CC BY
81
2009
Известия ТИНРО
Том 159
УДК 551.513+551.463.6(265)
С.Ю. Глебова, Е.И. Устинова, Ю.Д. Сорокин*
Тихоокеанский научно-исследовательский рыбохозяйственный центр, 690091, г. Владивосток, пер. Шевченко, 4
ДОЛГОПЕРИОДНЫЕ ТЕНДЕНЦИИ В ХОДЕ АТМОСФЕРНЫХ ПРОЦЕССОВ И ТЕРМИЧЕСКОГО РЕЖИМА ДАЛЬНЕВОСТОЧНЫХ МОРЕЙ ЗА ПОСЛЕДНИЙ 30-ЛЕТНИЙ ПЕРИОД
Анализ различных параметров атмосферной циркуляции (состояния сезонных центров действия атмосферы, индексов циркуляции, типов атмосферных процессов) и термических условий (ледовитости и поверхностной температуры дальневосточных морей) показал, что на протяжении рассматриваемого периода в климатическом режиме Дальнего Востока происходили некоторые изменения. В холодные сезоны года зимние центры действия атмосферы (алеутская депрессия и сибирский максимум) постепенно смещались в юго-западном направлении и ослабевали, а градиент давления между ними, характеризующий интенсивность преобладающего переноса над регионом, уменьшался. Подобные крупномасштабные изменения отразились на характере локальной атмосферной циркуляции над Японским, Охотским и Беринговым морями — количество "холодных" синоптических типов над ними сокращалось, активность и продолжительность зимнего муссона уменьшились. Как следствие, во всех дальневосточных морях произошло сокращение ледовитости и рост весенней поверхностной температуры. В летний период дальневосточная депрессия постоянно двигалась к юго-западу, удаляясь от побережья, а северотихоокеанский антициклон смещался к северо-западу, приближаясь к дальневосточным морям. При этом интенсивность барических центров существенно возрастала, особенно в последние годы. Следствием этого стало усиление преобладающего воздушного переноса над регионом и увеличение продолжительности локального летнего муссона в Японском, Охотском и Беринговом морях, а также рост в них летней температуры воды. Делается вывод, что долгопериодные перестройки атмосферного режима в различные сезоны года вызвали "потепление" климатических условий в морях дальневосточного бассейна.
Ключевые слова: центры действия атмосферы, муссон, индексы циркуляции, типы атмосферных процессов, температура воды, ледовитость, воздушный перенос.
Glebova S.Yu., Ustinova E.I., Sorokin Yu.D. Long-term tendencies of atmospheric processes and thermal regime in the Far-Eastern Seas of Russia in the last three decades // Izv. TINRO. — 2009. — Vol. 159. — P. 285-298.
Changes in climate regime of the Far-Eastern Seas of Russia in the last three decades are considered for various parameters of atmospheric circulation (strength of seasonal centers of high and low atmospheric pressure, indices of atmosphere circulation,
* Глебова Светлана Юрьевна, кандидат географических наук, ведущий научный сотрудник, е-таИ; glebova@tinro.ru; Устинова Елена Ивановна, кандидат географических наук, ведущий научный сотрудник, е-таИ; ustinova1@tinro.ru; Сорокин Юрий Дмитриевич, ведущий инженер, е-таИ; sorokin@tinro.ru.
types of synoptic processes) and thermal conditions (ice cover, sea surface temperature). In winter time, the Aleutian Low and Siberian High shift gradually south-westward and weakened, so the pressure gradient between them, as a measure of winter circulation over the North-West Pacific, is decreasing. Similar large-scale changes occur in local atmospheric circulation over the Japan, Okhotsk, and Bering Seas, and rarefy the «cold» synoptic types there. Winter monsoon activity and its duration decrease over all these seas. Consequently, their ice cover is decreasing, and spring SST becomes higher. In summer, the Far-Eastern Low shifts south-westward, away from the coast, and the Pacific High moves northwestward, coming nearer to the Far-Eastern Seas. Therefore, their influence on this region increases essentially, especially in the last years. Air transfer over the region becomes stronger, and summer monsoon duration increases in the Japan, Okhotsk, and Bering Seas that contributes to summer SST heightening there.
Key words: Aleutian Low, Siberian High, Hawaiian High, Far-Eastern Low, monsoon, climatic index, type of atmospheric processes, sea surface temperature, ice cover, air transfer.
Введение
Вопросу изменения климата посвящено огромное количество исследовательских работ. Однако ввиду отсутствия общей теории климата до сих пор не разрешена проблема выявления причин климатических колебаний как на всем земном шаре, так и в отдельных его регионах. Спектр обсуждаемых причин весьма широк — от космического влияния до антропогенного воздействия.
Много сторонников имеет гипотеза о естественных причинах флюктуации климата, таких как солнечная активность, скорость вращения Земли и т.д., под воздействием которых происходят существенные изменения в атмосфере.
