«МОДИФИКАЦИЯ ЭЛЬ-НИНЬО В УСЛОВИЯХ МЕНЯЮЩЕГОСЯ КЛИМАТА: МОНИТОРИНГ, ПРИЧИНЫ, УДАЛЕННЫЙ ОТКЛИК ...»

МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

имени М.В.ЛОМОНОСОВА

ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ

На правах рукописи

ГУЩИНА Дарья Юрьевна

МОДИФИКАЦИЯ ЭЛЬ-НИНЬО

В УСЛОВИЯХ МЕНЯЮЩЕГОСЯ КЛИМАТА:

МОНИТОРИНГ, ПРИЧИНЫ, УДАЛЕННЫЙ ОТКЛИК

25.00.30 – метеорология, климатология, агрометеорология диссертация на соискание ученой степени доктора географических наук

Москва, 2014 2 Содержание ВВедение

ГлаВа 1. Эль-ниньо – Южное колебание и Внутрисезонная тропическая изменчиВость: мониторинГ и механизмы формироВания

1.1. АномАлииклимАтАвтропикАхтихогоокеАнА,

явлениеЭль-ниньо–ЮжноеколебАние(ЭнЮк) 1.2. ДвАтипАЭль-ниньо:кАноническоеимоДоки

1.3. внутрисезоннАятропическАяизменчивость

1.4. взАимоДействиемежДувтииЭнЮк

ГлаВа 2. материалы и методы исследоВания динамики Эль-ниньо – Южное колебание, еГо ВзаимодейстВия яВления с Внутрисезонной тропической изменчиВостьЮ и удаленноГо отклика В тропических и умеренных широтах.

2.1. ДАнные

2.2. интегрАльныйинДексциркуляциикАксреДствоописАния крупномАсштАбныхособенностейциркуляцииАтмосферы

2.3. объеДиненнАямоДельтропическогоокеАнА-Атмосферы промежуточнойстепенисложностиLODCA-QTCM

2.4. метоДвыДелениякомпонент

внутрисезоннойтропическойизменчивости 2.5. метоДывыДеленияДвухтиповЭль-ниньо

2.6. метоДАнАлизАвертикАльнойциркуляциивтропикАх

2.7. крАткоеописАниемоДелейобщейциркуляцииАтмосферыиокеАнА, используемыхврАботе

Содержание ГлаВа 3. ВзаимосВязи между колебаниями маддена-джулиана, кельВина и россби ЭкВаториальными Волнами ЭнЮк по данным наблЮдений и моделироВания

и 3.1. хАрАктеристикивнутрисезоннойтропическойизменчивости................ 3.2. сезонноевзАимоДействиемежДувтииЭнЮк

ГлаВа 4. ЭВолЮция, изменчиВость и механизмы формироВания Эль-ниньо

дВух типоВ 4.1. АномАлиивсистемеокеАн-АтмосферА впериоДкАноническогоЭль-ниньоиЭль-ниньомоДоки

4.2. рольвозмущенийвнутрисезонногомАсштАбА вформировАнииДвухтиповЭль-ниньо

ГлаВа 5. Эль-ниньо В услоВиях потепления климата

5.1. изменениеповторяемостиДвухтиповЭль-ниньо вусловияхменяЮщегосяклимАтА

5.2. хАрАктеристикиДвухтиповЭль-ниньо вусловияхглобАльногопотепления(сценАрийА2)

5.3. оценкАизменениявклАДАкомпонентвти вмехАнизмформировАнияЭль-ниньоприпотепленииклимАтА

ГлаВа 6. дальние сВязи яВления Эль-ниньо – Южное колебание.......... 6.1. вклАДуДАленноговозДействияЭль-ниньо илокАльноговзАимоДействияокеАнА-Атмосферы вформировАниеАномАлийметеополейвтропикАх

6.2. регионАльныепроявленияуДАленноговозДействия Эль-ниньовтропикАх

6.3. откликглобАльнойциркуляциинАДвАтипАЭль-ниньо

заклЮчение

список литературы

Актуальность работы Эль-Ниньо – Южное колебание (ЭНЮК) является наиболее ярким примером короткопериодной изменчивости климата (на межгодовых масштабах). Его социально-экономические последствия беспрецедентны (засухи, наводнения, сокращение рыбных уловов, потери урожая, увеличение числа тропических циклонов, гибель кораллов). Изучение механизмов этого природного феномена является ключом к пониманию и прогнозированию экстремальных погодных явлений, а также расширяет возможности приспособления общества к климатическим флуктуациям.

Задача прогноза столь масштабного феномена сопряжена с серьезными трудностями [The TOGA Decade, 1998]. Одной из главных проблем является нерегулярность его возникновения и изменение характеристик (амплитуды, частоты) от события к событию.

На настоящий момент существует два подхода для объяснения изменчивости явления Эль-Ниньо. В рамках первого подхода изменчивость ЭНЮК рассматривается как следствие крупномасштабных низкочастотных процессов протекающих как в океане, так и в атмосфере, таких как изменение характеристик теплосодержания океана, термохалинная циркуляция, а также постепенное изменение структуры общей циркуляции атмосферы. Изменения этих характеристик на масштабах десятилетий способны вызывать изменение среднего состояния системы океан-атмосфера, которое может благоприятствовать возникновению Эль-Ниньо или наоборот [Dewitte and Gushchina, 2010]. Однако учет только долгопериодной изменчивости не всегда позволяет объяснить формирование в тропиках условий, благоприятных для развития Эль-Ниньо. Поэтому появилась вторая группа теорий, которая базируется на предположении, что нерегулярность ЭНЮК может определяться неустойчивым взаимодействием тропического океана и атмосферы на временных масштабах значительно меньших, чем само Эль-Ниньо (с периодом от нескольких дней до сезона), так называемой внутрисезонной тропической изменчивостью (ВТИ). Данный подход, по сути, является одним из частных случаев теории стохастического воздействия на крупномасштабные процессы, широко используемого во многих науках, в том числе в геофизике [Hasselman, 1976; Демченко и Кислов, 2010]. ВТИ является ключевым элементом климатической системы тропического Тихого океана. С одной стороны, она может зарождаться в других районах тропиков и, таким образом играть роль удаленного внешнего воздействия для системы тропического Тихого океана. С другой стороны, внутрисезонная изменчивость может выступать в роли хаотического воздействия на климатическую систему тропического Тихого океана, приводя к долгопериодным изменениям характеристик Эль-Ниньо (амплитуды, сезонности, повторяемости). Понимание взаимодействия между ВТИ и ЭНЮК является, таким образом, чрезвычайно актуальной задачей для мирового научного сообщества, ее решение позволит улучшить качество прогнозов атмосферных явлений в тропической зоне в широком спектре временных масштабов (от внутрисезонных до десятилетних).

Климат планеты непрерывно изменяется, что не может не сказываться на состоянии взаимодействующей системы тропический океан-атмосфера. Даже за относительно короткий период инструментальных наблюдений в тропиках Тихого океана зафиксировано увеличение температуры воды, которое, несомненно, сказалось на характеристиках явления Эль-Ниньо. Эти изменения оказались настолько существенными, что появилось предположение о существовании новой разновидности явления Эль-Ниньо, которая характеризуется аномалиями температуры поверхности океана (ТПО), локализованными в центре Тихого океана, в отличие от канонического ЭльНиньо, развивающегося на востоке [Петросянц и др., 2005; Ashok et al., 2007; Kug et al., 2009]. Механизмы формирования этого типа Эль-Ниньо (называемого Эль-Ниньо Модоки) на настоящий момент практически не изучены. Однако, увеличение повторяемости Эль-Ниньо Модоки в последние десятилетия позволяет поставить вопрос о взаимосвязи между модификацией ЭНЮК и глобальным потеплением климата.

В силу изменения локализации аномалий ТПО в период Эль-Ниньо Модоки отклик климатической системы, как в пределах тропиков, так и в удаленных районах может существенно изменяться. Максимальная чувствительность атмосферы к воздействию со стороны океана отмечается в регионе индо-тихоокеанского теплого бассейна, где наиболее развиты процессы глубокой конвекции, несмотря на то, что максимальные аномалии в тропическом океане наблюдаются на востоке Тихого океана. Удаленный климатический отклик, эффективность которого зависит как от интенсивности воздействия со стороны океана (амплитуда аномалий ТПО), так и от атмосферной чувствительности к этому воздействию, будет в большей степени управляться процессами, происходящими в центре, а не на востоке Тихого океана. Поэтому исследование отклика глобальной атмосферы на явление Эль-Ниньо Модоки, локализованное в центральной части Тихого океана, является актуальным научным вопросом.

Объекты исследования – явление Эль-Ниньо – Южное Колебание, компоненты атмосферной внутрисезонной тропической изменчивости: колебания МадденаДжулиана, экваториальные конвективно-связанные волны Кельвина и Россби.

Предмет исследования – взаимодействие между внутрисезонной тропической изменчивостью и ЭНЮК в условиях меняющегося климата и дальние связи ЭНЮК.

Целью работы является разработка механизма формирования двух типов ЭльНиньо – канонического и Модоки, основанного на стохастическом воздействии процессов внутрисезонного масштаба.

В соответствии с поставленной целью сформулированы основные задачи исследования:

• изучить характеристики внутрисезонной изменчивости (интенсивность, скорость распространения возмущений) основных метеорологических полей и оценить их воспроизведение в моделях различной степени сложности;

• определить роль колебаний Маддена-Джулиана и конвективно-связанных экваториальных волн в механизме генерации ЭНЮК, а также изменения взаимосвязей ВТИ/ЭНЮК на различных временных масштабах от сезонных до десятилетних по данным наблюдений и численных моделей атмосферы;

• выявить механизм эволюции двух типов Эль-Ниньо: канонического и Модоки, основанный на стохастическом воздействии атмосферных процессов внутрисезонного масштаба;

• по данным численного моделирования проанализировать изменения характеристик Эль-Ниньо в условиях потепления климата;

• модифицировать и адаптировать объединенную модель океана-атмосферы промежуточной степени сложности LODCA-QTCM для исследования механизмов ЭНЮК;

• разработать метод оценки особенностей крупномасштабной циркуляции с помощью нового индекса циркуляции – циркуляции скорости ветра по кругу широты или контуру центров действия атмосферы;

• исследовать примеры удаленного отклика на аномалии, связанные с двумя типами Эль-Ниньо.

Положения, выносимые на защиту Взаимодействие между процессами внутрисезонного масштаба в тропиках и Эль-Ниньо имеют ярко выраженный сезонный характер. Ключевую роль в генерации Эль-Ниньо играет интенсификация колебаний Маддена-Джулиана на западе Тихого океана весной Северного полушария и экваториальных волн Россби в центре Тихого океана летом, предшествующим кульминации Эль-Ниньо в конце года.

Механизм влияния MJO и волн Россби на Эль-Ниньо реализуется через аномальные западные ветры, связанные с MJO и волнами Россби, которые генерируют океаническую волну Кельвина с заглубленным термоклином. Распространяясь на восток, эта волна способствует заглублению термоклина во всем тропическом Тихом океане. В случае канонического Эль-Ниньо волна Кельвина достигает побережья Южной Америки в конце календарного года и вызывает потепление поверхностных вод за счет глубокого залегания термоклина. В случае Эль-Ниньо Модоки волна не распространяется дальше центра Тихого океана из-за наличия барьера плотности, повышение ТПО возникает за счет адвекции теплых вод и заглубления термоклина.

