Сезонный ход и сезонность в изменчивости климата тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.28, кандидат наук Зверяев, Игорь Иванович

• Зверяев, Игорь Иванович
• кандидат наук
• 2013

Оглавление диссертации кандидат наук Зверяев, Игорь Иванович

СОДЕРЖАНИЕ

Введение. Цели и задачи работы

Глава 1. Массивы данных и методы анализа

1.1. Данные судовых и станционных наблюдений

1.2. Спутниковые данные

1.3. Климатические индексы

1.4. Данные реанализов

1.5. Гармонический анализ

1.6. Анализ главных компонентов

Глава 2. Структура сезонного хода температуры поверхности океана, температуры воздуха и приземного давления над океанами

Северного полушария

2.1. Введение

2.2. Относительная роль сезонного хода в общей изменчивости климатических параметров

2.3. Амплитуды и фазы годовой гармоники

2.4. Амплитуды и фазы полугодовой гармоники

2.5. Примеры изменчивости характеристик сезонного хода

2.6. Выводы

Глава 3. Сезонность разномасштабных вариаций климата

Европейско-Средиземноморского региона

3.1. Введение

3.2. Межгодовая и вековая изменчивость

3.3. Главные моды изменчивости осадков

3.4. Главные моды изменчивости температуры воздуха

3.5. Связи с режимами атмосферной циркуляции 84 3.5. а. Корреляции с полями приземного давления 84 3.5.6. Скользящие корреляции между главными компонентами

ведущих ЭОФ и индексом САК

3.6. Главные моды изменчивости испарения с поверхности Средиземного моря и их связь с ТПО и другими климатическими параметрами

3.7. Выводы

Глава 4. Проявление сезонных особенностей в изменчивости климата тропиков

4.1. Введение

4.2. Вклад динамических и термодинамических факторов в изменчивость влагосодержания атмосферы в тропиках

4.3. Сезонные климатологии и стандартные отклонения

4.4. Главные моды изменчивости влагосодержания атмосферы в

тропиках

4.5. Трендовые изменения и связи между влагосодержанием атмосферы и осадками

4.6. Анализ региональных временных рядов

4.7. Выводы

Глава 5. Азиатский муссон как наиболее мощный сезонный сигнал в тропической зоне

5.1. Введение

5.2. Климатология и межгодовая изменчивость осадков в

Индийском муссоне и муссоне Юго-Восточной Азии

94

105

123

123

124

5.3. Главные моды в изменчивости муссонных осадков

5.4. Связи с изменчивостью ТПО в тропической зоне Индийского

и Тихого океанов

5.5. Выводы

Заключение. Основные результаты работы

Список литературы

Введение. Цели и задачи работы.

Климат и погода оказывают значительное влияние на жизнь человека и его хозяйственную деятельность. Вследствие этого, изменения климата и разномасштабные климатические аномалии всегда вызывали живой интерес не только в научном сообществе, но и среди других слоев населения. Этот интерес значительно усилился со времени начала инструментальных наблюдений примерно в середине девятнадцатого века. Возросшее в последние годы внимание к проблеме изменений климата (Gruza et al. 1999; Груза и Ранькова 2003) связано, в первую очередь, с так называемым глобальным потеплением и с участившимися климатическими аномалиями, такими, например, как летние тепловые волны над западной Европой в 2003 году (Beniston 2004, Schär et al. 2004, Tebaldi et al. 2006) и над Европейской территорией России в 2010 году (Черенкова и Золотокрылин 2010, Мохов 2011, Груза и Ранькова 2011, Золотокрылин и Титкова 2010, Barriopedro et al. 2011, Dole et al. 2011), а также аномально холодные зимы на Европейской территории России (Petoukhov and Semenov 2010). Такие климатические аномалии наносят серьёзный ущерб региональным экономикам, а также условиям проживания и здоровью людей.

Климатическая система характеризуется значительной изменчивостью в широком спектре пространственных и временных масштабов. Это отражено и в наиболее распространенном определении климата по А. С. Монину (1982): «Климат — это статистический ансамбль состояний, который проходит сложная система взаимодействия атмосферы, гидросферы и земной коры». Сезонный ход является наиболее мощным сигналом в спектре изменчивости климатической системы Земли. Под сезонным ходом того или иного

а)

99%-ный

доверительный

интервал

Последние 10000 лет

I %-ный доверительным шнервал

Последние 8500 лет '

10"' 10° / цикл год-1

10000

2000 1000 500 200 100

20 10 5 2

/"', юды

Рис. В.1. Спектры глобальной температуры воздуха (а) и температуры воздуха над Северной Атлантикой (б).