Глобальные процессы, как правило, находят свое отражение и в районах Дальнего Востока, хотя окраинным дальневосточным морям присущи и свои собственные, характерные для данного региона, закономерности изменчивости, связанные с такими особенностями, как своеобразие муссонного климата, близость самой мощной в Тихом океане энергоактивной зоны Куросио, пограничность района (имеется в виду граница "материк-океан"), прохождение высотной фронтальной зоны и т.п. При этом связность изменений гидрометеорологических характеристик во времени и пространстве играет важную роль.
Цель настоящей работы — анализ характера многолетних тенденций в ходе различных атмосферных и океанологических показателей в плане оценки тех естественных изменений, которые происходили в климатическом режиме Дальнего Востока с середины 1970-х гг. Для этого были рассчитаны линейные тренды, позволяющие оценить общую направленность синоптических и термических процессов не только во всем регионе в целом, но и в каждом из дальневосточных морей в отдельности.
Материалы и методы
Синоптические данные. В качестве первичного исходного материала для исследования особенностей атмосферных процессов над Дальневосточным регионом (и над каждым из дальневосточных морей в отдельности) использовались среднедекадные синоптические карты за 1974-2007 гг. Для периода 19741989 гг. карты декадного осреднения были позаимствованы из ежемесячных синоптических бюллетеней, выпускавшихся Центральным институтом погоды. С 1990 г. для построения карт 10-дневных полей приземного давления привлекались ежедневные факсимильные синоптические карты Японского метеорологического агентства. Для этих целей в районе, ограниченном 30-70° с.ш. 100° в.д. — 160° з.д., в точках координат с шагом 10° по широте и долготе снимались значения гектопаскаля и осреднялись для каждых 10 дней месяца. По этим вновь полученным данным строились карты декадного осреднения. Всего для анализа
было использовано 1188 декадных карт, каждая из которых характеризует некую усредненную барическую ситуацию в распределении региональных барических систем.
На основе анализа карт декадного осреднения была получена следующая информация:
а) положение и интенсивность основных центров действия атмосферы (ЦДА) в холодные (октябрь-март) и теплые (апрель-сентябрь) сезоны каждого года;
б) синоптические типы, формировавшиеся над Японским, Охотским и Беринговым морями в отдельности (по предложенной ранее классификации (Глебо-ва, 1998, 1999, 2001));
в) индексы А.Л. Каца (1954) как количественная оценка направления и интенсивности циркуляции (воздушных переносов) над Японским, Охотским и Беринговым морями. Методика вычисления индексов Каца (с учетом направленности изобар) ранее уже описывалась (Глебова, 2007);
г) сроки смены муссонов над каждым морем весной и осенью. Присущий атмосферной циркуляции Дальневосточного региона ярко выраженный муссон-ный характер определяется взаимодействием сезонных диполей ЦДА: зимой сибирского максимума и алеутской депрессии, летом — дальневосточной депрессии и северотихоокеанского максимума.
Периоды "пересменки", т.е. окончания действия одной пары ЦДА и формирования двух других сезонных барических центров, год от года могут меняться и сдвигаться на более ранние либо поздние сроки. Количественным образом установить дату смены муссонов весной и осенью позволяют значения меридиональных индексов Каца (1м). Датой смены муссонов в каждом море можно считать первую декаду из периода формирования переноса одного знака. Развитие летнего (южного) муссона начинается с декады, когда значения индекса Каца приобретают знак "+", а зимнего (северного) муссона — знак "-". Выявлены среднемноголетние сроки смены муссонов весной и осенью. Летний муссон (становление положительных значений 1м) обычно начинает формироваться в Японском и Охотском морях в третьей декаде апреля, в Беринговом море — в первой декаде мая. Формирование зимнего муссона (отрицательные значения 1м) происходит в сентябре: в Беринговом море — в первой декаде, в Японском море — во второй, в Охотском море — в третьей декаде. Ежегодные сроки смены муссонов в Японском, Охотском и Беринговом морях весной и осенью нами определялись в величине отклонений (количество декад) от "сред-немноголетних" сроков. Число отклонений количества декад в более ранние (относительно среднего) сроки обозначалось положительным знаком, в более поздние сроки — отрицательным знаком.
Термические данные. Основными материалами для исследования характера термического режима дальневосточных морей в весенний и летний периоды послужили ежемесячные данные Японского метеорологического агентства о температуре поверхности океана с пространственным разрешением 1х1о (с 1974 по 2007 г.) — так называемая коллекция KOBE. Эти данные были получены нами в рамках международного проекта NEAR-GOOS с сайта http://goos.kishou.go.jp/ rrtdb/usr/pub/JMA/cobesst/.