Вклад процессов внутрисезонного масштаба в развитие двух типов Эль-Ниньо различен. В условиях канонического Эль-Ниньо увеличение интенсивности колебаний Маддена-Джулиана и экваториальных волн Россби способствует развитию явления.

При Эль-Ниньо Модоки ВТИ способствует сохранению аномалии ТПО и более медленному уменьшению температуры поверхности океана в фазу исчезновения Эль-Ниньо.

Аномалии ТПО и основных метеорологических полей в период двух типов Эль-Ниньо существенно различаются между собой (различия значимы на 90% уровне вероятности). В условиях Эль-Ниньо Модоки зона высокой ТПО, соответствующие ей зоны аномальных восходящих движений, осадков и конвекции смещены на запад относительно их положения в условиях канонического Эль-Ниньо.

В условиях глобального потепления климата происходит постепенное ослабление канонических явлений Эль-Ниньо, в результате чего явление Модоки становится более интенсивным по сравнению с каноническим.

Эль-Ниньо Модоки вызывает более интенсивный отклик в глобальной циркуляции тропических и умеренных широт, при этом характер отклика не сильно изменяется по сравнению с каноническим Эль-Ниньо. Связи с циркуляциями в центрах действия атмосферы и районах активной циклонической деятельности сильно зависят от типа Эль-Ниньо.

Разработанная модифицированная версия модели промежуточной степени сложности LODCA-QTCM в пределах тропической зоны сопоставима по качеству воспроизведения атмосферных полей с полными моделями общей циркуляции атмосферы и позволяет исследовать механизмы формирования Эль-Ниньо.

Методика оценки крупномасштабной атмосферной циркуляции с помощью нового индекса циркуляции – циркуляции скорости ветра по замкнутому контуру – позволяет анализировать удаленный отклик глобальной циркуляции на процессы в тропиках, тестировать модели общей циркуляции атмосферы, использовать данные об аномалиях циркуляции по контурам подвижных циклонов и центров действия атмосферы как предиктор аномалий температуры и осадков в их пределах.

научная новизна работы Впервые определена важная роль экваториальных атмосферных волн Россби в механизме генерации аномалии ТПО в период Эль-Ниньо, показано, что вклад волн Россби сопоставим с вкладом колебаний Маддена-Джулиана.

Впервые выявлено, что различная скорость возникновения и исчезновения аномалий ТПО в период двух типов Эль-Ниньо определяется воздействием MJO и экваториальных конвективно-связанных волн.

Впервые обнаружено, что взаимодействие между колебаниями Маддена-Джулиана, экваториальными волнами Россби и аномалиями ТПО существенно различается в периоды высокой и слабой интенсивности ЭНЮК.

Впервые определен отклик средней зональной циркуляции и циркуляции в центрах действия атмосферы на Эль-Ниньо Модоки.

Предложена новая методика оценки крупномасштабной атмосферной циркуляции и ее отклика на аномалии в тропиках с помощью введенного модифицированного индекса циркуляции – циркуляции скорости ветра по замкнутому контуру.

Практическая значимость работы заключается в том, что ее результаты позволили усовершенствовать понимание механизмов генерации ЭНЮК и его модификации в условиях меняющегося климата, а также оценить изменение удаленного отклика на аномалии, связанные с разными типами Эль-Ниньо.

Полученные результаты и выводы диссертации могут быть востребованы в метеорологии, климатологии и физической океанологии:

• для определения вклада процессов внутрисезонного масштаба в изменчивость характеристик Эль-Ниньо;

• для понимания причин апериодичности цикла ЭНЮК;

• для определения механизмов формирования двух различных типов Эль-Ниньо;

• для оценок аномалий, возникающих в океане и атмосфере при двух типах Эль-Ниньо;

• для оценки изменения явления Эль-Ниньо при потеплении климата;

• для оценок удаленного отклика в тропиках и внетропических широтах на явление ЭНЮК;

• для улучшения достоверности прогнозов Эль-Ниньо.

Личный вклад автора Все результаты, представленные в работе, получены автором лично или в соавторстве с заведующим кафедрой метеорологии и климатологии в 1981-2005 гг, профессором М.А.Петросянцем и сотрудником лаборатории геофизики и спутниковой океанографии в Тулузе, д-ром Борисом Девиттом. Личная заслуга автора состоит в анализе характеристик ВТИ и определении их вклада в механизм формирования Эль-Ниньо, анализе распределения аномалий в океане и атмосфере в условиях канонического Эль-Ниньо и Эль-Ниньо Модоки, оценке влияния среднего состояния океана-атмосферы на повторяемость двух типов Эль-Ниньо, определении изменений характеристик Эль-Ниньо в условиях потепления климата. В соавторстве с М.А. Петросянцем разработан новый метод оценки особенностей крупномасштабной циркуляции, основанный на анализе нового индекса циркуляции. В соавторстве с д-ром Девиттом разработана объединенная модель промежуточной степени сложности LODCA-QTCM. Автору принадлежит включение блока ассимиляции данных наблюдений в атмосферную компоненту, проведение прогностических экспериментов и оценка прогностической способности модели, тестирование атмосферной модели QTCM и проведение экспериментов на модели, описанных в диссертации. В соавторстве с д-ром Сереной Иллиг и д-ром Девиттом исследован механизм взаимодействия между Эль-Ниньо и процессами в экваториальной Атлантике.

Основные результаты диссертационной работы были доложены на международных и 6 отечественных конференциях, в том числе на международной конференции по подведению итогов программы ТОГА (Мельбурн, Австралия, 1995), международных конференциях «Тропическая климатология, метеорология и гидрология» (Брюссель, Бельгия, 1996, 2001), международном симпозиуме «Мониторинг океана в 2000-х годах, интегральный подход» (Биарриц, Франция, 1997), генеральных ассамблеях Европейского геофизического общества (1999, 2009), Мировом симпозиуме по изменениям климата (Москва, Россия, 2003), Международной конференции по метеорологии и океанологии Южного полушария (Нумеа, Новая Каледония, 2012).

Публикации Автор имеет 63 опубликованных работы, из них по теме диссертации опубликовано 46 научных работ, в том числе 7 монографий и разделов в коллективных монографиях, 18 статей в научных журналах и изданиях, которые включены в перечень российских рецензируемых научных журналов и изданий для опубликования основных научных результатов диссертаций, а также 7 работ в зарубежных научных изданиях.

Структура и объем диссертации Диссертационная работа состоит из введения, шести глав, заключения и списка литературы и содержит 425 страниц компьютерного текста, включая 190 рисунков, таблицы и список литературы из 464 наименований работ отечественных и зарубежных авторов.

Успешное выполнение настоящей работы было бы невозможно без всесторонней поддержки, доброжелательного отношения и общего научного руководства моего Учителя профессора Михаила Арамаисовича Петросянца (1919-2005), глубокое уважение и память о котором я храню в своем сердце.

Автор выражает глубокую благодарность за многолетнюю всестороннюю помощь моему коллеге и соавтору доктору Борису Девитту (Лаборатория геофизики и спутниковой океанографии, Тулуза, Франция). Автор благодарен доктору географических наук профессору Е.К. Семенову за многолетнюю поддержку и ценные рекомендации, доктору географических наук профессору А.В. Кислову за плодотворные дискуссии и всестороннюю поддержку. Автор признателен своим коллегам за помощь и ценные советы: кандидатам географических наук, доцентам Н.Н. Соколихиной и Г.В. Сурковой, кандидатам географических наук С.Ф. Алексеевой и П.И. Константинову, кандидату физико-математических наук С.Г. Лакееву, доктору С. Иллиг. Автор благодарен выпускнику кафедры геоморфологии М.А. Лобову за техническую помощь в оформлении диссертации, а также аспирантам, выпускникам и студентам кафедры метеорологии И. Железновой, С. Брылееву, Т. Аракелян, С. Коркмазовой, П. Афониной, А. Тимажеву, М. Пановой.

Глава 1. Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая формироваНия 1.1. АномАлии климАтА в тропикАх тихого океАнА, явление Эль-ниньо – Южное колебАние (ЭнЮк) результатом взаимодействия тропического тихого океана и атмосферы является крупномасштабная долгопериодная флуктуация, которая определяет межгодовую климатическую изменчивость на значительной части земного шара [петросянц, 1998;

лаппо, 1989; Федоров, 1995; Dijkstra, 2002]. более века назад южноамериканские рыбаки нарекли именем Эль-ниньо (испанское слово, имеющее разные значения – младенец, мальчик) потепление поверхностных вод океана, наблюдаемое каждый год в канун рождества у побережья Южной Америки от Эквадора до северного перу. обыкновенно поверхность океана здесь более холодная, чем в окружающих районах, что связано, в первую очередь, с перуанским холодным течением и апвеллингом. в период рождества здесь появляется теплое течение, направленное на юг, которое способствует опусканию холодных вод, в результате чего количество питательных элементов в поверхностных водах существенно сокращается и снижается улов рыбы. как правило, это течение не распространяется дальше северного перу и развивается до марта-апреля. однако в отдельные годы потепление может быть значительно более интенсивным, сохраняться в течение длительного времени и охватывать почти весь тропический тихий океан.

вместо ежегодного охлаждения, наступающего в марте-апреле, поверхностные воды продолжают нагреваться, причем не только у берегов перу и Эквадора, но также и на большей части экваториального тихого океана; температура океана может оставаться выше среднеклиматической нормы в течение года и более. наиболее яркие аномалии хх столетия были отмечены в 1957-58, 1972-73, 1982-83 и 1997-98 гг. в настоящее время ученые называют термином Эль-ниньо именно эти исключительные явления, а не ежегодные потепления с амплитудой аномалий порядка 1-2 °С.

впервые попытался объяснить механизм этого явления якоб бьеркнес в году [Bjerknes, 1966]. он обнаружил, что аномальное потепление океана ассоциировано с Южным колебанием, которое первым описал английский ученый сэр гилберт Уокер в своих работах в 1924 году [Walker, 1924]. Уокер обратил внимание на существование Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава корреляции между атмосферным давлением в двух барических системах над тихим океаном. одновременно с повышением давления в центре области высокого давления в районе острова пасхи наблюдается снижение давления в системе низкого давления над индонезией и Северной Австралией, и наоборот. Для того чтобы количественно описать этот феномен, Уокер ввел индекс Южного колебания – иЮк (в англоязычной литературе Southern Oscillation Index – SOI). иЮк представляет собой аномалию разности приземного давления между областью высокого давления на востоке тихого океана (таити) и областью низкого давления на западе тихого океана (Дарвин). Аномалии рассчитываются по среднемесячным данным о приземном давлении относительно среднего иЮк за весь период наблюдений. таким образом, индекс является положительным, когда разность восток–запад выше нормы и отрицательным, когда она ниже нормы. иногда в качестве иЮк используют аномалии нормализованной на произведение среднеквадратичных отклонений рядов давления в Дарвине и таити разности приземного давления в этих точках.

