Содержание к диссертации
Введение
1 Северо-Атлантическое колебание и его проявления в океане и атмосфере 10
1.1 Северо-Атлантическое колебание в океане 10
1.2 Показатель Северо-Атлантического колебания в океане (SATW) 14
1.3 Северо-Атлантическое колебание в атмосфере 33
1.4 О взаимосвязанном проявлении Северо-Атлантического колебания в океане и атмосфере 38
1.5 Северо-Атлантическое колебание в океане и ледовитость в западном секторе Арктики 41
2 Экстремальные условия летней погоды на Европейской территории России 46
2.1 Показатели засухи и избыточного увлажнения по Педю и Палмеру 46
2.2 Типизация экстремальных условий летней погоды на Европейской территории России 50
3 Влияние Северо-Атлантического колебания на формирование экстремальных условий летней погоды в Европе 61
3.1 Синоптические процессы, приводящие к возникновению экстремальных условий летней погоды 61
3.2 Статистические связи зимних аномалий температуры воды в Северной Атлантике и показателя экстремальности летней погоды в Европе 67
Заключение 75
Список использованных источников 77
- Показатель Северо-Атлантического колебания в океане (SATW)
- О взаимосвязанном проявлении Северо-Атлантического колебания в океане и атмосфере
- Типизация экстремальных условий летней погоды на Европейской территории России
- Статистические связи зимних аномалий температуры воды в Северной Атлантике и показателя экстремальности летней погоды в Европе
Введение к работе
К настоящему времени установлено, что длительные атмосферные процессы формируются под действием внешних по отношению к ней источников энергии, главным образом, тепловой. В этом заключается принципиальное отличие длительных процессов от краткосрочных, которые развиваются под действием начальных условий, исходного распределения в атмосфере доступной потенциальной энергии [1, 2, 3, 4].
Среди многочисленных внешних факторов долговременных аномалий циркуляции атмосферы и погоды ведущая роль принадлежит подстилающей поверхности. Именно от нее погодообразующий слой - тропосфера - получает всю сосредоточенную в ней тепловую энергию. Отсюда следует, что наиболее значимое с практической точки зрения длительное сохранение аномальных режимов погоды вполне может быть функцией аномальных условий теплосодержания подстилающей поверхности.
Главным источником тепловой энергии для тропосферы является Мировой океан. От него атмосфера получает до 75 % всей содержащейся в ней энергии [5]. Поэтому при исследованиях в области долгосрочных прогнозов погоды наибольшее внимание следует уделять взаимодействию океана и атмосферы.
В данном исследовании решается задача оценки влияния теплового состояния Северной Атлантики на формирование длительных аномалий летних условий погоды в Европе - засух и избыточного увлажнения.
Актуальность направления исследования заключается в чрезвычайной важности заблаговременного прогноза благоприятных и неблагоприятных условий погоды для многих отраслей хозяйства и экономики: сельскохозяйственное производство, топливно-энергетический комплекс, коммунальное хозяйство, транспорт и др.
Климатическое влияние притока тепла от подстилающей поверхности, особенно от океана, на атмосферу бесспорно. С ним, например, связан годовой ход многолетних характеристик циркуляции атмосферы, климатические центры действия и т.д. Обычно влияние подстилающей поверхности на многолетний режим атмосферы оценивается через количество получаемого или отдаваемого ею тепла, определяемое из уравнения теплового баланса. Однако применение данного подхода для оценки роли подстилающей поверхности в формировании конкретных сезонных аномалий погоды связано с большими трудностями. Во-первых, чрезвычайно сложно получить из наблюдений все составляющие теплового баланса с необходимой степенью точности и пространственного разрешения.
Теплообмен - мелкомасштабный процесс, и данных характеризующих его регулярно, просто нет (за исключением эпизодических натурных
экспериментов). Потоки тепла вычисляются путем параметризации, т.е.
путем из представления через крупномасштабные характеристики атмосферы. Как связаны реальные и вычисленные таким образом потоки тепла во многом неясно. Во-вторых, если бы даже удалось найти точное значение притока тепла от подстилающей поверхности в атмосферу, то остается неизвестным, как связать его с конкретными формами атмосферных процессов.