Ледовитостъ. В качестве основного материала по ледовитости за период с 1974 по 1991 г. использованы данные регулярных авианаблюдений, проводившихся подразделениями Гидрометслужбы. В дальнейшем база данных по ледови-тости пополнялась с помощью карт NOAA, полученных через Интернет. Полученная исходная информация по льду усреднялась до средних за зимний сезон значений (для периода январь-апрель).
Для выявления долгопериодных тенденций в ходе рассматриваемых синоптических и океанологических показателей и для лучшей сравнимости результатов все значения осреднялись по 5-летним периодам.
Результаты и их обсуждение
Атмосферные процессы над Дальневосточным регионом в холодный период года (октябрь-март)
В зимний период взаимодействие алеутской депрессии с сибирским максимумом является главной компонентой зимней муссонной циркуляции в умеренных широтах Восточной Азии (Дмитриев, Иванов, 1976).
Представленные на рис. 1 графики состояния обоих ЦДА показывают, что в течение последнего тридцатилетнего периода их параметры менялись периодически. Так, в 1980-х гг. интенсивность алеутской депрессии была повышенной (низкие значения давления), а сама она была существенно смещена к северу и востоку. Мощность сибирского максимума в этот же период постепенно увеличивалась, а его центр также располагался в северных широтах и в крайнем восточном положении. Разность давления между двумя центрами, которая может характеризовать интенсивность преобладающего северного переноса над всем регионом (Дашко, Варламов, 2000), в 1980-е гг. была максимальной (рис. 1, Ж).
Алеутская депрессия Сибирский максимум
в течение осенне-зимнего периода (октябрь-март)
Fig. 1. Long-term changes of the Aleutian Low and Siberian High (A—E) and pressure difference between them (Ж) in winter (October-March)
В начале 1990-х гг. произошло резкое ослабление обоих ЦДА (давление в центре депрессии возросло, а у максимума — уменьшилось), градиенты между ними снизились до минимальных значений. Сами барические образования сдвинулись значительно южнее, достигнув самого южного положения в середине 1990-х гг. Алеутский минимум при этом существенно сместился к западу от своего "среднемноголетнего" положения. Следующий период активизации обоих ЦДА, усиления преобладающего переноса и "возвращения" в северные широты (депрессии — на восток) пришелся на конец 1990 — начало 2000-х гг.
А гПА
38 -,
Интенсивность зимнего
Тем не менее на фоне периодических изменений в ходе рассмотренных показателей выделяются и длительные тенденции: смещение обеих барических систем к юго-западу и их постепенное ослабление; постепенное уменьшение разности давления между ЦДА. По масштабам своего влияния на погодно-климатический режим центры действия атмосферы рядом исследователей (Пагава, 1946; Бай-дал, 1983; Хромов, 1983) определяются как "климатические". По мнению этих же авторов, любые длительные изменения в состоянии ЦДА могут привести к перелому типа общециркуляционных процессов и, как следствие, — к изменению климатического режима не только в регионе в целом, но и в отдельных его районах.
Это хорошо иллюстрирует рис. 2, на котором видно, что изменение повторяемости "холодных" типов атмосферных процессов, формирующихся над Японским, Охотским и Беринговым морями в холодный период года, происходит вполне согласованно с показателями ЦДА. Количество "холодных" ситуаций всегда возрастало в годы смещения обоих атмосферных центров к северу (алеутской депрессии и к востоку) и при усилении градиентов между ними (1980-е гг. и на рубеже 1990-2000-х гг.). Наоборот, при сдвиге ЦДА к югу и ослаблении градиента между ними повторяемость "холодных" типов над всеми морями была пониженной (1990-е гг.). Поэтому вполне очевидно, что на фоне отмеченных выше в характере обоих ЦДА многолетних трендов количество "холодных" процессов в течение последних десятилетий также постепенно сокращалось. В наибольшей степени это характерно для Японского и Берингова морей, а в ходе охотоморского "холодного" типа проявление линейного тренда на понижение выражено незначительно.
Подобные тенденции к постепенному сокращению количества "холодных" синоптических ситуаций могут свидетельствовать об общих изменениях зимних климатических условий в морях в сторону "потепления". Это подтверждает и тот факт, что на протяжении последних трех десятилетий во всех морях дальневосточного бассейна одновременно с уменьшением повторяемости "холодных" типов отмечается постепенное уменьшение ледовитости (рис. 3).