где Ii – иЮк в конкретный месяц, PT и PD – значения приземного давления в таити и Дарвине соответственно, T и D – среднеквадратичные отклонения приземного давления в таити и Дарвине, i соответствует номеру конкретного месяца, черта сверху обозначает осреднение по всему периоду наблюдений.

интерес к Южному колебанию со стороны метеорологов, занимающихся долгосрочным прогнозированием, был обусловлен тем, что его колебания имеют масштаб порядка нескольких лет и соответствуют существенным аномалиям температуры и осадков во многих районах земного шара. еще Уокер отмечал, что дожди летнего индийского муссона менее интенсивны в период низкого индекса Южного колебания, и напротив, обильны в период высокого индекса. Сорок лет спустя бьеркнес заметил, что явление Эль-ниньо также сопровождается пониженными значениями индекса:

начальная стадия развития связана с началом падения индекса, а максимальная стадия достигается в период минимума иЮк (рис.1.1). более длинные ряды наблюдений подтвердили статистическую значимость данной корреляции. С Эль-ниньо и минимальными значениями иЮк связаны глобальные климатические аномалии во многих районах земного шара. так в 1972-73 гг., когда иЮк достиг своего минимального значения за всю историю наблюдений, катастрофическая засуха поразила всю индию, а Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава рис. 1.1. а) индекс Южного колебания (уравнение (1.1.)) и аномалии температуры поверхности экваториального тихого океана на экваторе и 110° з.д. по данным [Reynolds and Smith, 2002], среднемесячные значения (синие крестики) и 5-месячное скользящее среднее (красная линия); б) положение пунктов наблюдений, по которым рассчитывается индекс Южного колебания.

Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава в калифорнии и на западном побережье Южной Америки наблюдались колоссальные наводнения. те же события повторились и в период Эль-ниньо 1982-83 и 1997-98 гг.

теперь уже не вызывает сомнения тот факт, что последствия Эль-ниньо и Южного колебания распространяются далеко за пределы тропического тихого океана. несмотря на то что мы не знаем пока еще причин Южного колебания, его связь с Эль-ниньо является очевидной и может служить одним из ярких примеров взаимодействия между океаном и атмосферой. таким образом, в настоящее время эти явления рассматривают только в совокупности, обозначая весь комплекс явлений термином ЭнЮк (Эльниньо – Южное колебание) или сохраняя историческое название Эль-ниньо.

в начале 80-х годов хх века, на базе накопленных наблюдений за Эль-ниньо в период с 50-х по 70-е года, был составлен приблизительный сценарий развития явления, получивший название «канонического» [Rasmusson and Carpenter, 1982]. Считалось, что аномальный нагрев поверхностных вод начинается у побережья Южной Америки и распространяется вдоль экватора с востока на запад, достигая максимального развития в декабре-феврале. Схематически условия, наблюдающиеся в нормальные годы и в период Эль-ниньо, представлены на рис.1.2 (а,б).

однако исключительное явление 1982-83 гг. развивалось отнюдь не по этому сценарию: не наблюдалось ни распространения теплой аномалии от берегов к центру бассейна, ни предшествующего повышения уровня океана на западе тихого океана.

явление 1982-83 гг. достигло своей кульминации в конце 1982 года, причем не на востоке, а в центре тихого океана. Стала очевидна необходимость значительно расширить сеть наблюдений для дальнейшего изучения этого феномена. С этой целью в году была инициирована научная программа тогА (тропический океан – глобальная атмосфера), которая продолжалась 10 лет и позволила существенно расширить наши представления о природе и механизмах явления Эль-ниньо. в рамках программы тогА была организована сеть наблюдений, которая с тех пор поддерживается и развивается. Эта сеть представлена четырьмя типами наблюдательных систем. первая – это расположенная на островах тихого океана наблюдательная сеть, предназначенная для измерения колебаний уровня океана. вторая система – это запускаемые с коммерческих судов зонды, которые измеряют температуру океана от поверхности до глубины 800 метров, данные этих измерений записываются в компьютер и передаются на спутник ARGOS. третья система представлена океаническими перемещающимися буями, которые измеряют тпо и скорость течений по мере их перемещения в потоке. и, наЭль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава сантиметра. так как уровень океана напрямую связан с толщиной термоклина, а она, в свою очередь, определяет температуру поверхности океана, то эти данные являются необходимыми для исследования Эль-ниньо.

благодаря объединению всех этих систем самое сильное за историю наблюдений Эль-ниньо 1997-98 гг. было значительно лучше задокументировано как с точки зрения метеорологических, так и океанологических наблюдений [например, Семенов и др., 2001; гущина и др., 2005; Dewitte et al., 2002].

в результате проведения программы тогА (1985-1995 гг.) стали более понятны механизмы влияния явления Эль-ниньо – Южное колебание на глобальную циркуляцию внутри тропического пояса [Latif and Barnett, 1994; гущина и др., 1997]. Циркуляция в вертикальной плоскости в тропиках организована в виде термически прямых ячеек циркуляции: над более теплыми водами наблюдается подъем воздуха, над более холодным опускание. неравномерное зональное распределение тепла, поступающего к поверхности суши и океана в тропиках порождает широтную ячейку циркуляции известную как циркуляция Уокера. пассатный перенос в тропическом тихом океане приводит в движение теплые водные массы с востока на запад. их передвижение ограничивается берегами Австралии и Юго-восточной Азии – на западе тихого океана возникает «теплый бассейн» (warm pool в англо-американской литературе). Скопление теплых вод на западе тихого океана приводит к увеличению потоков явного и скрытого тепла, а значит, и к усилению конвекции. в верхней тропосфере перенос происходит в обратном направлении, т.к. изобарические поверхности 300 и 200 гпа над западной частью тихого океана расположены выше, чем над восточной из-за того, что в теплом воздухе давление убывает медленнее. течение гумбольдта или перуанское течение вдоль берегов Южной Америки, приносящее холодные водные массы с Антарктики в экваториальную часть восточного тихого океана, подавляет конвекцию в этой области, здесь образуется область высокого давления, характеризующаяся нисходящими потоками [романов, 1994].

нижнее звено циркуляции Уокера проявляется в пассатном переносе (рис.1.2а).

в период Эль-ниньо за счет выделения скрытого тепла в районах интенсивной конвекции наблюдается повышение температуры в средней тропосфере и адиабатический нагрев воздуха в нисходящих ветвях аномальных ячеек хэдли и Уокера. кроме выделения скрытого тепла повышение температуры тропосферы вызывают выделение явного тепла, радиационный нагрев, изменения содержания водяного пара и образование облачности. перераспределение очагов тепла формирует аномалию ячейки Уокера.

Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава ее восходящие ветви с морского континента индонезия смещаются на восток в район локализации аномально теплых поверхностных вод тихого океана. области подъема воздуха и интенсивной конвекции захватывают центр тихого океана и западную часть тропической Южной Америки, вызывая здесь катастрофические осадки и наводнения.

при этом нисходящие ветви зональной экваториальной ячейки располагаются над Австралией и индонезией, а также над бассейном Амазонки, приводя к засушливым условиям и пожарам в этих регионах. в результате смещения зон подъема и опускания воздуха наблюдается изменение горизонтальных потоков: в нижней тропосфере зона экваториальных западных ветров смещается с индийского океана на центр тихого, а в верхней тропосфере на экваториальной периферии высотных антициклонов, возникших в районе аномального нагрева тропосферы, формируется восточный перенос.

в некоторых случаях непосредственно за явлением Эль-ниньо следует явление ла-ниньа, однако это наблюдается не систематически [петросянц и гущина, 2002].

ла-ниньа – это состояние океана, противоположное по знаку аномалий явлению Эльниньо. оно характеризуется отрицательными аномалиями тпо на востоке и в центре тихого океана и более сильными пассатными ветрами вдоль экватора (рис.1.2в).

первым наиболее убедительно колебательную природу явления Эль-ниньо – Южное колебание объяснил якоб бьеркнес [Bjerknes, 1966, 1969]. ключевым моментом его теории являлась положительная обратная связь между аномалиями тпо и зональной циркуляции над акваторией тихого океана. в период максимума индекса Южного колебания, когда велика интенсивность пассатов, поверхность океана охлаждена, что не способствует потоку тепла из океана в атмосферу и препятствует развитию конвекции. За счет этого уменьшается вертикальный перенос массы и момента количества движения. Это, в свою очередь, уменьшает интенсивность циркуляции хэдли и передачу момента количества движения в субтропики. ослабление ячейки хэдли приводит к ослаблению пассатов. после того как достигается некоторый критический уровень скорости пассатов, уменьшается интенсивность апвеллинга и начинается рост тпо на востоке тихого океана. Далее возникает положительная обратная связь между процессами в океане и атмосфере: рост тпо приводит к падению приземного давления над этим регионом, уменьшению иЮк и дальнейшему ослаблению пассата. ослабление пассата способствует еще большему повышению тпо. бьеркнес предполагал, что именно положительная обратная связь между повышением тпо и ослаблением пассатов играет решающую роль в механизме Эль-ниньо. С другой стороны, рост тпо Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава приводит к ослаблению ячейки Уокера и одновременному усилению ячейки хэдли за счет увеличения потока тепла от океана к атмосфере, развития конвекции и увеличения вертикального потока массы и момента импульса. Активизация ячейки хэдли способствует передаче большего зонального момента количества движения в субтропики. более интенсивная ячейка хэдли благоприятна для интенсификации пассатов, которые, усилившись, стремятся вернуть тпо к состоянию, предшествовавшему Эль-ниньо.

гипотеза бьеркнеса, давая полезный пример действенности обратных связей, однако не всегда подтверждается данными наблюдений. Дело в том, что изменчивость пассата у берегов Южной Америки относительно невелика и появление теплых поверхностных вод связано с комплексом эффектов, а не с одним лишь ослаблением пассатов. кроме того, поскольку масштаб изменчивости атмосферной циркуляции мал по сравнению с масштабом изменчивости циркуляции в океане, между появлением теплых вод у берегов Южной Америки и последующим усилением пассатов должно пройти очень мало времени, чего в действительности не наблюдается. в более поздних исследованиях было показано, что именно океан, обладающий большим временем приспособления, нежели атмосфера, представляет собой «память» системы и обеспечивает циклический характер колебаний.

виртки [Wyrtki, 1975, 1981] предложил сценарий развития явления, называемый «building up» или тихоокеанские качели, в котором в качестве ключевого момента рассматривался период, предшествующий теплой фазе Эль-ниньо. в течение этого периода интенсивность пассатов над экваториальным тихим океаном должна быть существенно выше климатической нормы. Эти аномально сильные ветры являются причиной более сильного наклона уровня океана и термоклина с запада на восток бассейна и вызывают аккумуляцию более теплых вод в западной части экваториального тихого океана. по мере ослабления пассата гравитационная сила, не скомпенсированная более воздействием ветра, приводит к смещению теплых вод в центр и на восток бассейна.

Это объяснение является достаточно простым, однако не позволяет выявить причину ослабления пассатов. в данном сценарии ведущая роль в развитии процессов отводится атмосфере, без какого-то бы ни было обратного воздействия. кроме того по данным наблюдений за Эль-ниньо 1982-83 гг. было установлено, что начальной стадии Эльниньо не всегда предшествует период более интенсивных пассатов и накопления воды в западной части тихого океана, также как не всегда отмечается ослабление пассатов в восточной части тихого океана.

Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава Существующие на настоящий момент теории ЭнЮк могут быть разделены на шесть групп: (1) теории неустойчивого взаимодействия океана-атмосферы, порождающего низкочастотные моды в океане (‘slow coupled mode theories’), [Philander et al., 1984; Gill, 1985; Yamagata, 1985; Hirst, 1986, 1988; Neelin 1991; Wakata and Sarachik 1991; Jin and Neelin, 1993a; Neelin and Jin, 1993; Wang and Weisberg, 1996], (2) теория запаздывающего осциллятора [Suarez and Schopf, 1988; Schopf and Suarez, 1988;

Battisti and Hirst, 1989], (3) теория адвективно-отражательного осциллятора [Picaut et al., 1997], (4) теория осциллятора в западном тихом океане [Weisberg and Wang, 1997], (5) теория осциллятора, основанная на расходе-возобновлении теплосодержания океана (‘the recharge-discharge oscillator theory’), [Jin, 1997a,b] и (6) теории, базирующиеся на гипотезе стохастического возбуждения Эль-ниньо [McWilliams and Gent, 1978; Lau, 1985; Penland and Sardeshmukh, 1995; Penland, 1996; Blanke et al., 1997; Kleeman and Moore, 1997; Eckert and Latif, 1997; Moore and Kleeman, 1999; Thompson and Battisti, 2001; Dijkstra and Burgers, 2002; Larkin and Harrison, 2002; Kessler, 2002].

Для объяснения колебательной природы ЭнЮк теории (2), (3) и (4) групп базируются на свободном распространении экваториальных океанических волн. теории групп (1) и (5) явным образом включают взаимодействие океана-атмосферы для объяснения характеристик неустойчивого роста аномалий в тихом океане, наблюдающихся в период ЭнЮк. теории шестой группы дополняют предыдущие путем включения влияния высокочастотной изменчивости в систему, а именно стохастического воздействия со стороны атмосферы. отметим, что каждая из этих теорий базируется на данных наблюдений, подтверждающих теоретические гипотезы. например, эффект отражения экваториальных океанических волн на границах бассейна, лежащий в основе колебательного механизма Эль-ниньо в теориях запаздывающего осциллятора и адвектино-отражательного осциллятора, зарегистрирован с помощью альтиметрических данных высокого разрешения, поступающих со спутников [Boulanger and Fu, 1996].

одной из теорий, наиболее логично объясняющих квазицикличный характер ЭнЮк, является теория «запаздывающего осциллятора». в рамках этой концепции теплые и холодные эпизоды ЭнЮк рассматриваются как фазы самоподдерживающегося цикла, обеспеченного взаимодействием тпо, приземного ветра и толщины верхнего перемешанного слоя в тропическом тихом океане (или глубиной залегания термоклина).

Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава базируясь на линейных уравнениях динамики океана и атмосферы, в работе [Suarez and Schopf, 1988] предложена следующая модель явления ЭнЮк. «мотором» ЭнЮк является эволюция пассатов над тихим океаном. их локализация и интенсивность связаны с локализацией и интенсивностью субтропических антициклонов и экваториальной ложбины (внутритропической зоны конвергенции вЗк).

так как индекс Южного колебания представляет собой разность давления в Южно-тихоокеанском антициклоне и области пониженного давления над индонезией и Австралией, то он характеризует и интенсивность пассатов, дующих по периферии Южно-тихоокеанского антициклона в направлении области пониженного давления на западе тихого океана. Чем выше значения индекса иЮк, тем больше разность давления между востоком и западом тихого океана и тем интенсивнее пассат Южного полушария. постоянное напряжение, создаваемое ветром, порождает в океане Южное экваториальное течение, которое способствует аккумуляции более теплых поверхностных вод на западе тихого океана. Это накопление ведет за собой увеличение толщины поверхностного слоя более теплых вод или, иначе говоря, заглубление термоклина. так, если у побережья Южной Америки термоклин залегает на глубине порядка 20 метров (небольшая глубина термоклина отчасти обусловлена постоянным апвеллингом, наблюдающимся в данном районе), то на западе тихого океана он залегает на глубине около 200 метров (рис.1.3а).

толчком к развитию Эль-ниньо является западная аномалия ветра, возникающая на западе тихого океана. она инициирует западную аномалию напряжения ветра, которая вместе с силой кориолиса приводит к конвергенции водных масс перемешанного слоя на экваторе. Аномальная конвергенция вод у экватор приводит к подъему уровня океана в этом районе. Для сохранения равновесия нижняя граница перемешанного слоя должна опуститься, то есть увеличиться глубина термоклина (на рис.1.4 эта аномалия показана оранжевым цветом). приток водных масс к экватору генерирует отрицательную аномалию уровня океана во внеэкваториальных районах (на рис.1. показана синим цветом). возникшие аномалии далее распространяются в виде волн:

на экваторе (в пределах экваториального волновода ± 2-3° широты) на восток в виде захваченной волны кельвина (в роли границы выступает экватор, где сила кориолиса меняет знак), вне экватора на запад в виде волны россби. волна кельвина обеспечивает распространение положительной аномалии глубины термоклина на восток. по мере распространения волны на всем протяжении экваториального тихого океана Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава отмечается заглубление термоклина (рис.1.3б). так как пространственный масштаб океанической волны кельвина таков, что половина длины волны соответствует протяженности тихого океана, то в районе экватора наблюдается только положительная фаза волны, и обратных по знаку аномалий термоклина не возникает. За 75 дней волна кельвина достигает берегов Южной Америки и термоклин там опускается, возникают условия Эль-ниньо (рис.1.5). Заглубление термоклина вызывает наиболее сильный отклик в температуре поверхностных вод у побережья Южной Америки. Это связано с развитием в данном регионе апвеллинга. в условиях Эль-ниньо апвеллинг сохраняется, хотя и несколько ослаблен, однако заглубление термоклина приводит к тому, что поднимающиеся воды имеют более высокую температуру, чем в нормальных условиях, охлаждения поверхностного слоя глубинными водами не происходит, солнечная радиация нагревает поверхность, как и в других районах тихого океана, и формируются положительные аномалии тпо. кроме этого, потеплению способствует и воздействие со стороны атмосферы. интенсивность апвеллинга в значительной степени контролируется действием на океан пассатных течений – юго-восточные пассаты рис. 1.3. теоретическая схема океанических волн россби (синий цвет) и кельвина (оранжевый цвет), сгенерированных западной аномалией ветра на экваторе (вверху), и меридиональные структуры волн россби (слева внизу) и кельвина (справа внизу). Аномалии уровня океана (см).

рис. 1.4. Эволюция идеализированных волн, изображенных на рис.1.3. оранжевым показаны положительные аномалии уровня океана (заглубленный термоклин), синим – отрицательные (приподнятый термоклин).

рис. 1.5. температура поверхности океана и вертикальный профиль температуры в экваториальном тихом океане для нормальных условий (слева), Эль-ниньо (в центре) и ла-ниньа (справа).

Южного полушария увлекают поверхностные воды от материка, а им на смену снизу поднимаются более холодные водные массы. при уменьшении интенсивности пассата в период Эль-ниньо, апвеллинг ослабевает, что способствует повышению тпо. в годы ла-ниньа, наоборот, более интенсивные пассаты приводят к интенсификации апвеллинга, и термоклин у берегов Южной Америки приподнимается (рис.1.3в).

как упоминалось выше, во внеэкваториальных районах формируется отрицательная аномалия уровня океана и глубины залегания термоклина, которая переносится на запад волнами россби (рис.1.5, 1.6а). их скорость в непосредственной близости от экватора составляет треть от скорости волны кельвина, то есть волне россби потребуется около 210 дней для того, чтобы пересечь тихий океан (см. схематическое представление на рис.1.5).

Достигнув восточной окраины бассейна, экваториальная волна кельвина отражается в виде даунвеллинговой волны россби (волны с заглубленным термоклином), которая распространяется на запад (рис.1.6б). распространяющиеся на запад апвеллинговые волны россби отражаются от западной границы бассейна, то есть от индонезийских берегов, и движутся на восток внутри экваториального волновода в рис. 1.6. Схема распространения свободных волн в тихом океане в период цикла ЭнЮк согласно теории запаздывающего осциллятора.

виде волны кельвина с противоположными характеристиками – мелким термоклином и низкой тпо (рис.1.6в). Эти волны, достигнув восточной границы тихого океана, приводят к понижению тпо и поднятию термоклина. к этому моменту даунвеллинговая волна россби, распространяющаяся на запад вне экваториального волновода и возникшая за счет отражения волн кельвина от восточной границы бассейна, достигает побережья индонезии и вызывает вновь повышение тпо на западе бассейна (рис.1.6г). в результате цикл завершается, и система возвращается к нормальным условиям: более теплая вода на западе тихого океана и более холодная – на востоке.

таким образом, внеэкваториальные волны россби обеспечивают запаздывающую обратную, отрицательную связь, которая необходима для существования квазипериодического цикла ЭнЮк.

Феноменологически эффект механизма запаздывающего колебания можно проиллюстрировать, рассматривая уравнение для температуры поверхности океана T:

локальное взаимодействие между океаном и атмосферой описывается первым членом уравнения в правой части с помощью константы k. Эффекты нелинейности, ограничивающие рост совместной неустойчивости в системе, представлены вторым членом уравнения. последний член уравнения в правой части представляет собой влияние на температуру поверхности океана со стороны экваториальных волн: это есть запаздывающий эффект апвеллинговой волны кельвина, отраженной от западной границы океана.

теоретические выкладки подтверждаются данными наблюдений: западные аномалии ветра вызывают аномалию термоклина, она распространяется на восток и приводит к повышению тпо (рис.1.7).

основными недостатками первоначальной теории «запаздывающего осциллятора», предложенной в [Suarez and Schopf, 1988], были предположение об идеальном отражении длинных волн на западной границе бассейна, чего в реальности не может наблюдаться, так как западная граница представлена группой островов, и отсутствие взаимодействия между океаном и атмосферой в процессе цикла ЭнЮк (учитывался только начальный импульс напряжения ветра, создающий волну кельвина). Эти недостатки приводят к тому, что продолжительность цикла ЭнЮк согласно данной теории оказывается значительно меньше, чем в реальности.

Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава тем не менее, сценарий запаздывающего колебания имел определенный успех, что связано, в первую очередь, с успешными прогнозами явления Эль-ниньо с помощью численных моделей, основные уравнения которых базируются на теории распространения длинных волн кельвина и россби [Zebiak and Cane, 1987].

в дальнейшем теория была усовершенствована, в первую очередь, за счет включения механизма неустойчивого взаимодействия между океаном и атмосферой и обратных связей. одной из важнейших обратных связей в системе «тропический океан – атмосфера» является взаимодействие между интенсивностью ветра и зональным градиентом тпо. в нормальных условиях пассаты способствуют аккумуляции теплой воды на западе и развитию апвеллинга на востоке, что создает зональный градиент тпо между холодными водами у побережья Южной Америки и теплым бассейном у индонезийских берегов. в свою очередь, зональный градиент тпо приводит к возникновению пониженного давления над теплыми водами и повышенного над холодными, что увеличивает скорость пассатов. в условиях Эль-ниньо возникает аналогичная обратная связь, но с противоположным знаком. ослабление пассатов приводит к ослаблению апвеллинга на востоке тихого океана и повышению тпо, зональный градиент тпо уменьшается, что еще больше ослабляет пассаты.

