров действия атмосферы в Восточной Азии и колебания климата Китая // Цисян сюэбао, Acta Meteorol. Sinica. 1962. Vol. 32, N 1. Кит. яз.

4. Вершковский М. Г., Кондратович К. В. Южно-Тихоокеанский субтропический антициклон: интенсивность и локализация // Метеорология и гидрология. 2007. № 12. С. 29-34.

5. Гирс А.А., Кондратович К.В. Методы долгосрочных прогнозов погоды. Л.: Гидрометеоиздат, 1978. 343 с.

6. Дегтярев А.И., Смирнова Т.Г., Дегтярева Н.В. Об индексах муссонной циркуляции // Метеорология и гидрология. 2007. № 1. С. 43-52.

7. Каталог параметров атмосферной циркуляции. Северное полушарие. Обнинск, 1988. 420 с.

8. Мониторинг общей циркуляции атмосферы. Северное полушарие: бюллетень. Обнинск, 1992. 124 с.; 1997. 134 с.; 2002. 112 с.

9. Мультановский Б.П. Влияние центров действия атмосферы на погоду европейской России в теплое время года // Геофиз. сборник. 1915. Т. 2, вып. 3. С. 73-97.

10. Смирнов Н.П., Саруханян Э.И., Розанова И.В. Циклонические центры действия атмосферы Южного полушария и изменения климата. СПб.: РГГМУ, 2004. 217 с.

11. Хромов С.П., Петросянц М.А. Метеорология и климатология. М.: Наука, 2006. 590 с.