Рис. 2. Многолетние тренды в ходе параметров зимних ЦДА и повторяемости "холодных" синоптических типов над Беринговым, Японским и Охотским морями в октябре-марте
Fig. 2. Long-term trends of the Aleutian Low and Siberian High parameters in winter and repeatability of "cold" types of atmospheric processes over the Bering, Okhotsk, and Japan Seas in October-March
Охотское море
Японское море
"Холодный" V тип В
Берингово море
"Холодный" IV тип Д
Рис. 3. Многолетняя изменчивость повторяемости "холодных" типов атмосферных процессов и ледовитости в Охотском, Японском и Беринговом морях
Fig. 3. Long-term trends in repeatability of "cold" types of atmospheric processes and ice cover in the Bering, Okhotsk, and Japan Sea
Характерно, что в каждом бассейне процесс сокращения льда проходил по-разному и наиболее ощутимо — в Охотском море. Если в конце 1970 — начале 1980-х гг. (в период максимального развития льда и наивысшей повторяемости "холодных" процессов) осредненная за пятилетие ледовитость Охотского моря составляла порядка 77 %, то в течение следующей "волны" роста (конец 1990 — начало 2000-х гг.) она была меньше почти на 10 % (рис. 3, Б).
В Японском море периоды роста ледовитости совпадали с периодами увеличения повторяемости "холодных" типов по времени, но не по амплитуде. Так, вторая "волна" ледовитости здесь даже несколько превышала первую, в то время как количество "холодных" ситуаций было существенно ниже, чем в предшествующий период (рис. 3, В, Г). Общая слабая тенденция к снижению ледовитости в Японском море проявлялась, скорее всего, за счет глубокого минимума в первой половине 1990-х гг.
В Беринговом море межгодовая связь ледовитости с атмосферными процессами практически не выявляется, но в целом, как и в других морях, отмечалось ее постепенное, хотя и незначительное, уменьшение на фоне "потепления" атмосферного режима (рис. 3, Е, Д).
Ранее было показано, что в течение последних десятилетий, вследствие уменьшения градиентов давления между зимними ЦДА, происходило постепенное ослабление интенсивности преобладающего воздушного потока над регионом. Как оказалось, подобные циркуляционные изменения были характерны и для отдельных районов, в частности для дальневосточных морей — в каждом из них также выделялись долгопериодные тренды на постепенное уменьшение отрицательных значений меридионального индекса 1м, характеризующего северную составляющую ветрового переноса (рис. 4). Считается (Дашко, Варламов, 2000), что в отличие от преобладающего воздушного переноса северный ветровой перенос над каждым бассейном зависит не столько от общих, сколько от локальных особенностей барического поля вблизи моря и соответствует локальному зимнему муссону.
Можно видеть, что в 1980-е гг., в период наибольшего обострения барического градиента между алеутской депрессией и сибирским максимумом, зимний муссон над всеми морями также достигал максимальных значений. Вместе с тем в период следующего увеличения градиентов (конец 1990 — начало 2000-х гг.) значительное его усиление отмечалось лишь в Беринговом море, где его интенсивность была на уровне 1980-х гг. (рис. 4, Б).
Рис. 4. Многолетние изменения интенсивности преобладающего воздушного переноса (градиент давления) над регионом и локального зимнего муссона над Беринговым, Охотским и Японским морями (меридиональный индекс Каца 1м) Fig. 4. Long-term changes of pressure difference between the Aleutian Low and Siberian High and winter monsoon activity (Katz meridional index 1м) over the Bering, Okhotsk, and Japan Seas
В Охотском и Японском морях в эти годы муссон был менее активным, чем в предыдущий период (рис. 4, В, Г). Достаточно нетипичная ситуация отмечалась в Охотском море, где после максимальных значений северного переноса в середине 1980-х гг. в дальнейшем происходило его постепенное ослабление, достигшее минимального уровня в середине 2000-х гг. В Японском и Беринговом морях изменение активности зимнего муссона носило более периодический (чем трендовый) характер.
В ходе дальнейшего исследования было установлено, что интенсивность зимнего муссона тесно связана с его продолжительностью. Как видно на рис. 5 (А, Б), во всех трех морях периоды усиления северного переноса, как правило, совпадали с периодами раннего его окончания, и наоборот, менее активный муссон (низкие значения 1м) всегда заканчивался позже. Тем не менее для всех морей выявлена общая долгопериодная тенденция: дата окончания северного (и начало формирования южного) переноса в них постепенно смещалась на более ранние сроки. Фактически это означает, что весенние процессы в регионе в последние годы формировались раньше, чем в начале тридцатилетнего периода.
Вполне вероятно, что именно эти факторы — ослабление зимнего муссона и сокращение продолжительности его действия — обусловили рост весенней поверхностной температуры, который наблюдался в различных районах Японского, Охотского и Берингова морей в течение последних десятилетий (рис. 5, В). Примечательно, что в разных бассейнах повышение температуры поверхности океана (ТПО) происходило по-разному. Наиболее однонаправленным (от минимума в 1970-1980-е гг. до наибольших значений в 2000-е гг.) рост температуры был в Японском море. В Охотском море после быстрого скачка в конце 1970-х гг. в дальнейшем температура держалась практически на одном уровне, с небольшими флюктуациями в южных районах (рис. 5, В). В Беринговом море "потепление" термического режима происходило "волнообразно". Резкое повышение ТПО (как и в Охотском море) и на западе, и на востоке беринговоморского бассейна случилось в конце 1970-х гг., и следующий период роста температуры в западном районе пришелся на середину 1990 и середину 2000-х гг., а на востоке моря — на начало 2000-х гг.