рис. 1.7. Экваториальные разрезы аномалий зонального ветра (м/с) (слева), глубины залегания изотермы 20 °С (м) (в середине) и аномалии тпо (°С) (справа) в период Эль-ниньо 1997-98 гг.

однако если бы существовал только механизм взаимодействия между ветрами и градиентом тпо, система находилась бы либо в режиме перманентного Эль-ниньо, либо перманентного ла-ниньа. если бы реализовывался только механизм распространения волн в океане, то существовала бы квазидвухлетняя периодичность в аномалиях тпо. когда эти два процесса объединяются, то возникают осцилляции типа ЭнЮк с характерным периодом от 3 до 5 лет. в дальнейшем теория Эль-ниньо развивалась и усовершенствовалась, однако ключевым звеном ее остается распространение волн в океане и положительные обратные связи между аномалиями ветра и тпо.

необходимо отметить один общий недостаток, свойственный всем теориям Эльниньо: в них предполагается регулярное чередование теплых и холодных событий, которое в реальности не наблюдается. поэтому одним из важнейших вопросов, на который до сих пор не найдено ответа, является вопрос о причинах нерегулярности Эль-ниньо.

несмотря на название Эль-ниньо – Южное колебание, характер этого явления не совсем похож на колебательный, а скорее напоминает последовательность отдельных событий, характеристики которых далеко не всегда похожи. Спектр используемых индексов ЭнЮк (тпо в районе Nino3, индекс Южного колебания и др.) демонстрирует максимум на достаточно широком участке спектра от двух до десяти лет (см. рис.2.20). вейвлет-анализ данных индексов показывает, что период ЭнЮк может значительно изменяться и на масштабах десятилетий (рис.1.8). колебания с периодом, характерным для ЭнЮк, были слабо выражены или практически не существовали в период с 1920 по 1960 гг. более того, палеоклиматические анализы показывают, что колебания с периодом от 3 до 8,5 лет являются относительно недавними в климатической системе, то есть появились где-то в районе 6000 лет назад. в последнее время были предприняты значительные усилия для того, чтобы понять природу апериодичности явления Эль-ниньо.

на настоящий момент существует три основных теории, объясняющие нерегулярность Эль-ниньо. во-первых, изменение частоты и амплитуды Эль-ниньо на масштабах десятилетий объясняется влиянием низкочастотных процессов: изменениями термохалинной циркуляции, теплосодержания океана, изменением среднего состояния климатической системы (напр., Dewitte and Gushchina, 2010), которые создают внешние условия благоприятные или нет для развития Эль-ниньо.

в другой теории [напр., Tziperman et al., 1994] Эль-ниньо рассматривается как неустойчивая мода взаимодействующей системы океан-атмосфера в тропиках, в коЭль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава торой регулярные колебания являются самоподдерживающимися. в данном случае нелинейное взаимодействие между сезонным ходом и внутренними модами типа ЭнЮк может делать поведение последнего хаотическим, которое будет характеризоваться непрерывным спектром на значительном интервале частот, окружающем характерную частоту данного явления.

в рамках третьей теории Эль-ниньо рассматривается как устойчивая мода, которая модифицируется за счет высокочастотных атмосферных явлений (возмущений синоптического масштаба и колебаний маддена-Джулиана). Эта высокочастотная изменчивость рассматривается как стохастическое возбуждение, ответственное за нерегулярное появление Эль-ниньо [Kleeman, 2008]. в работе [Neelin et al.,1998] было показано, что система «тропический океан – атмосфера» может находиться в неустойчивом, нейтральном и устойчивом состоянии. в неустойчивом состоянии доминирующими факторами в механизме Эль-ниньо являются нелинейное взаимодействие между океаном и атмосферой и линейная динамика океанических экваториальных волн [McCreary, 1983; Battisti, 1988; Suarez and Schopf, 1988]. в этом случае стохастическое воздействие может модулировать цикл ЭнЮк, но не определять его существование.

рис. 1.8. а) Спектр вейвлет-коэффициентов (вейвлет-разложение выполнено с использованием вейвлета формы морлет). контуры построены так, чтобы плотность вероятности превышала 75, 50, 25 и 5% соответственно. Заштрихованный район – область, где граничные эффекты становятся значимыми.

Черный контур – уровень 10% значимости. б) полный вейвлет-спектр (сплошная линия), и уровень значимости (пунктирная линия).

в нейтральном и устойчивом состоянии Эль-ниньо может возбуждаться только стохастическим воздействием [Chang et al., 1996; Penland, 1996]. так как степень неустойчивости системы изменяется на масштабах десятилетий, соответственно меняется и вклад стохастической компоненты в механизм Эль-ниньо. именно гипотеза стохастического воздействия на генерацию Эль-ниньо детально рассматривается в настоящем исследовании (см. главы 3 и 4).

еще одной проблемой, затрудняющей прогноз ЭнЮк и исследование его механизмов, является значительное разнообразие явлений Эль-ниньо. А именно: их интенсивность, характер эволюции, продолжительность, пространственно-временные масштабы в значительной степени изменяются от явления к явлению. необходимо отметить, что эти изменения не являются хаотическими, скорее можно говорить о чередовании отдельных эпох (порядка 10-30 лет), в течение которых характеристики явлений Эль-ниньо схожи между собой, но при этом существенно различаются между эпохами. то есть речь идет о модуляции цикла ЭнЮк на масштабах десятилетий (в иностранной литературе, как правило, употребляется термин «декадная изменчивость ЭнЮк») [Mohov et al., 2004].

были выдвинуты различные теории, объясняющие данный тип изменчивости.

в некоторых работах рассматривается роль декадной изменчивости циклогенеза в умеренных широтах, влияющего на интенсивность пассатов в тропических широтах и, следовательно, на среднеклиматическое состояние и моды изменчивости в тропиках. в других предпочтение отдается механизму медленного обмена (на масштабах от нескольких лет до десятилетий) между внетропическими и тропическими районами путем адвекции в океане водных масс с характерными для внетропических широт возмущениями.

в качестве одной из основных причин, определяющих изменение характеристик Эль-ниньо, предлагается воздействие среднего состояния климатической системы океан-атмосфера в тропиках. например, медленные изменения среднего положения термоклина в экваториальных районах или изменения зональных и меридиональных градиентов температуры поверхности могут значительно изменять средние условия в тропическом тихом океане [Choi et al., 2010; Kug et al., 2009; Xiang et al., 2012]. такие изменения среднего состояния могут, в свою очередь, быть результатом декадных колебаний характеристик подповерхностного слоя океана, непосредственно влияющих на термоклин, а также антропогенного или просто радиационного воздейЭль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава ствия на климат. Этот вопрос будет более подробно обсуждаться в главе 5. однако противники данной теории [Wang et al., 2011] утверждают обратное: что изменение характеристик Эль-ниньо является причиной изменения среднего состояния океана-атмосферы. Этот вопрос требует дальнейшего изучения.

помимо основных характеристик Эль-ниньо, таких как амплитуда, период, характер развития, изменяются на масштабах десятилетий и показатели нелинейности явления и, в первую очередь, асимметрия распределения аномалий тпо, связанных с Эль-ниньо/ла-ниньа. Асимметрия цикла ЭнЮк является одной из его важных характеристик. используются два параметра асимметрии: индекс, рассчитываемый через экстремумы температуры холодного языка у побережья Южной Америки, и коэффициент асимметрии, показывающий смещение относительно медианы распределения функции спектральной плотности тпо на востоке тихого океана. результаты наблюдений показывают, что на востоке тихого океана отмечается положительный коэффициент асимметрии тпо (более сильные Эль-ниньо, чем ла-ниньа), причем в последние десятилетия (1980-2000 гг.) асимметрия увеличивается. положительная асимметрия цикла ЭнЮк является результатом целого ряда нелинейных процессов.

Усилению Эль-ниньо и ослаблению ла-ниньа способствует нелинейный динамический нагрев (члены в уравнении тенденции тпо, содержащие аномальную адвекцию аномальной температуры). он создает нагрев порядка 2 °С в месяц как в условиях Эль-ниньо, так и в условиях ла-ниньа, тем самым создавая асимметрию в сторону теплых событий. Асимметрии способствует вклад тропических океанических неустойчивых волн, наблюдающихся в районе холодного языка. в условиях Эль-ниньо они препятствуют дальнейшему развитию ла-ниньа и наоборот, но первый эффект выражен сильнее. также на асимметрию ЭнЮк оказывают влияние интенсивность перемешивания в верхнем слое океана, взаимодействие колебаний маддена-Джулиана и аномальных западных ветров (см. раздел 1.5), процессы взаимодействия с биосферой и нелинейный отклик конвекции в тропической атмосфере на аномалии, связанные с Эль-ниньо и ла-ниньа. Асимметрия цикла ЭнЮк и интенсивность перечисленных выше процессов существенно изменяется на масштабах десятилетий. особенно это касается нелинейного динамического нагрева, который определяется средним состоянием системы океан-атмосфера. в последние годы наблюдалась положительная аномалия динамического нагрева, которая усиливала Эль-ниньо и ослабляла ла-ниньа [An and Jin, 2004].

Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава Спорным вопросом теории ЭнЮк остается вопрос о процессе, вызывающем развитие глобальной аномалии в океане и атмосфере. основным недостатком концепций, представленных выше, является их неспособность объяснить в рамках своей теории механизм возникновения явления. нарушения в океане или атмосфере принимались в качестве начальных условий, однако механизм возникновения этих нарушений остается невыясненным.

в конце хх века появилась широко исследуемая теория «всплесков западных ветров» (westerly wind burst – WWB). ее ключевым моментом является предположение о том, что «спусковым крючком» Эль-ниньо, вызывающим начальную аномалию ветра в западном тихом океане, может служить явление внутрисезонного масштаба, называемое «западным всплеском». в западном тихом океане с ноября по апрель периодически наблюдаются сильные западные ветры со скоростями от 5 до 15 м/с, которые в течение одной-трех недель нарушают восточный перенос. Это явление оказывает существенное воздействие на тепловой баланс поверхности и на динамику океана, в частности, оно приводит к иссушению и охлаждению воздуха непосредственно в районе сильных ветров, к уменьшению осадков и к увеличению потока скрытого тепла в атмосферу, о чем свидетельствуют данные наблюдений. кроме того было обнаружено, что увеличение повторяемости западных всплесков коррелирует с уменьшением иЮк, то есть приходится на период теплой фазы ЭнЮк. Западные всплески приводят к возникновению интенсивной западной аномалии ветра, которая способна генерировать пакет волн кельвина, а также создает условия, необходимые для развития теплой фазы ЭнЮк, а именно, смещает зону приземной конвергенции воздуха, конвекции и осадков на центральные районы океана. более подробно взаимодействие между ЭнЮк и всплесками западных ветров рассмотрено в разделах 1.4 и 3.2.