климатического параметра подразумевается совокупность годовой и кратных ей гармоник. В большинстве случаев годовая и полугодовая гармоники описывают большую (часто подавляющую) часть сезонного хода. Под сезонностью в данной работе подразумеваются проявления сезонных различий в разномасштабной изменчивости климата. Например, разнонаправленные (зимой и летом) тренды осадков (или других параметров). Наиболее сильные сезонные контрасты различных климатических параметров наблюдаются в средних широтах, особенно над континентами. В качестве иллюстрации относительной роли сезонного хода в общей изменчивости климата на рисунке В.1 представлены спектр временного ряда глобальной приземной температуры воздуха (Рис. В. 1а) из работы Mitchell (1976) и спектр временного ряда температуры воздуха в Северо-Атлантическом секторе (Рис. В. 16) по Kutzbach and Bryson (1974) приведенный в работе Монина и Шишкова (2000). Очевидно, что приведенные спектры демонстрируют ведущую роль сезонного хода в общей изменчивости климата. Другой наглядной иллюстрацией роли сезонного хода в общей изменчивости климата является рисунок 2.1, воспроизведенный из работы Yashayaev and Zveryaev (2001), на котором показан вклад сезонного хода (в процентах) в общую изменчивость температуры поверхности океана (далее ТПО), температуры воздуха и приземного давления над океанами Северного полушария. Хорошо видно, что вне тропиков (севернее 20°с.ш.) вклад сезонного хода в изменчивость термических параметров превышает 80%. Для приземного давления этот вклад несколько ниже, но также значителен.

Сезонный ход оказывает значительное влияние на изменчивость климата на различных пространственно-временных масштабах. Следует отметить, что большинство наиболее известных климатических феноменов (сигналов)

имеют хорошо выраженную сезонную зависимость. В качестве примера проявления такой зависимости в средних широтах можно назвать, например, сезонное (от зимы к лету) ослабление интенсивности синоптических процессов, а также сезонное смещение основных траекторий циклонов. Другим примером является сезонная динамика центров действия атмосферы, проявляющаяся в сезонности структуры Северо-Атлантического колебания (САК, НиггеП, 1995; БоНапё & а1, 2009). САК представляет собой крупномасштабное перераспределение воздушных масс между высокими широтами Северной Атлантики и субтропиками. Это перераспределение хорошо отражается в полях приземного давления и геопотенциала (НиггеП, 1995). Главные центры действия САК (с противоположными по знаку изменениями барических полей) располагаются в районе Исландии и Азорских островов. Как известно, феномен САК наиболее ярко проявляется в холодное время года, когда аномальные возмущения атмосферной динамики наиболее велики. Летом САК выражено гораздо слабее и его пространственная структура (с южным центром действия расположенным не над Азорскими островами, а над северной Европой) существенно отличается от структуры зимнего САК (БоИапс! е1 а1, 2009).

Несмотря на то, что амплитуды сезонного хода отдельных климатических параметров (например, температуры воздуха) в тропиках относительно (в сравнении со средними широтами) невелики, проявления сезонности главных климатических сигналов в тропиках хорошо известны. Наиболее ярким примером проявления сезонности в тропической зоне является Индийский муссон, характеризующийся сезонным изменением теплового контраста между сушей и океаном, ведущим к сезонной перестройке режима атмосферной циркуляции в регионе. В результате такой перестройки летом в районе Индийского субконтинента преобладают юго-

западные ветры, приносящие влагу с океана на материк, что (в совокупности с орографическим эффектом) приводит к аномально высоким осадкам. Напротив, зимний муссон характеризуется северо-восточными (т.е., направленными с материка на океан) ветрами и, как следствие, относительно низкими осадками (см. например, Романов 1979, 1994, Хромов и Петросянц 2001, Wang 2006). Другим примером проявления сезонности в тропиках является такой климатический феномен как Эль-Ниньо, также демонстрирующий хорошо выраженную сезонную эволюцию. Связанные с Эль-Ниньо аномалии ТПО в тропической зоне Тихого океана, как правило, начинают формироваться в конце весны. Затем, в течение нескольких месяцев они усиливаются, распространяются на запад и достигают своих максимальных значений в январе-феврале, после чего относительно быстро разрушаются (Diaz et al. 2001). Так называемая внутритропическая зона конвергенции (далее ВЗК) также характеризуется хорошо выраженной сезонной динамикой. В летнее время (июнь - август) ВЗК смещается к северу, зимой наблюдается миграция ВЗК в южном направлении.