В настоящем исследовании выбран иной физико-статистический путь исследования. Он заключается в следующем. Известно, что интенсивность среднего многолетнего зонального западно-восточного переноса в умеренных широтах находится в прямой зависимости от разности температур экватор - полюс. Вместе с тем, зональный перенос испытывает волновые возмущения. В климатическом плане эти возмущения являются прямым следствием распределения океанов и континентов во внетропических широтах (зимние гребни на востоке океанов). В масштабе межгодовых и сезонных изменений циркуляции атмосферы данная зависимость сохраняется, но ее конкретные проявления будут уже функцией не климатического теплового фона океана, а аномалий его теплосодержания в областях наибольшей теплоотдачи - энергоактивных районах. Таким образом, первая задача в исследовании длительных особенностей взаимодействия океана и атмосферы - найти такие районы океана, особенности теплового состояния которых оказывали бы влияние на характер атмосферной циркуляции над изучаемой территорией. Вторая задача исследовать статистические связи между температурным режимом
(аномалиями) в данных районах и последующим развитием атмосферных процессов (аномалии циркуляции и соответствующие аномалии погоды).
При этом отпадает необходимость производить различного рода балансовые расчеты, определять, где и сколько получил или отдал воздух тепла. Здесь важно знать, какими характеристиками обладает воздух, покидая данный регион, какие следствия возникают в атмосферной циркуляции и как это сказывается на формировании аномальной погоды.
Вставая на такой путь изучения процесса взаимодействия атмосферы с подстилающей поверхностью, необходимо ответить на вопрос, как увязать относительно медленную изменчивость процессов в гидросфере со сравнительно большой изменчивостью процессов, протекающих в атмосфере.
Этот вопрос имеет методологический характер и в какой-то степени объясняет скептическое отношение некоторой части метеорологов к попыткам объяснения конкретных форм атмосферной циркуляции влиянием подстилающей поверхности. Здесь, прежде всего, необходимо определить пространственно-временные масштабы атмосферных процессов, которые могут реагировать на изменения притоков тепла от подстилающей поверхности. Действительно, было бы рискованным объяснять только влиянием подстилающей поверхности эволюцию конкретных синоптических объектов: циклонов, антициклонов, фронтов и т.д. В этом масштабе, повидимому, приток тепла от подстилающей поверхности играет меньшую роль, чем адвективные и динамические факторы, определяемыми начальными условиями.
При изучении длительных крупномасштабных атмосферных процессов важно учитывать не столько эволюцию отдельных синоптических объектов, сколько общий характер и преобладающее направление воздушных потоков и связанных с ним путей барических образований [6, 7, 8]. Изменение этих составляющих общей циркуляции атмосферы происходит значительно медленнее, чем эволюция отдельных синоптических объектов. Известно, например, что «ныряющие» или южные циклоны могут наблюдаться несколько дней подряд. Сказанное можно также подтвердить существованием естественных синоптических периодов и сезонов [9, 10, 11,
12, 13, 14]. Это такие промежутки времени, в течение которых преобладает определенная направленность в развитии атмосферных макропроцессов.
Таким образом, при изучении крупномасштабного взаимодействия океана и атмосферы в целях применения его закономерностей для долгосрочных прогнозов погоды следует использовать средние месячные или сезонные характеристики теплового состояния океана и циркуляции атмосферы.
Последовательность изучения взаимодействия океана и атмосферы в заданных выше временных масштабах в настоящей работе такова:
• выявление информативных районов Северной Атлантики в рамках концепции Северо-Атлантического колебания, а также определение количественного показателя данного колебания в поле температуры поверхности океана;
• исследование показателей экстремальных погодных условий летнего периода в Европе, определение интенсивности и периодичности их межгодовых изменений, а также климатического тренда, особенно в связи с феноменом глобального потепления климата последних десятилетий;
• установление асинхронных статистических связей между зимними показателями Северо-Атлантического колебания в океане (аномалии температуры океана) и показателями экстремальных условий летней погоды в Европе.
Обнаруженные в работе статистические связи между упомянутыми показателями оказались довольно тесными и могут быть использованы в дальнейшем для совершенствования существующих и разработки новых методов долгосрочного прогноза погоды.