некоторые теории предлагают варианты внеэкваториального воздействия на тропический океан и атмосферу, приводящего к возбуждению колебания типа ЭнЮк [Enfield, 1989], или удаленного внетропического воздействия [Barnett, 1981]. барнетт в своей работе показал, что изменения приземного ветра в тихом и индийском океанах являются когерентными, причем возмущения распространяются из района индийского муссона в направлении западного тихого океана. Это подтверждает предположение о том, что азиатская климатическая изменчивость может влиять на тихий океан и, таким образом, обеспечивать спусковой механизм ЭнЮк. также существуют гипотезы о влиянии на возникновение Эль-ниньо межгодовых изменений влажности Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава почвы и снежного покрова над континентами [Lau, 1985], тропических циклонов и даже сейсмических процессов в океане.

таким образом, несмотря на достаточно достоверную теорию явления ЭнЮк, в ней есть целый ряд открытых вопросов, таких как: вопрос о спусковом механизме явления; о причинах изменения характеристик ЭнЮк на масштабах десятилетий; вопрос о нерегулярности и апериодичности явления; вопрос о пределах предсказуемости феномена и другие – которые еще предстоит исследовать.

ДальНие связи явлеНия Эль-НиНьо явление Эль-ниньо – Южное колебание вызывает отклик в аномалиях погоды и климата во многих регионах земного шара. Эффект воздействия ЭнЮк на процессы в удаленных районах как тропиков, так и умеренных широт называют дальними связями явления Эль-ниньо – Южное колебание.

рассмотрим, как проявляются дальние связи явления ЭнЮк в полях температуры и осадков в тропических и субтропических широтах. Аномалии осадков, связанные с Эль-ниньо, были задокументированы во многих работах, в частности в [Ropelewski and Halpert, 1987]. несколько позже были выявлены аномалии, сопутствующие холодной фазе ла-ниньа, а также аномалии температуры воздуха для обеих фаз. Современные представление об аномалиях температуры и осадков, связанных с Эль-ниньо, полученные с помощью корреляционного, композиционного и ЭоФ (разложение по эмпирическим ортогональным функциям) анализа, представлены схематично на рис.1.9. в качестве хорошей аппроксимации можно принять, что в период ла-ниньа наблюдаются аналогичные аномалии, но с обратным знаком. так как большинство исследований взаимосвязи ЭнЮк и осадков было ограничено весьма разрозненными и неполными данными наблюдений за осадками, исследователи были вынуждены использовать данные спутниковых наблюдений для составления оценок количества осадков, в особенности над океанами. в период тогА величиной, наиболее часто используемой для оценки количества конвективных осадков, стала уходящая длинноволновая радиация (УДр), измеряемая спутниками NOAA с 1974 года. в пределах тропической зоны УДр с хорошим приближением может использоваться для оценки количества конвективных облаков.

в результате использования спутниковых наблюдений удалось установить, что над тихим океаном внутритропическая зона конвергенции (вЗк) в годы Эль-ниньо Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава интенсифицируется и смещается к экватору, в то время как Южно-тихоокеанская зона конвергенции (ЮтЗк) смещается на север и восток относительно нормы. в течение теплой фазы ЭнЮк, как видно из рис.1.9а, в декабре-январе-феврале наблюдаются аномально теплые и влажные условия в тропическом центральном и восточном тихом океане и вдоль побережья Южной Америки. Засушливые условия, соответствующие рис. 1.9. Схема аномалий температуры и осадков, связанных с теплой фазой Эль-ниньо – Южного колебания, в период зимы и лета Северного полушария. С хорошей точностью приближения аномалии, наблюдаемые в период холодной фазы, являются обратными представленным на рисунке. из [Trenberth et al., 1998].

не, причем зона аномалий имеет характерную форму бумеранга. Засушливые условия также отмечаются в Южной Африке, юго-восточной бразилии и колумбии. холодные и влажные условия преобладают на юго-востоке США. летом Северного полушария (июнь-август) более теплые условия отмечаются в Уругвае, более засушливые – в части юго-восточной Азии, индонезии, Центральной Америке, Австралии и новой Зеландии, в то время как в тропиках центрального тихого океана в этот период отмечаются более влажные условия (рис.1.9б).

особое внимание следует обратить на взаимосвязи между явлением Эль-ниньо и процессами в удаленных от тихого океана районах тропиков, а именно, над индийским и Атлантическим океанами.

взаимодействию между процессами в тихом и индийском океанах посвящено огромное количество работ [см. обзор в Webster et al., 1998]. в первую очередь, ученые ищут взаимосвязи между интенсивностью индийского муссона и явлением ЭнЮк.

первые попытки предсказывать сезонную и межгодовую изменчивость муссона были предприняты после великой индийской засухи и последующего голода в 1877 году.

так, в 1884 году сэр бланфорд рассматривал воздействие на муссон такого явления, как величина снежного покрова в гималаях в течение предшествующей зимы. в году сэр гилберт Уокер догадался о существовании в атмосфере когерентных систем с низкочастотной изменчивостью. С точки зрения глобального масштаба Южное колебание, открытое Уокером, стало наиболее важным элементом для прогноза муссона.

однако последующие исследования показали, что однозначной связи между Эль-ниньо и интенсивностью летнего муссона над индией не существует [например, володин и галин, 2000]. осадки над индией хотя и коррелируют с приземным давлением над тихим океаном вплоть до Южной Америки в предшествующий период, но значительно сильнее они коррелируют с последующим ЭнЮк.

Troup в 1965 году [Webster et al., 1998] представил наглядное графическое объяснение того факта, что между индексом Южного колебания и осадками летнего индийского муссона не наблюдается четкой зависимости. на рисунке 1.10 представлено распределение отклонений приземного давления от среднего приземного давления, рассчитанного для отдельных сезонов (лета или зимы), в периоды минимума индекса Южного колебания. крупномасштабные районы с положительными и отрицательными отклонениями четко прослеживаются как в летний, так и в зимний сезоны. однако летом Северного полушария линия нулевых отклонений проходит в непосредственЭль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава ной близости от индийского полуострова. Следовательно, в период максимума в годовом ходе осадков летнего индийского муссона индия находится вблизи нулевой линии отклонений давления и достаточно далеко от центров максимумов аномалий.

небольшие смещения нулевой изолинии приведут к тому, что индия окажется в зоне слабых положительных или слабых отрицательных по отношению к среднесезонным значениям аномалий давления. то есть, даже при идеальном прогнозе иЮк мы не можем точно определить, какого рода аномалии будут преобладать над индией, а следовательно, и оценить интенсивность осадков в муссоне. С другой стороны, районы максимумов осадков зимой Северного полушария находятся на значительном удалении от нулевой линии и вблизи максимумов аномалий давления. то есть, можно ожидать, что прогноз изменчивости зимнего муссона с помощью иЮк может быть более успешным.

рис. 1.10. отклонения приземного давления (в десятках мб) от среднемноголетнего давления в Дарвине; отклонения осреднены за те месяцы, когда индекс Южного колебания (иЮк) был меньше среднего за период иЮк больше чем на одно стандартное отклонение. жирная линия – линия нулевых отклонений. а) лето Северного полушария; б) зима Северного полушария. Для обратной фазы иЮк (то есть когда иЮк больше среднего за весь период значения больше чем на одно стандартное отклонение) картина отклонений меняется на противоположную. из [Webster et al., 1998].

Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава необходимо отметить, что взаимосвязи между ЭнЮк и муссоном испытывают значительные изменения на масштабах десятилетий. так, например, до 1920 года корреляция между всеиндийскими осадками и тпо в экваториальном тихом океане составляла -0,8, а в период с 1920 по 1960 гг. межгодовая изменчивость как в ряду всеиндийских осадков, так и в ряду тпо была очень незначительной, и коэффициент корреляции между рядами упал до -0,2. в последнее десятилетие отмечается ослабление взаимосвязей между муссоном и ЭнЮк, однако остается неясным, является ли такое уменьшение взаимодействия между индийским и тихим океанами характеристикой только последнего десятилетия или оно наблюдалось и раньше в климатической системе. в недавнем исследовании мохов с соавторами [Mokhov et al., 2011; мохов и др., 2012] показали, что за период с 1871 по 2003 гг. наблюдалась последовательная смена режимов, при которых преобладали положительные или отрицательные корреляционные связи между интенсивностью осадков в индийском муссоне и явлением Эль-ниньо.

несмотря на неоднозначность взаимосвязей между ЭнЮк и индийским муссоном было показано, что существует взаимосвязь между ЭнЮк и засухами в индии.

Действительно, в годы с Эль-ниньо (кроме 1997-1998 гг.) в индийском районе наблюдались засухи. правда, не все засухи в этом регионе наблюдались в годы с Эль-ниньо, но из 22-х Эль-ниньо, наблюдавшихся с 1870 по 1991 гг., только два сопровождались осадками выше нормы. напротив, явление ла-ниньа, как правило, сопровождается более интенсивными осадками в последующий летний сезон: за весь период наблюдений только два ла-ниньа сопровождались слабыми осадками. однако значительное число влажных лет не ассоциировались с ла-ниньа. хотя взаимосвязи ЭнЮк и муссона не являются идеальными, тем не менее очевидно, что эти два явления связаны посредством некоего базового механизма. похожие взаимосвязи существуют и между Австралийским муссоном и ЭнЮк [например, гущина и др., 1995; полонский и Давыдов, 1996].

в Атлантическом океане известны два основных колебания на межгодовых масштабах. первое получило название межполушарной моды изменчивости тпо в тропической Атлантике или Атлантического диполя [Ruiz-Barradas et al., 2000]. Структура данной моды характеризуется наличием тпо выше нормы в тропиках Северного полушария и тпо ниже нормы в тропиках Южного полушария (и наоборот), причем максимальный градиент отмечается в районе термического экватора. именно поэтому данная мода носит название межполушарной.

Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава Другой модой, определяющей межгодовую изменчивость в Атлантике, является Атлантическое ниньо. в экваториальной части Атлантического океана максимальная межгодовая изменчивость тпо отмечается на востоке бассейна. Эти изменения характеризуются последовательной сменой теплых и холодных событий. Смена тпо оказывает влияние на климат окружающих областей. прежде всего, в период теплой фазы отмечаются обильные осадки на побережье гвинейского залива за счет смещения на юг зоны максимальной конвекции. изменчивость процессов в океане обусловлена изменчивостью пассатов и по механизму взаимодействия очень напоминает механизм Эль-ниньо в тихом океане, за что данная аномалия и получила название «Атлантическое ниньо».

описанные выше явления в Атлантике могут испытывать на себе воздействие со стороны других региональных циркуляционных систем, в частности, со стороны тихого океана и, прежде всего, явления ЭнЮк [воскресенская и др., 1992; мохов и Смирнов, 2006; Handoh and Big, 2000]. исследования показывают, что около 25% изменчивости Атлантического диполя возбуждается явлением Эль-ниньо. корреляция с тпо в Nino4 (5° с.ш. – 5° ю.ш.; 160° в.д. – 150° з.д.) составляет 44% при сдвиге в 4- месяцев, когда процессы в тихом океане опережают процессы в Атлантике. если корреляция рассчитывается между тпо только в ноябре-декабре-январе и основной компонентой межполушарной моды в марте-апреле-мае, то коэффициент корреляции увеличивается до 0,62 (до 30% изменчивости Атлантического диполя в весенний период обусловлены воздействием со стороны тихого океана). однако если отфильтровать сигнал, поступающий из тихого океана, то аномалии характерные для Атлантического диполя сохраняются, хотя их амплитуда и несколько уменьшается, то есть данная мода является внутренней для бассейна Атлантического океана, хотя и подвержена влиянию со стороны Эль-ниньо на межгодовом временном масштабе.