Г !м в Японском море
Рис. 5. Многолетний ход показателей зимнего муссона (А—Б) и ТПО весной (В) в Беринговом, Охотском и Японском морях
Fig. 5. Year-to-years changes of winter monsoon parameters (А—Б) and spring SST (В) in the Bering, Okhotsk, and Japan Seas
Таким образом, выявленные длительные тенденции, отмечавшиеся в ходе крупномасштабных и локальных процессов в регионе в период с середины 1970 до середины 2000-х гг.: смещение центров действия к юго-западу и ослабление их взаимодействия, сокращение количества "холодных" синоптических типов, уменьшение интенсивности и продолжительности зимнего муссона над дальневосточными морями, — могут свидетельствовать об устойчивой направленности осенне-зимних климатических изменений в сторону "потепления" (на фоне которого на протяжении всего периода отмечались и "холодные" периоды). Произошедшие в атмосфере перестройки в конечном итоге проявились и в гидротермическом режиме в виде сокращения ледовитости и постепенного повышения весеннего температурного фона в дальневосточных морях.
Атмосферные процессы над Дальневосточным регионом в теплый период года (апрель-сентябрь)
В весенне-летний период в атмосферном режиме также происходили заметные изменения.
Как видно на рис. 6, в течение рассматриваемых лет состояние летних ЦДА менялось весьма существенно. Дальневосточная депрессия постепенно и направленно смещалась к западу и югу, а ее интенсивность постоянно повышалась (от максимальных значений давления в середине 1980-х гг. до минимума в середине 2000-х гг.) (рис. 6, А-В). Изменение параметров северотихоокеанского максимума происходило не столь однозначно. Несмотря на устойчивое продвижение на север, в ходе показателей его долготы и интенсивности выделяются два периода с противоположными тенденциями. С середины 1970-х до конца 1980-х гг. антициклон двигался к западу, и его мощность ослабевала; с начала 1990-х гг. и до
292
настоящего времени происходило его усиление при одновременном смещении в восточном направлении (рис. 6, Г-Е).
Рис. 6. Многолетний ход параметров летних центров действия атмосферы (дальневосточной депрессии и северотихоокеанского антициклона) (А—Е) и разность давления между ними (Ж) в течение весенне-летнего периода (апрель-август)
Fig. 6. Long-term changes of the Pacific High and Far-Eastern Low in summer (AprilAugust) (А-Е) and pressure difference between them (Ж)
Тем не менее, оценивая ситуацию всего тридцатилетнего периода, можно отметить, что, как и дальневосточная депрессия, антициклон смещается на запад и его интенсивность растет (максимум давления также отмечался в середине 2000-х гг.). Однако, в отличие от депрессии, его западный тренд имеет не южную, а северную составляющую.
Для характеристики особенностей летней муссонной циркуляции над всем Дальневосточным регионом нами была определена разность давления между дальневосточной депрессией и северотихоокеанским антициклоном (рис. 6, Ж). В ходе этого показателя прослеживается хорошо выраженный линейный тренд на повышение, но наиболее резкое усиление градиентов между обоими ЦДА (следовательно, и усиление летнего муссона в регионе) произошло в последние годы. Хорошая согласованность графиков разности давления с интенсивностью северотихоокеанского максимума позволяет предположить, что определяющая роль в формировании летнего муссона в Дальневосточном регионе принадлежит главным образом этому океаническому антициклону.
Крупномасштабные пертурбации, происходившие с центрами действия весной и летом, не могли не отразиться и на локальных циркуляционных изменениях. В отличие от осенне-зимнего сезона, когда тенденции интенсивности зимнего муссона во всех морях были одинаковыми, в теплый период года формирование процессов в разных районах проходило по различным "сценариям".
Как видно на рис. 7 (А-В), только в Беринговом море характер изменения значений меридионального переноса (1м) совпал с ходом градиента давления (и в целом с интенсивностью северотихоокеанского антициклона): здесь также отмечалось усиление локального южного муссона. Данная ситуация вполне объяснима, поскольку в теплые сезоны именно Берингово море подвергается наибольшему влиянию океанического антициклона, в первую очередь его северной периферии. При увеличении мощности этого ЦДА его гребень, направленный на берин-говоморский бассейн, также усиливается, что способствует активизации здесь южной циркуляции.