Показатель Северо-Атлантического колебания в океане (SATW)
Атлантический океан относится к числу достаточно хорошо изученных в гидрометеорологическом отношении районов Мирового океана. В 1946 г. по решению Международной организации гражданской авиации в северной части Атлантического океана была создана служба стационарных судов погоды, на которых профессиональными гидрометеорологами производился полный цикл стандартных наблюдений за состоянием океана и атмосферы. Наблюдения на судах погоды широко и успешно использовались в работах по крупномасштабному взаимодействию океана и атмосферы и долгосрочным прогнозам погоды. Однако в 1980-х годах эта сеть была постепенно ликвидирована. Основным источником данных по температуре поверхности океана стали попутные наблюдения на судах. Эти данные при их массовости и корректной обработке позволяют получить поля температуры за длительный ряд лет с высоким пространственным разрешением. Такого рода данные, осредненные по квадратам 5x5 из массива данных ESRL (Earth System Reserch Laboratory) [24], были использованы и в настоящей работе по, аномалии температуры поверхности океана (ТПО) в Северной Атлантике. Акватория ограничена по широте 40 и 70 с.ш. для периода с января по март и 20 и 80 с.ш. - для периода с июня по август. Данные отобраны для зимних месяцев за период с 1940 по 2008 гг. и для периода с июня по август - с 1940 по 2007 гг. Методы расчета
Наиболее полное представление о крупномасштабных особенностях поля аномалии ТПО можно составить, если рассмотреть районы однородного ее изменение на исследуемой акватории. Для этой цели было выполнено районирование поля аномалии температуры поверхности океана в зимний и летний периоды по сходству колебаний ТПО в отдельных квадратах.
Для начала были рассчитаны коэффициенты корреляции между аномалиями ТПО для всех квадратов, т.е. каждый квадрат поочередно брался как центр корреляции. Полученная матрица коэффициентов корреляции с помощью метода кластерного анализа разбивалась на классы (методом -средних). Суть метода заключается в следующем: программа начинает с га случайно выбранных кластеров, а затем изменяет принадлежность объектов к ним, чтобы минимизировать изменчивость внутри кластеров и максимизировать изменчивость между кластерами. Алгоритм случайным образом в пространстве назначает центры будущих кластеров. Затем вычисляет расстояние между центрами кластеров и каждым объектом, и объект приписывается к тому кластеру, к которому он ближе всего. Завершив приписывание, алгоритм вычисляет средние значения для каждого кластера. Этих средних будет столько, сколько используется переменных для проведения анализа, - к штук. Набор средних представляет собой координаты нового положения центра кластера. Алгоритм вновь вычисляет расстояние от каждого объекта до центров кластеров и приписывает объекты к ближайшему кластеру. Вновь вычисляются центры тяжести кластеров. И этот процесс повторяется до тех пор, пока центры тяжести не перестанут "мигрировать" в пространстве [25]. На рисунке (см. рисунок 1.2) видно, что полученные районы неплохо согласуются с расположением основной фронтальной зоны (сплошная линия) и водных масс Северной Атлантики. Так 5-й район - зона холодных Лабрадорского и Западно-Гренландского течений; 6-, 4- и 3-й районы -области Северо-Атлантического течения и распространения центральноатлантическои водной массы, ее границы - пунктирная линия; 2-й район - Норвежское теплое течение; 1-й район - зона смешения вод Восточно-Гренландского, Северо-Атлантического течений и течения Ирмингера. Особенность 1-го района заключается в том, что здесь образуется североатлантическая глубинная вода. Водные массы, опускаясь, могут достигать самого дна и в дальнейшем участвуют в придонной циркуляции Мирового океана. Анализ колебаний аномалий ТПО в центрах полученных районов показал, что лишь два из них имеют достаточно сильную отрицательную корреляционную связь, которая характеризует искомую температурную оппозицию. Это 1-й район - холодных, и 2-й район - теплых водных масс. На рисунке 1.3 приведены коэффициенты корреляции между аномалиями ТПО в центре 1-го района (см. рисунок 1.3.а) и 2-го района (см. рисунок 1.3.6) и аномалиями ТПО на акватории Северной Атлантики. В дальнейшем эти центры районов будем называть информативными районами или просто 1-, 2-м районами. Действительно, в 1-м и 2-м районах изменения аномалии ТПО происходят в противофазе, т.е. усиление адвекции тепла в районе 2 сопровождаются усилением адвекции холода в районе 1, и наоборот.