Существует два подхода к определению сезонного хода. Более традиционным является подход, при котором климатологический сезонный ход определяется путем осреднения данных для каждого месяца (или сезона) за много лет. Полученный таким путем набор средних (месячных или сезонных) полей того или иного параметра даёт общее представление о его сезонной изменчивости. Примеры таких полей могут быть найдены, например, в Атласе океанов (Горшков и др. 1974-1980), Mizuno and White (1983), World Ocean Atlas (1994). Существенным недостатком такого подхода является ступенчатая структура полученного сезонного хода и различная статистическая значимость средних значений, расчитанных для разных месяцев или сезонов. Возникают проблемы и с определением сезонов.

Сезонные максимумы и минимумы не наблюдаются одновременно над большими регионами. Таким образом, установка фиксированных календарных границ для различных сезонов может приводить к неточному определению естественных сезонов. Эта проблема рассматривается, в частности, в работе Прокопова (2009), где предложен подход к определению сезонов, учитывающий вероятностный характер распределения сроков начала переходных сезонов на календарной шкале года и их длительности.

Другой подход основан на параметрическом описании сезонного хода. Примеры такого подхода могут быть найдены в Wyrtki (1965), Oort and Rasmussen (1971), White and Wallace (1978), Horel (1982), Merle et al. (1980), Merle (1983), Мохов (1985), Лаппо и др. (1986), Levitus (1987), Гулёв и Зверяев (1990), Petrie et al. (1991), Wang (1994), Зверяев и Яшаяев (1996). Во избежание часто случающегося смешения понятий «сезонный ход» и «годовой ход», отметим, что мы рассматриваем сезонный ход как сумму годовой, полугодовой и других кратных году гармоник. Таким образом, годовой ход представляет собой часть (как правило, наиболее важную) сезонного хода. В упомянутых выше работах сезонный ход описывается амплитудами и фазами годовой, полугодовой и других кратных году гармоник. Такой подход позволяет получить соответствующее сезонное значение того или иного параметра в любой момент года, а также выделить зимние и летние поля параметров в соответствии с установленными путём анализа фаз минимумами и максимумами в годовом ходе. Параметрическое описание сезонного хода даёт возможность получить более точную (в сравнении с традиционным подходом) количественную оценку характеристик сезонного хода. Анализ пространственного распределения амплитуд и фаз помогает установить природу сезонного хода в различных регионах, и выявить механизмы, формирующие изменения структуры сезонного хода.

Такой анализ позволяет выявить региональные особенности поглощения приходящей солнечной энергиии и её перераспределения различными компонентами глобальной климатической системы. Характеристики сезонного хода могут использоваться при инициализации климатических моделей, а также могут служить достаточно жестким критерием для оценки способности различных моделей воспроизводить сезонный ход в климатической системе (Giese and Carton, 1994).

В сравнении с материками, где сезонный ход является преобладающим (особенно в средних широтах) в общей изменчивости климатических параметров, в океанах и морях роль сезонного хода (и его характеристики) в общей изменчивости существенно различается в разных бассейнах и для разных параметров. Особая роль океана в климатической системе заключается в том, что обладая высокой теплоёмкостью, океан является относительно "медленным" компонентом климатической системы, характеризующимся значительно меньшими амплитудами сезонного хода по сравнению с атмосферой. Относительно медленное накопление энергии в теплый сезон и ее медленная передача в атмосферу в зимний существенно уменьшает сезонные тепловые контрасты в характеристиках океана, в том числе в сезонном ходе температуры поверхности океана, осуществляющей непосредственное взаимодействие с приводной атмосферой. Это приводит, в частности, к изменению амплитуд и фаз главных гармоник сезонного хода температуры воздуха. Кроме того, океан, перенося (с главными океанскими течениями) значительные запасы тепла из тропиков в высокие широты, уменьшает тепловой контраст между высокими и низкими широтами, что тоже приводит к трансформации характеристик сезонного хода. Сложная структура сезонного хода поверхностных характеристик океана, несмотря на долгую историю исследований (Романов, 1970; Mizuno and White, 1983;