взаимосвязи между Атлантическим ниньо и Эль-ниньо в тихом океане также существуют, однако коэффициенты корреляции значительно меньше, чем для Атлантического диполя (порядка -0,3 при сдвиге в 12 месяцев). механизмы этого взаимодействия подробно рассмотрены в главе 6.

Слабые взаимосвязи между Эль-ниньо и Атлантическим ниньо могут быть следствием смещением максимумов этих явлений в годовом ходе. наиболее сильная изменчивость в восточном тихом океане наблюдается зимой Северного полушария, когда термоклин располагается ближе всего к поверхности, а восточно-западный граЭль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава диент тпо максимален. напротив, в восточном экваториальном Атлантическом океане межгодовая изменчивость максимальна летом Северного полушария, что является следствием различий годового хода в этих двух регионах. в результате тпо экваториальной Атлантики не может воспроизводить сильный отклик на аномалии напряжения ветра, вызванные аномалиями тпо в тихом океане, так как зимой Северного полушария в Атлантике термоклин расположен далеко от поверхности в восточных районах. тем не менее, экваториальная Атлантика обладает определенной динамической памятью. Сигнал, возбужденный аномалиями ЭнЮк на западе Атлантического океана, в подповерхностном слое может медленно распространяться на восток и достигать поверхности следующим летом, когда амплитуда отклика увеличивается за счет локального взаимодействия океана-атмосферы.

однако в работе [козленко и др., 2009] обнаружено значимое обратное воздействие экваториальной Атлантической моды или Атлантического ниньо на процессы в тихом океане. время инерционности данного воздействия оценено в два месяца.

помимо оценки удаленного воздействия Эль-ниньо в пределах тропических и субтропических широт многие авторы исследовали механизмы влияния ЭнЮк на циркуляцию в умеренных широтах. впервые еще бьеркнесом [Bjerknes 1966, 1969] была выдвинута гипотеза о распространении сигнала из тропиков в умеренные широты через механизм меридиональной вертикальной ячейки хэдли. он отметил, что аномальным теплым условиям в тропическом тихом океане соответствуют аномально сильные западные ветры умеренных широт над центральными и восточными районами северного тихого океана. бьеркнес сделал предположение, что это связано с усилением ячейки хэдли: интенсивная циркуляция хэдли поддерживает сильное субтропическое струйное течение за счет переноса западного момента количества движения в умеренные широты интенсивным меридиональным потоком. именно конвергенция потоков момента импульса в умеренных широтах поддерживает аномальные западные ветры умеренных широт в период Эль-ниньо. в некоторых более поздних исследованиях [Trenberth et al., 1998] были получены результаты, подтверждающие, что в период Эль-ниньо происходят значительные изменения интенсивности ячейки хэдли. в работе [Horel and Wallace, 1991] в качестве механизма атмосферного отклика был предложен механизм, основанный на распространении длинных волн россби. изменения экваториальной тпо способны возбуждать крупномасштабные квазистационарные волны, наилучшим образом проявляющиеся в верхней тропосфере, что способствует Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава возникновению значительных аномалий во внетропической циркуляции. небольшие изменения тпо или ее градиента способны приводить к смещению крупномасштабных ячеек конвекции, а также изменять интенсивность конвективных процессов. Это приводит к аномалиям нагрева атмосферы, в основном за счет выделения скрытого тепла в процессе выпадения осадков. отклик тропической атмосферы на эти аномальные источники тепла может быть объяснен через механизм распространения экваториальных волн кельвина и смешанных россби-гравитационных волн, вертикальная структура которых соответствует первой внутренней моде [гилл, 1986]. в непосредственной близости от источника тепла отклик в верхней тропосфере проявляется в виде пары антициклонов, формирующихся по обе стороны от экватора. продолжением этой крупномасштабной волны являются: аномальная циклоническая циркуляция над северным тихим океаном, которая приводит к усилению Алеутской депрессии;

положительная аномалия давления над западной канадой и аномальная циклоническая циркуляция над юго-востоком Соединенных Штатов. Центры действия этого рис. 1.11. Схематическое изображение основных изменений, происходящих в верхней тропосфере, преимущественно в Северном полушарии, в ответ на увеличение тпо в экваториальном тихом океане, усиление конвекции в этом районе и возникновение аномальной верхнетропосферной дивергенции в районе экватора (заштрихованный район). Аномальный поток, направленный в оба полушария приводит к возникновению аномальных антициклонов в субтропических широтах по обе стороны от экватора. Далее по потоку в результате возникновения стационарной волны россби (двойная линия) развиваются отрицательные аномалии геопотенциала и функции тока. в свою очередь, это приводит к смещению на юг области шторм-треков, связанных с субтропическим струйным течением, что приводит к усилению циклонической циркуляции к югу (черная закраска) и ослаблению – к северу (серая закраска) от центра циклонической аномалии. Аналогичные изменения наблюдаются и в Южном полушарии. из [Trenberth et al. 1998].

Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава 1989] было показано, что аномалии геопотенциала во внетропической атмосфере не являются прямым откликом на аномальный нагрев в тропиках, а внетропический отклик представляет собой косвенную реакцию на изменение вихревого переноса, который, в свою очередь, связан с выбросом тепла в тропиках и переносом его из тропиков в умеренные широты. однако до настоящего времени механизм передачи аномального воздействия океана в тропиках на удаленные районы атмосферы умеренных широт остается не до конца изученным и требует дальнейших исследований как эмпирических, так и экспериментов на моделях общей циркуляции атмосферы.

Долгое время описанные выше аномалии атмосферного давления, возникающие как отклик во внетропической атмосфере на явление Эль-ниньо, считались единственным проявлением дальних связей ЭнЮк в умеренных широтах. однако в более поздних работах были выявлены и некоторые другие аномалии, представляющие собой проявление дальних связей Эль-ниньо. валлас и гуцлер, а также ливезей и мо [Wallace and Gutzler, 1981; Livezey and Mo, 1987] выделили шесть очагов в СевероАмериканском тихоокеанском секторе, где проявляется эффект дальних связей: 1. Западно-тихоокеанский (WP), существующий во все месяцы года; 2. восточно-тихоокеанский (EP), существующий во все месяцы, кроме августа и сентября; 3. Северотихоокеанский (NP), существующий с мая по июль; 4. тихоокеанский Северо-Американский (PNA), существующий во все месяцы кроме июня и июля; 5. тропический Северного полушария (TNH), существующий с ноября по январь, и 6. японский тихоокеанский (PJ), существующий с мая по август. основные аномальные структуры в Северном полушарии, связанные с изменениями тпо в тропическом тихом океане, выделенные с помощью вращательного анализа главных компонент поля геопотенциала на поверхности 700 гпа для периода с 1963 по 1995 год, показаны на рис.1.12.

Зимой в умеренных широтах наблюдаются нестационарные образования со временем жизни порядка нескольких дней, состоящие из перемещающихся циклонических бароклинных волн. районы их распространения в литературе часто обозначаются термином шторм-треки. тесные взаимосвязи между изменчивостью шторм-треков и средними полями атмосферы были обнаружены в районе развития PNA. в частности, было показано, что положительные аномалии геопотенциала над западом Северной Америки и усиленный западный поток над центральным тихим океаном, наблюдающиеся в период ла-ниньа, соответствуют смещению в сторону экватора области шторм-треков и уменьшению циклонической активности у берегов Северной АмериЭль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава ки. при обратной ситуации (в период Эль-ниньо) отмечается смещение шторм-треков на север и усиление циклогенеза у берегов Северной Америки (рис.1.12).

влияние Эль-ниньо на процессы в Северном полушарии не ограничивается только тихоокеанским регионом. во многих исследованиях анализируется отклик ЭнЮк в атлантико-евразийском секторе [груза и др., 1999; нестеров, 2000; мохов и Смирнов, 2006]. в [Mokhov et al., 1995] показано, что Эль-ниньо способствует изменению локализации и интенсивности североатлантических и средиземноморских шторм-треков посредством изменения в период ЭнЮк глобального межширотного Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава не XX и начале XXI века, тогда как анализ более длинных временных рядов (100 лет и более) не позволяет выявить взаимодействия между процессами в экваториальном тихом океане и Северной Атлантике. взаимосвязь ЭнЮк и САк отмечается также в работе [воскресенская и полонский, 2004].

в исследовании [Kryjov and Park, 2007] обсуждается влияние ЭнЮк на температуру воздуха над евразийским континентом. механизм воздействия реализуется через так называемую годовую моду Северного полушария, которая представляет собой чередование периодов интенсивного циркумполярного вихря в нижней стратосфере и соответствующего усиления западного переноса в верхней тропосфере к северу от 45° с.ш. и периодов ослабления циркумполярного вихря и западного переноса. в первом случае отмечаются положительные аномалии температуры воздуха над всеми умеренными и приполярными широтами евразии, во втором случае – отрицательные.

в работе [Kryjov and Park, 2007] показано, что отклик геопотенциала в нижней тропосфере на явление ЭнЮк очень напоминает годовую моду Северного полушария.

однако интенсивность отклика в значительной мере зависит от солнечной активности: в годы максимума солнечной активности (в 11-летнем цикле) связи практически отсутствуют, тогда как в годы минимума проявляется значимый отклик.

в большинстве исследований, основанных на данных наблюдений и моделирования, рассматриваются дальние связи явления ЭнЮк зимой Северного полушария.

однако существует целый ряд работ, в которых делается акцент и на другие сезоны года. одним из ярких примеров внетропического отклика, наблюдавшегося весной и летом Северного полушария, является 1988 год (год ла-ниньа). в это время в Северной Америке отмечались сильные засухи, которые явились результатом воздействия аномальной тпо в субтропических широтах, поддерживающей аномалию давления в это время года. напротив, в период максимума Эль-ниньо 1993 года отмечались интенсивные наводнения в Северной Америке весной и летом. как оказалось, отклик в умеренных широтах в летнее время года может быть значительно сильнее, чем считалось раньше, так как летом восточные приземные ветры, являющиеся барьером для распространения цепочки волн из тропиков по направлению к полюсам, значительно ослаблены. в результате этого эффект от ячейки хэдли как источника волн россби, а также эффект воздействия среднего потока на энергию распространения волн, могут быть усилены по сравнению с зимними условиями. но все-таки отклик в летнем полушарии более ограничен в пространстве, нежели в зимнем полушарии. кроме того, леЭль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава том Северного полушария интенсивность самого источника тепла в тропиках меньше, чем зимой, что также приводит к менее интенсивному отклику в летнем полушарии.

однако летом Южного полушария источник тепла, связанный с ЭнЮк, имеет максимальную мощность, поэтому следует ожидать более интенсивного летнего атмосферного отклика в Южном полушарии. в работе [Aceituno, 1988] отмечаются следующие существенные аномалии погоды, сопровождающие отрицательную фазу иЮк и Эль-ниньо: усиление верхнетропосферного западного переноса, похолодание в южной части Южной Америки, усиление полярно-фронтовой деятельности, увеличение осадков в Эквадоре, перу и Чили и засушливые условия над северо-востоком бразилии и частью Амазонии.