Таким образом, на акватории Северной Атлантики отчетливо выделяется температурный диполь в системе теплых и холодных течений. По аналогии с известным Северо-Атлантическим колебанием в атмосфере будем считать, данный температурный диполь проявлением Северо-Атлантического колебания в океане. Напомним, что Северо-Атлантическое колебание в атмосфере заключается в синхронных и обратных по знаку изменениях давления в исландской депрессии и азорском антициклоне. Эти изменения приводят к колебаниям западно-восточного переноса в атмосфере над Атлантикой. В нашем случае колебания "напряженности" температурного диполя отражают, по-видимому, колебания интенсивности основных течений Северной Атлантики.
Для этого также с помощью метода кластерного анализа (см. выше) поле аномалии ТПО в Северной Атлантике разбито на классы. В результате классификации получены 6 районов (рисунок 1.4). Поскольку летние границы исследуемой акватории расширены к югу, на рисунке 1.4 появляются области, которые можно идентифицировать с Гольфстримом (район 5) и Канарским течением (район 4).
Одинаковая картина температурной оппозиции в зимнем и летнем сезонах позволяет предположить, что данная оппозиция, имеющая циркуляционную природу, должна наблюдаться в течение всего года, изменяясь лишь в деталях [28]. В целях прослеживания годового хода положения информативных районов мы рассчитали поля коэффициентов корреляции между аномалиями ТПО в ранее определенных центрах районов 1 и 2 и аномалиями ТПО на остальной части Северной Атлантики для каждого месяца года (приложение А).
Видно, что частичная перестройка поля изокоррелят происходит в мае, когда район 2 (теплое течение) смещается с Северного моря в район Норвежского и Нордкапского течений и удерживается здесь вплоть до декабря. Однако общий характер пространственного распределения изокоррелят в целом сохраняется в течение всего года. Это означает, что крупномасштабные аномалии температуры воды в северной части Атлантики круглый год являются следствием колебания режима основных течений.
О взаимосвязанном проявлении Северо-Атлантического колебания в океане и атмосфере
Логично предположить, что проявления Северо-Атлантическое колебания, обнаруженные в океане и атмосфере, представляют собой две стороны взаимосвязанного процесса изменения состояния обеих геофизических сред. Атмосфера, как показали многие исследования, выступает в качестве инициатора океанических течений и, в значительной мере, термики океана, а океан оказывает на атмосферу обратное, тепловое влияние [17, 27, 31, 50, 51]. Поэтому целесообразно рассмотреть связь параметров, характеризующих Северо-Атлантическое колебание в океане и атмосфере.
В таблице 1.4 представлены значения коэффициентов корреляции между аномалиями ТПО в Северной Атлантике в информативных 1-ми 2-м районах (АГ, и АГ2), показателем Северо-Атлантического колебания в океане (&sTw) и значениями выше указанных индексов атмосферного Северо-Атлантического колебания за 54 года (с 1940 по 1994 гг).
Из таблицы видно, что наиболее сильная связь наблюдается между показателем Северо-Атлантического колебания в океане и индексами NA02 и NAOoGui. Коэффициенты корреляции более 0.7. Корреляционная связь между индексами Северо-Атлантического, Восточно-Канадского колебаний и аномалиями ТПО во 2-м районе положительная, а в 1-м районе -отрицательная. А с индексами Северо-Европейского колебания в атмосфере существует обратная связь.
Результаты исследования показали, что связь между аномалиями ТПО в информативных районах Северной Атлантики и индексами Северо-Атлантического, Восточно-Канадского, Северо-Европейского колебания существует. Коэффициент корреляции практически во всех случаях превышает 0.5.