0,4 п
Im в Беринговом море
0,8 т
1м в Охотском море
1м в Японском море
Л2С)ПА Градиент давления
17 -
0,8
0,5
Интенсивность
Широта дальневосточной депрессии Е
Долгота дальневосточной депрессии Ж
Широта северотихоокеанского антициклона з
34
00 СМ Ю О ^-00 N Ш СО СП СП СП СП СП СП СП СП СП
Рис. 7. Многолетние изменения интенсивности южного переноса (меридиональный индекс Каца 1м) над дальневосточными морями (А, Г, Д) и параметров летних ЦДА (В, Е, Ж, 3)
Fig. 7. Long-term changes of southward transfer (Katz meridional index 1м) over the Far Eastern Seas (А, Г, Д) and parameters of the Pacific High and Far-Eastern Low (В, Е, Ж, 3)
Иная картина складывалась в Охотском и Японском морях, где направленность процессов была противоположной беринговоморской: на фоне многолетних колебаний в целом происходило многолетнее снижение интенсивности южного переноса (рис. 7, Г, Д). Сравнение с графиками состояния летних ЦДА показало, что определяющими факторами для этого могло стать смещение дальневосточной депрессии к югу и западу (рис. 7, Е, Ж), а северотихоокеанского антициклона — к северу (рис. 7, 3). В этом случае по мере устойчивого приближения антициклона к окраинным морям под его воздействием оказывалось не только Берингово, но также Японское и Охотское моря. В то же время отход дальневосточной депрессии от побережья вглубь материка свидетельствует об ослаблении ее влияния в регионе. Помимо этого, зона наибольшего взаимодействия (переходная или градиентная зона) между этими ЦДА также могла сместиться на материковые районы, что и послужило причиной ослабления южного муссона над охотоморским и япономорским бассейнами.
Перестройки в атмосферном режиме, вызванные изменением состояния ЦДА, не могли не отразиться на характере летних гидрологических процессов. На рис. 8 (А) видно, что характер изменения поверхностной температуры в Беринговом море (особенно в его восточной части) повторяет ход преобладающего переноса (градиентов давления между летними ЦДА) и интенсивности южного муссона (1м).
В течение всего ряда наблюдений как на востоке моря, так и в западном его районе вслед за активизацией летнего муссона происходило постепенное повышение температуры, а в последние годы — максимальными темпами. Причиной этого явилось следующее: с одной стороны, усиление южного переноса способствовало активизации системы беринговоморских течений, а также переносу и распространению теплых водных масс с океана, но, с другой стороны, с прибли-
294
жением северотихоокеанского антициклона к бассейну циклоническая деятельность над ним ослабевала, а число солнечных дней (и соответственно радиационный прогрев) увеличивалось.
Рис. 8. Многолетний ход показателей летнего муссона в апреле-августе и ТПО летом в Беринговом (А), Японском (аномалии ТПО) (Б) и Охотском (В) морях
Fig. 8. Year-to-years changes of summer monsoon parameters and summer SST in the Bering (А), Okhotsk (Б), and Japan (В) Seas
Интересная ситуация отмечалась в Японском и Охотском морях. Здесь также (причем на различных участках акваторий) происходил рост ТПО (рис. 8, Б, В), который был противоположен тенденции на ослабление локального муссона (южного переноса) в каждом из морей, но по направленности совпал с линейным трендом градиента давления.
Вероятно, как и в Беринговом море, с приближением океанического антициклона в япономорском и охотоморском бассейнах складывались благоприятные условия для прогрева поверхностных вод. Более того, особенность термического режима Японского моря определяется и характером циркуляции течений, который тоже зависит от ветрового переноса. Показано (Zuenko et al., 1997), что при усилении южных ветров интенсифицируются как "теплое" Цусимское течение на востоке моря, так и "холодное" Приморское течение вблизи материковой зоны, одновременно полярный фронт смещается к югу и в целом происходит понижение температурного фона на бассейне. Поэтому вполне логично, что ослабление южного переноса сказывается здесь "отепляющим" образом.
Объяснением аналогичной ситуации в Охотском море (повышение летних ТПО при уменьшении активности летнего муссона) может быть формирование целого комплекса гидрометеорологических условий, обеспечивающих уменьшение теплопотери скрытого теплообмена при ослаблении ветрового усилия на тонкий верхний квазиоднородный слой, а также уменьшение облачности. Вероятно, что действие этих факторов могло способствовать увеличению сезонного прогрева.
Дальнейшие исследования позволили выявить еще одну особенность, связанную с интенсивностью южного переноса над морями. Отмечено, что во всех
морях его окончание постепенно сдвигается на более поздний срок (рис. 9), и, следовательно, формирование осенних процессов на этот же период запаздывает. В Беринговом море усиление южного переноса способствовало его большей продолжительности, и в последние годы при наибольших значениях меридионального индекса 1м сдвиг сроков смены муссонов на более позднее время был максимальным, составляя в среднем до двух декад (рис. 9).