1.2. ДвА типА Эль-ниньо: кАнониЧеСкое и моДоки один из основоположников учений об Эль-ниньо, клаус виртки, в 1975 году сказал “no two El Nino events are quitealike” [Wyrtki, 1975], нет таких двух Эль-ниньо, которые были бы друг на друга полностью похожи. изначально Эль-ниньо было описано, как аномальное потепление вод экваториального тихого океана, распространяющееся от берегов Южной Америки в центральные районы тихого океана летом Южного полушария [Wyrtki, 1975; Rasmusson and Carpenter, 1982]. однако развитие двух последующих, причем наиболее ярких за всю историю, событий Эль-ниньо 1982- и 1997-98 гг. полностью опровергло предложенный сценарий, так как аномалии тпо возникли одновременно в центре и на востоке тихого океана. поэтому традиционно используемый индекс Эль-ниньо – Nino3 был заменен на новый, усовершенствованный, получивший название Trans-Nino Index или TNI (см. таблицу 1.1) и позволивший учесть все разнообразие сценариев развития явления. однако после того, как индекс был успешно разработан, явление Эль-ниньо исчезло из поля зрения ученых и не обнаруживало себя в течение практически целого десятилетия. такая ситуация могла бы продолжаться и дальше, если бы ученые не сместили свое внимание с традиционных областей Эль-ниньо на центральные районы тихого океана. тогда было обнаружено, что аномальные потепления экваториального океана происходили с прежней регулярностью, только центр аномалий из восточных регионов (район Nino3) переместился в центр тихого океана. тогда сразу в нескольких работах была выдвинута гипотеза о существовании двух типов Эль-ниньо: восточного и центрального [Larkin and Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава таблица 1.1. основные регионы, в которых рассчитываются индексы Эль-ниньо.

Nino1+ Harrison, 2005; Ashok et al., 2007; Kug et al., 2009; Kao and Yu, 2009]. такое открытие породило целую волну исследований [Weng et al., 2007; Kao and Yu, 2009; Kug et al., 2009; Yu and Kim, 2010, Gushchina and Dewitte, 2012], посвященных эволюции нового типа явления, механизмам его формирования и порождаемому отклику в удаленных регионах, который как было показано в [Ashok et al., 2007] иногда прямо противоположен отклику на классическое Эль-ниньо.

м.А. петросянц в своих работах отмечал, что характер Эль-ниньо очень изменчив, поэтому некорректно объединять все наблюдающиеся явления ЭнЮк в единый тип [петросянц и гущина, 2000]. еще в 1998 году он предложил разделять Эль-ниньо на центрально-тихоокеанское, восточно-тихокеанское и смешанное, в зависимости от локализации аномалий тпо. в последующих работах автором диссертации на основании данных модели института вычислительной математики рАн (INM-CM) было показано, что аномалии осадков, возникающее на евразийском континенте как отклик на ЭнЮк, различны для выделенных типов Эль-ниньо [петросянц и др., 2005]. однако данное исследование не было опубликовано в международных журналах, поэтому пальма первенства в открытии нового типа Эль-ниньо принадлежит японским ученым.

Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава в недавних работах была выдвинута гипотеза, что частота возникновения нового типа Эль-ниньо увеличилась в последние десятилетия, которые характеризовались потеплением тропического тихого океана [Yeh et al., 2009; Lee and McPhaden, 2010], причем эксперименты на численных моделях подтвердили это предположение [Yeh et al., 2009]. так как удаленный отклик на два типа Эль-ниньо неодинаков, то изменение повторяемости этих явлений в условиях меняющегося климата может иметь глобальные последствия, проявляющиеся в аномалиях осадков, температуры и др. характеристик.

отметим еще один важный факт, касающийся отклика климатической системы на два типа Эль-ниньо. максимальная чувствительность атмосферы к воздействию со стороны океана отмечается в регионе индо-тихоокеанского теплого бассейна, где наиболее развиты процессы глубокой конвекции, несмотря на то что максимальные аномалии в тропическом океане наблюдаются на востоке тихого океана. Удаленный климатический отклик, являющийся результатом как интенсивности воздействия со стороны океана (амплитуда аномалий тпо), так и атмосферной чувствительности к этому воздействию, будет в большой степени управляться процессами, происходящими в центре, а не на востоке тихого океана. таким образом, преобладание Эль-ниньо модоки может усилить отклик глобального климата и погоды на это явление.

ХараКТерисТиКи Эль-НиНьо МоДоКи Эль-ниньо модоки представляет собой аномалию в объединенной системе океан-атмосфера тропического тихого океана, которая во многом отличается от канонического события Эль-ниньо как по пространственным и временным характеристикам, так и по характеру взаимосвязей с удаленными районами тропиков и умеренных широт.

определение Эль-ниньо развивалось и эволюционировало за последние десятилетия. в ранних исследованиях термин «Эль-ниньо» использовался для определения сценария развития положительной аномалии температуры поверхности океана в восточной части тропического тихого океана. в 2003 году исследовательским центром NOAA официальное определение Эль-ниньо было расширено до следующей формулировки: «феномен в пределах экваториального тихого океана, характеризующийся продолжительной (не менее 3-х последующих месяцев) положительной аномалией тпо в районе Nino3.4 (не менее 0,5 °C) относительно нормальных условий Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава для периода с 1971 по 2000 год». более детальное определение можно найти на сайте http://www.noaanews.noaa.gov/stories/s2095.htm. Данное определение было принято международным метеорологическим сообществом, а автор данной работы выступал в качестве члена экспертной комиссии вмо по разработке этого определения.

однако уже в 2004 году обнаружилось, что предложенное определение не совсем корректно, так как аномалии тпо (Атпо) отличались от структуры Атпо, наблюдающейся при каноническом Эль-ниньо: в то время как центральные районы тихого океана были теплее обычного, в соседних областях восточного и западного тихого океана наблюдались отрицательные аномалии температуры поверхностных вод.

в 2005 году появилась работа [Larkin and Harrison], где было предложено ввести определение для особого сценария события Эль-ниньо – «Эль-ниньо линии перемены дат», ссылаясь на то, что потепление поверхностных вод порой может не достигать района Nino3 и Nino4. группой исследователей во главе с карумури Ашоком [Ashok et al., 2007] было предложено называть такой сценарий «Эль-ниньо модоки» (“El Nino Modoki”), что означает псевдо Эль-ниньо. подобное определение зародилось в научных кругах японии. Слово Modoki было впервые озвучено тошио ямагата (Toshio Yamagata) в 2004 году в его попытке объяснить возможные причины климатически аномальных летних условий в японии широкой общественности. в дальнейшем это слово часто использовалось различными средствами массовой информации. Слово Modoki в буквальном переводе с японского языка означает «похожий, но другой».

первые четыре основные моды разложения на эмпирические ортогональные функции месячных аномалий тпо в пределах тропического тихого океана представлены на рисунке 1.13. Схема ЭоФ1 на рис.1.13а отображает хорошо известную структуру канонического Эль-ниньо. Данная мода описывает около 45% изменчивости аномалий тпо в пределах тропического тихого океана для периода с 1979 по год. ЭоФ2 (рис. 1.13б) описывает 12% изменчивости и представляет собой зональный «триполь» (структура, состоящая из трех аномальных центров) в распределении тпо в тропиках: аномалии тпо на западе и востоке тропического тихого океана имеют один знак, в то время как аномалии в центральной части имеют противоположный.

положительные аномалии распространяются из центральных районов экваториального тихого океана в более высокие широты обоих полушарий, отклоняясь на восток.

причем зоны положительных аномалий как бы охватывают отрицательные аномалии тпо на востоке экваториального тихого океана. подобная структура аномалий тпо Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава продолжает сохраняться до конца последующей зимы Северного полушария. можно выделить несколько лет, такие как 1980, 1986, 1990, 1991, 1994, 2002, 2006, 2009, когда структура аномалий была схожа с той, которая наблюдается на рисунке 1.13б.

поскольку распределение тпо, соответствующее ЭоФ1 и ЭоФ2, отличается по структуре, в работе [Ashok et al., 2007] было предложено считать, что это различные моды климатической изменчивости, и положительные аномалии тпо, описываемые с помощью ЭоФ2, следует относить к положительной фазе Эль-ниньо модоки. по аналогии с номенклатурой событий Эль-ниньо явление 1998 года, при котором в центральном тихом океане наблюдались отрицательные аномалии тпо, окруженные с запада и востока положительными аномалиями, следует считать ла-ниньа модоки.

на основе распределения ЭоФ2 и временного хода основной компоненты ЭоФ2 (изображена на рисунке 1.14 с помощью тонкой линии) в работе [Ashok et al., 2007] был получен индекс Эль-ниньо модоки (El Nino Modoki Index – EMI), который вычисляется следующим образом:

индексы при скобках в уравнении 1.3 соответствуют районам осреднения аномалий тпо для каждого региона: A – (165° в.д. – 140° з.д., 10° ю.ш. – 10° с.ш.), рис. 1.13. первые четыре пространственные моды ЭоФ разложения аномалий тпо (1979-2004 гг.), умноженные на соответствующие стандартные отклонения временных рядов основных компонент;

единицы – C. из [Ashok et al., 2007].

в – (110°-70° з.д., 15° ю.ш. – 5° с.ш.) и С – (125°-145° в.д., 10° ю.ш. – 20° с.ш.), соответственно (рис.1.15б). временной ход индекса показан на рисунке 1.14. корреляция между ним и временным ходом основной компоненты ЭоФ2 составляет 0,91, что показывает, что подобный индекс способен характеризовать события Эль-ниньо модоки в тропическом тихом океане, при которых распределение Атпо имеет пространственное распределение, соответствующее ЭоФ2.

в работе [Ashok et al., 2007] предлагаются возможные механизмы эволюции Эль-ниньо модоки, полученные на основании анализа корреляционных зависимостей между индексом EMI и различными параметрами объединенной системы океан-атмосфера, такими как аномалии напряжения ветра, аномалии приземного давления воздуха, аномалии уровня океана, аномалии температуры воды в тихом океане (до глубины 10 метров). Авторы предполагают, что локализация аномалий тпо именно в центре тихого океана связана с появлением за 6 месяцев до кульминации Эль-ниньо модоки восточных аномалий ветра на востоке тропического тихого океана, которые совместно с западными аномалиями ветра в западном и центральном тихом океане образуют над центральным тихим океаном зону аномальной конвергенции, которая способствует дальнейшему заглублению термоклина в этом районе.

Заметим, что в центральных районах тихого океана и в нормальных условиях существует зона конвергенции, известная как зона конвергенции Южного полушария рис. 1.14. временные ряды нормализованного индекса Эль-ниньо модоки (EMI; закраска) и основной компоненты ЭоФ 2 (тонкая линия). Стандартное отклонение EMI составляет 0,52 C. из [Ashok et al., 2007].

Эль-НиНьо – ЮжНое колебаНие и вНутрисезоННая тропическая измеНчивость... Глава (ЗкЮп). таким образом, возникновение аномальной конвергенции в этом районе в период Эль-ниньо модоки можно рассматривать как интенсификацию ЗкЮп.