Северной Атлантике в 1-, 2-м районах (АГ, и АГ2), показателем Северо-Атлантического колебания в океане (SATW) в период с января по март и индексами Северо-Атлантического, Восточно-Канадского и Северо-Европейского колебания
Полученные связи свидетельствуют о том, что Северо-Атлантическое колебание в атмосфере и океане, действительно, являются единым процессом. Усиление западно-восточного переноса над океаном (NA02 и NA006m больше нормы) приводит к интенсификации течений и формированию положительных аномалий температуры воды в теплых течениях и отрицательных - в холодных течениях.
Далее сравним, как изменяется связь океана и атмосферы в зимний и летний сезоны. Для этого построим поля синхронных коэффициентов корреляции между индексом NA006m и полем аномалии ТПО для периодов с января по март (рисунок 1.12) и с июня по август (рисунок 1.13). 100з.а.90 80 70 60 50 40 ЗО 20 10 0 10 20 30 40а.л.50 изолинии коэффициента корреляции от минимума- до максимума Рисунок 1.12 - Поля коэффициентов корреляции между индексом NAOo6lu и аномалиями ТПО на акватории Северной Атлантики для периода с января по март 100з.д.90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 10 20 30 40в.д.50 изолинии коэффициента корреляции от минимума - . до максимума - —— Рисунок 1.13 - Поля коэффициентов корреляции между индексом NAOo6ul и аномалиями ТПО на акватории Северной Атлантики для периода с июня по август Видно, что в зимний период область с минимальными значениями коэффициентов корреляции наблюдается у юго-западных берегов Гренландии, что соответствует положению 1-го информативного района. Области с положительными коэффициентами корреляции расположены у юго-восточных берегов Северной Америки, в системе течений Гольфстрима, и у западных берегов Европы, вблизи 2-го информативного района.
Таким образом, сделанный выше общий вывод о влиянии атмосферной циркуляции на поле температуры воды подтверждается на пространственном примере - усиление атмосферной циркуляции приводит к формированию положительных аномалий температуры воды вдоль всей системы теплых течений Северной-Атлантики.
Аналогичная картина наблюдается и в летний период. Однако корреляция заметно меньше, чем для зимы. Самые низкие значения около -0.5, а самые высокие около 0.2. Причина этого явления, по-видимому, заключается в установлении в это время года сезонного термоклина, об условиях формирования которого подробно было описано в предыдущем разделе.
В системе течений Северной Атлантики осуществляется адвекция теплых водных масс в Арктический бассейн. Поскольку показатель Северо-Атлантического колебания в океане описывает интенсификацию теплых течений, целесообразно сравнить его колебания с колебаниями ледовитости западного сектора Арктики, где роль атлантической адвекции тепла должна быть наиболее заметна.
Одним из основных параметров ледяного покрова часто используемого при различных исследованиях является ледовитость. Эта величина характеризует площадь, занятую льдом любой сплоченности, в процентах от общей площади рассматриваемого района.
В данной работе использованы наблюдения по сплоченности ледяного покрова (в процентах), отобранные из массива данных the IRI/LDEO (International Research Institute for Climate and Society/ Lamont - Doherty Early Observatory of Columbia University) [52]. Эти данные осреднены по квадратам 5x5 для всех 12 месяцев за период наблюдений с 1981 по 2008 гг.
С течением времени ледовитость испытывает изменения, наиболее значительными из которых являются сезонные, межгодовьте и многолетние [53, 54]. Поскольку формирование аномалии ТПО оказывает непосредственное влияние на количество льда в океане, между изменениями теплового состояния Северной Атлантики и ледовитостью в западном секторе Арктического бассейна должна существовать довольно тесная связь [55, 56]. Попытаемся оценить эту связь, используя в качестве характеристики теплового состояния Северной Атлантики показатель SATW.
Типизация экстремальных условий летней погоды на Европейской территории России
В связи с проблемой глобального потепления климата особый интерес представляет изменение повторяемости во времени условий засух и избыточного увлажнения. Насколько уменьшилось или увеличилось количество случаев с этими явлениями на Европейской территории России (ЕТР) поможет оценить типизация экстремальных условий погоды. Предполагается, что географическое положение очагов максимального развития условий засушливости или избыточного увлажнения в установленных выше классах позволит выявить также типы атмосферной циркуляции, ответственные за их возникновение.