Берингово море
Локальный южный муссон
Охотское море
Локальный южный муссон
Японское море
Локальный южный муссон
О (О CD ОТ CN Ю
CN CN CN
.-.- — — — — О О О О О отототототототототоо
Сроки смены летнего муссона
Декады Сроки смены летнего муссона
Декады Сроки смены летнего муссона 1 -
Рис. 9. Многолетний ход показателей летнего муссона над дальневосточными морями: интенсивности (верхние графики) и продолжительности (нижние графики)
Fig. 9. Long-term changes of summer monsoon intensity (top) and duration (bottom) over the Far-Eastern Seas
В Охотском и Японском морях, наоборот, пролонгирование действия летнего муссона отмечалось на фоне постепенного ослабления его интенсивности (рис. 9).
Предполагаемые изменения климатических условий в дальневосточных морях в ближайшие годы
Как правило, климатические тренды, выявленные в ходе тех или иных показателей, позволяют оценить многолетнюю направленность в развитии процессов в течение прошедшего периода, но вряд ли могут быть использованы в качестве прогностического материала, поскольку могут прекратиться в любой момент. Более того, любое последующее "экстремальное" значение ряда может существенно повлиять на характер тенденции, вплоть до изменения ее направленности на противоположную. В связи с этим получить представление об ожидаемых изменениях в ходе атмосферных процессов над дальневосточными морями на ближайшие несколько лет целесообразнее при помощи "реальных" значений, без 5-летнего сглаживания.
Воспользуемся данными о повторяемости "холодных" типов атмосферных процессов, формирующихся над Беринговым, Охотским и Японским морями. Ранее было отмечено (Глебова, 2003), что, как правило, высокая повторяемость таких типов соответствует формированию "холодного" климатического режима в каждом море не только зимой, но и в последующие сезоны. И наоборот, уменьшение их количества соответствует периоду "потепления" на бассейнах.
Можно видеть (рис. 10), что на фоне выявленных долгопериодных тенденций к сокращению в ходе повторяемости "холодных" типов явно присутствуют периодические изменения порядка 8-10 лет (Глебова, 2003), которые отражают чередование "теплых" и "холодных" климатических периодов в каждом море.
Берингово море
Охотское море
Японское море
Количество декад О 7 4 1 974 i i i холодный IV тип адодиэотя-оэс^цэ cncncncncncnoo ад9 ч: 6 о в ич л оО К холодны й V тип yvvv/v холодный V тип 9 -, ■tcecNcao-tojcMca а>а>а>а>а>а>а)Оо
Рис. 10. Повторяемость зимних типов атмосферных процессов над дальневосточными морями
Fig. 10. Repeatability of winter types of atmospheric processes over the Far-Eastern
Seas
Во всех морях максимальное количество "холодных" типов отмечалось на рубеже 1970-1980-х гг., доходя до 13 декад в Беринговом море, 8 декад — в Японском и 7 декад — в Охотском море. Но в дальнейшем амплитуды всех последующих "пиков" стали постепенно уменьшаться. Исключение составляли 1999 г. для Берингова и 2000-2001 гг. для Охотского морей, когда произошел "всплеск" повторяемости данных ситуаций.
Одновременно минимумы в ходе графика количества "холодных" типов становились все более глубокими, достигнув в Беринговом море в 2003 г. всего двух декад, а в Охотском море в 1996 г. этот атмосферный тип не формировался ни разу. В Японском море наименьшая повторяемость также пришлась на первую половину 1990-х гг.
Анализ последних лет показывает, что в каждом из дальневосточных морей складывается своеобразная климатическая ситуация. В Беринговом море после "исторического" минимума (2003 г.) количество "холодных" типов вновь стало увеличиваться (до 11 декад в 2007 г.), но уже в 2008 г. отмечено его снижение. Фактически очередной "пик" повторяемости данных ситуаций, свидетельствующий о похолодании на бассейне, уже пройден. В ближайшие несколько лет следует ожидать постепенное снижение количества "холодных" типов — потепление климатического режима Берингова моря. Учитывая периодичность в ходе процессов, очередной минимум повторяемости придется на 2011-2012 гг.
Схожая ситуация отмечалась в Японском море: последние минимум и максимум количества "холодных" типов здесь также отмечались соответственно в 2003 и 2007 гг. Но, в отличие от Берингова моря, их повторяемость менялась незначительно (разница составляла всего две декады за год). В ближайшие годы повторяемость япономорских типов вновь может немного сократиться, но в целом существенные изменения климата зимой в Японском море маловероятны.
В Охотском море ситуация складывалась по-иному. После максимума в начале тысячелетия количество атмосферных процессов сокращалось довольно медленно и минимум (с трехлетним опозданием относительно Японского и Берингова морей) пришелся на 2006 г. Следующий "пик" повторяемости "холодных" охотоморских типов с учетом присущей им 8-летней периодичности может прийтись на 2009 г., а затем она начнет уменьшаться.