Для исследования были использованы средние значения индекса атмосферной засушливости 5,- Педя для двух летних периодов: май - июнь и июль - август. Эти периоды примерно соответствуют естественным синоптическим сезонам (ЕСС) первой и второй половины лета, установленным СТ. Пагавой [9, 13]. Внутри ЕСС наблюдаются, как правило, однородные условия циркуляции и погоды [74]. Таким образом, осреднение Si по указанным периодам в наибольшей мере допускает выявление экстремальных условий погоды.
Классификация полей Sj проводилась по 22 расположенных на ЕТР с 1940 по 1979 гг. и по 42 станциям с 1960 по 2000 гг. [75]. Классификация полей S{ отдельно для двух временных отрезков позволяет оценить повторяемость и разновидности экстремальных условий летней погоды для периода глобального похолодания климата (с 1940 по 1979 гг.) и периода современного его потепления (с 1960 по 2000 гг.). Эти периоды, как мы видим, перекрываются, т.е. имеют общий временной интервал (с 1960 по 1979 гг.). Дело в том, что точное время конца похолодания климата и начала последнего его потепления определить нельзя. Однако в большинстве источников перелом в ходе глобальной температуры укладывается именно в приведенный выше интервал.
Для каждого сезона и каждого периода Q было вычислено для всех попарно взятых полей S. Преимущества показателя Q заключается в том, что большие его значения будут говорить не только о сходстве полей, но и о высокой степени аномальности погоды. Классификация полей St выполнялась в два этапа: первый этап: с помощью древовидной кластеризации; второй этап: методом -средних [26, 76].
На первом этапе с помощью древовидной кластеризации строятся дендрограммы различными методами и качественно определяется число явно разделяющихся кластеров. Решением задачи кластерного анализа являются разбиения, удовлетворяющие критерию оптимальности. Этот критерий может представлять собой некоторый функционал, выражающий уровни желательности различных разбиений и группировок, который называют целевой функцией. В работе использована функция расстояния Эвклидова метрика, которая является одной из наиболее популярных. В качестве правила иерархического объединения на кластеры мы использовали четыре подхода: правило группового соседа, ближнего соседа, дальнего соседа и Уорда [26]. Из сравнения дендрограмм полученных этими методами, следует, что стратегия Уорда по сравнению со стратегией ближнего соседа, группового соседа и дальнего соседа дает более четкое выделение кластеров. Стратегия ближнего соседа очень сильно сжимает пространство исходных переменных (удаленные объекты становятся ближе), стратегия дальнего соседа наоборот сильно растягивает пространство (удаленные друг от друга объекты становятся еще более далекими), стратегия группового соседа сохраняет метрику пространства. Метод Уорда минимизирует внутри кластерный разброс объектов и дендрограмма получается с глубоко, гипертрофированно разделенными кластерами. В методе Уорда в качестве целевой функции применяют внутригрупповую сумму квадратов отклонений, которая есть не что иное, как сумма квадратов расстояний между каждой точкой (объектом) и средней по кластеру, содержащему этот объект. На каждом шаге объединяются такие два кластера, которые приводят к минимальному увеличению целевой функции, т.е. внутригрупповой суммы квадратов отклонений. Этот метод направлен на объединение близкорасположенных кластеров.
На дендрограммах, полученных данным методом (см. рисунок 2.1), довольно четко выделяются 4 класса. После того как число классов определено перейдем ко второму этапу классификации - применим метод -средних.
Программа начинает с m случайно выбранных кластеров, а затем изменяет принадлежность объектов к ним, чтобы минимизировать изменчивость внутри кластеров и максимизировать изменчивость между кластерами. Алгоритм случайным образом в пространстве назначает центры будущих кластеров. Затем вычисляет расстояние между центрами кластеров и каждым объектом, и объект приписывается к тому кластеру, к которому он ближе всего.
Верхний ряд - для периода с 1940 по 1979 гг.; нижний ряд - для периода с 1960 по 2000 гг.; левый ряд - для периода май - июнь; правый ряд - для периода июль - август Рисунок 2.1- Дендрограммы построенные по методу Уорда с метрикой Эвклидово расстояние для двух периодов с 1940 по 1979гг. и с 1960 по 2000 гг. и двух сезонов май - июнь, июль - август для каждого кластера. Этих средних будет столько, сколько используется переменных для проведения анализа, - к штук. Набор средних представляет собой координаты нового положения центра кластера. Алгоритм вновь вычисляет расстояние от каждого объекта до центров кластеров и приписывает объекты к ближайшему кластеру. Вновь вычисляются центры тяжести кластеров. И этот процесс повторяется до тех пор, пока центры тяжести не перестанут "мигрировать" в пространстве.
Статистические связи зимних аномалий температуры воды в Северной Атлантике и показателя экстремальности летней погоды в Европе
Одной из причин устойчивости развития атмосферных макропроцессов над Европой в течение более или менее продолжительных промежутков времени является тепловое влияние океана. Это предположение и положено в основу гипотезы при выявлении асинхронных связей между температурой воды в океане в зимний сезон и последующей температурой и влажностью воздуха летом [84]. Однако прежде чем приступить к изучению этого вопроса, сделаем два общих замечания: - Обычно в синоптических исследованиях находятся прогностические признаки для осуществления того или иного типа синоптического процесса, а затем по предлагаемому процессу предсказываются метеорологические элементы.
Такой подход имеет существенный недостаток. Дело в том, что предсказания того или иного типа атмосферного процесса носит вероятностный характер: современная метеорология еще не может точно определить ожидаемое развитие процессов. С другой стороны, переход от процесса к погоде также не является неоднозначным. Известно, например, что в одном циклоне могут выпасть обильные осадки, а в другом их может не быть совсем; одно северное вторжение сопровождается резким понижение температуры, другое - нет и т.д.
Следовательно, такой двухступенчатый путь прогноза погоды не может не снизить достоверности получаемых результатов. В самом деле, допустим, например, что тип атмосферного процесса предсказывается с вероятностью 0.7. Эта связь, как известно, является прогностической. Пусть переход от однотипных процессов к одинаковой погоде также осуществляется с вероятностью 0.7. Тогда нижний предел вероятности осуществления предсказанного значения самого метеоэлемента будет 0.49.
Учитывая это и стремясь к максимальной объективизации и конкретизации результатов, мы будем выявлять прогностические связи непосредственно для самих метеоэлементов, минуя прогноз промежуточного звена - атмосферных процессов. Последние будут привлекаться лишь для обоснования реальности устанавливаемых связей.
Многочисленные исследования синоптического метода долгосрочных прогнозов погоды показали целесообразность расчленения атмосферных процессов по таким промежуткам времени, в течение которых процессы развиваются более или менее однородно. Такими промежутками времени, как известно, являются естественный синоптический период, однородный циркуляционный механизм, естественный синоптический сезон.
Представление об устойчивости атмосферных процессов или определенной их направленности лежат в основе многих синоптических исследований крупномасштабных процессов. Достаточно сказать, что в основе понятий естественных синоптических периодов и сезонов, изученных во многих работах [12, 8, 14, 10, и др.], лежит именно представление об устойчивости направленности движения атмосферных микропроцессов. Наглядным показателем ее являются также интегральные кривые, регистрирующие ход давления в наиболее характерных работах северного полушария, и закономерности преобразования основных форм циркуляции атмосферы [16].
Наряду с несомненными положительными сторонами такого подхода встречаются серьезные затруднения. Они заключаются в том, что не всегда можно достаточно объективно определить начало однородного процесса и его продолжительность. Поэтому будем искать связи для календарных отрезков времени - периодов май - июнь и июль - август.
Рассмотрим влияние аномалии ТПО в зимний период на летние погодные условия в Европе. Возьмем в качестве характеристики состояния атмосферы - индекс засушливости и избыточного увлажнения Палмера (The Palmer Drought Severity Index - PDSI) для двух периодов май - июнь и июль август по данным наблюдений с 1978 по 2008 гг. [85]. Вычислим коэффициенты корреляции между аномалиями ТПО в 1-м и 2-м районах, SATwn индексом PDSI для двух периодов.