Судя по всему, мы находимся на фазе очередной смены зимнего атмосферного режима в дальневосточном регионе в сторону похолодания — над всеми его районами происходит рост (хотя и с разной амплитудой) повторяемости "холодных" атмосферных типов (подобный ход климатических изменений был спрогнозирован несколько лет назад (Глебова, 2005)). Однако долгопериодная перестройка общециркуляционных процессов, характеризующаяся (как уже отмечалось выше) смещением зимних ЦДА к юго-западу, их ослаблением, уменьшением активности и продолжительности общего северного переноса и локального зимнего муссона в каждом из морей, внесла коррективу в ожидаемый сценарий. Велика
вероятность того, что похолодание на бассейнах пройдет по "мягкому" типу и не будет существенно выраженным.
Заключение
Выявленные тенденции в ходе различных показателей атмосферного режима позволили получить общую оценку характера климатических изменений в регионе.
С середины 1970-х гг. и зимние, и летние барические системы постепенно смещались к западу и югу (за исключением северотихоокеанского максимума, который двигался в северо-западном направлении). Интенсивность зимних центров действия атмосферы ослабевала, а летних — возрастала, что привело к ослаблению северного и усилению южного преобладающего переноса над дальневосточными морями. Количество "холодных" типов атмосферных процессов сокращалось, и активность зимнего муссона над каждым из морей уменьшалась. В весенне-летний период усиление летнего муссона наблюдалось только над Беринговым морем, а над Охотским и Японским морями он ослабевал вследствие увеличения влияния северотихоокеанского антициклона. Также отмечалось сокращение действия зимнего и увеличение продолжительности летнего муссонно-го переноса над всеми морями.
Перечисленные факты позволяют объяснить изменения и в гидротермическом режиме Японского, Охотского и Берингова морей: сокращение в них ледовитости (наибольшими темпами этот процесс проходил в Охотском море) и повсеместное повышение температурного фона весной и летом. Все это указывает, что на протяжении последних нескольких десятилетий в регионе происходило постепенное "потепление" климатического режима, проявившееся во все сезоны года.
Список литературы
Байдал М.Х. О центрах действия атмосферы в связи с вращением Земли // Тр. ВНИИГМИ. — 1983. — Вып. 98. — С. 53-67.
Глебова С.Ю. Изменения атмосферного и климатического режимов над дальневосточными морями в 2000-2004 гг. и предполагаемые их изменения на ближайшие годы // Рыб. хоз-во. — 2005. — № 3. — С. 30-33.
Глебова С.Ю. Особенности развития атмосферных процессов над Охотским морем в 2000-2006 гг. // Изв. ТИНРО. — 2007. — Т. 150. — С. 200-216.
Глебова С.Ю. Сезонное и межгодовое развитие синоптических процессов над Японским морем // Изв. ТИНРО. — 1998. — Т. 123. — С. 251-261.
Глебова С.Ю. Типы атмосферных процессов и связанные с ними погодные условия на Беринговом море // Метеорол. и гидрол. — 2001. — № 1. — С. 63-71.
Глебова С.Ю. Типы атмосферных процессов над дальневосточными морями, межгодовая изменчивость их повторяемости и сопряженность // Изв. ТИНРО. — 2003. — Т. 134. — С. 209-257.
Глебова С.Ю. Типы синоптических ситуаций и связанных с ними погодных явлений над Охотским морем // Изв. ТИНРО. — 1999. — Т. 126. — С. 572-586.
Дашко H.A., Варламов С.М. Оценка изменения характеристик центров действия атмосферы Азиатско-Тихоокеанского региона в течение 20го столетия и их влияние на циркуляцию над Японским морем // Тр. ДВНИГМИ. — 2000. — Вып. 3. — С. 10-25.
Дмитриев A.A., Иванов H.A. Об экстремальном развитии некоторых центров действия атмосферы и влиянии на них сил геофизического и приливного происхождения // Тр. ААНИИ. — 1976. — Т. 330. — С. 130-149.
Кац А.Л. Об изучении и оценке общей циркуляции атмосферы // Метеорол. и гидрол. — 1954. — № 6. — С. 11-29.
Пагава С.Т. Основы синоптического метода долгосрочных прогнозов погоды малой заблаговременности : Тр. НИУ. Сер. 2. — 1946. — Вып. 20. — 75 с.
Хромов С.П. Метеорология и гидрология для географических факультетов : монография. — Л. : Гидрометеоиздат, 1983. — 455 с.
Zuenko Yu.I., Glebova S., Nikitin A., Novikov Yu. Polar front meandering and variability in the north-western Japan (East) Sea // East Sea Oceanography Conference. — Вusan, 1997. — P. 5-6.