JIanno и др., 1986; Levitus, 1987; Giese and Carton, 1994) изучена недостаточно, в частности для анализа проявлений сезонности климатической изменчивости. Поэтому исследование роли сезонного хода в изменениях климата над океанами представляется весьма актуальным. Именно поэтому одной из главных задач исследования являлся анализ характеристик сезонного хода ключевых климатических параметров над океанами на основе современных массивов данных. Построение детальной количественной картины пространственного распределения основных характеристик (прежде всего амплитуд и фаз) сезонного хода над океанами и их количественная оценка на основе современных данных крайне необходимы для понимания причин современных климатических изменений и достоверного прогнозирования колебаний климата в будущем.

Недавние работы (Zveryaev and Selemenov 2000, Bograd et al. 2002, Елисеев и др. 2006, Зверяев 2007, Stine et al. 2009, Qian et al. 2011) свидетельствуют о том, что характеристики сезонного хода различных климатических параметров (и в различных регионах земного шара) существенно меняются не только в пространстве, но и во времени. При этом меняются не только амплитуды (что может свидетельствовать о разнонаправленных изменениях зимних и летних значений того или иного климатического параметра), но и фазы главных гармоник (что, в случае годовой гармоники, указывает на более раннее, или более позднее наступление очередного сезона). Проявления сезонности в изменениях климата, которым до недавнего времени уделялось относительно немного внимания, также являются отражением изменений характеристик сезонного хода. Например, рост летних и понижение зимних температур воздуха в конкретном регионе приводят к увеличению амплитуды годового хода температуры в этом регионе. Противоположные сезонные тенденции

приводят к уменьшению амплитуды годового хода температуры воздуха. Иными словами, отмеченные выше процессы означают, что региональный климат становится более суровым (в случае роста амплитуд годового хода), или более мягким (в случае уменьшения амплитуд). Наряду с анализом характеристик сезонного хода ключевых климатических параметров, исследование проявлений сезонности в межгодовых изменениях климата различных регионов являлось одной из основных задач выполненной работы.

Более глубокое и детальное знание пространственно-временной структуры сезонного хода, его межгодовой и междекадной изменчивости, а также взаимодействия с процессами на других временных масштабах является крайне важным для корректного моделирования климата (Frankignoul and Reynolds, 1983; Kim and North, 1993; Lau and Nath, 1994) и диагноза его изменений (Oort and Rasmussen, 1971; Deser and Blackmon, 1993). Знание структуры сезонной изменчивости обеспечивает базис для мониторинга изменений климата на различных пространственно-временных масштабах. Работа нацелена на выявление и анализ механизмов, формирующих сезонные особенности в изменениях климата, что является критически важным для успешного прогноза климатических аномалий на сезонных и более длительных временных масштабах.

Основная цель диссертации состоит в выявлении и количественном описании пространственной структуры характеристик сезонного хода ключевых климатических параметров (ТПО, температуры воздуха и приземного атмосферного давления) над океанами Северного полушария, исследовании проявлений сезонности в межгодовых изменениях климата различных регионов и выявлении механизмов, формирующих сезонные особенности в изменчивости климата.

Для достижения этой цели в работе решаются следующие задачи:

• провести количественное оценивание амплитудно-фазовых характеристик главных гармоник сезонного хода ТПО, температуры воздуха и приземного давления над океанами Северного полушария, а также выполнить оценку (на некоторых примерах) долгопериодной изменчивости амплитудно-фазовых характеристик сезонного хода ТПО и температуры воздуха;

• получить для различных сезонов достоверные количественные оценки главных мод изменчивости ключевых климатических параметров (осадков, температуры воздуха, испарения в Средиземном море) в Европейско-Средиземноморском регионе и исследовать их связи с режимами региональной атмосферной циркуляции;

• исследовать проявления сезонности в долгопериодной изменчивости ключевых компонентов гидрологического цикла (влагосодержания атмосферы, осадков) в тропиках, получить оценки линейных трендов и главных мод межгодовой изменчивости этих компонентов в различные сезоны;

• дать количественные оценки межгодовой изменчивости осадков в системе летнего Азиатского муссона и её связей с вариациями ТПО в тропической зоне Индийского и Тихого океанов.

Предметом защиты является решение фундаментальной научной проблемы - количественная оценка характеристик сезонного хода ключевых климатических параметров у поверхности океанов Северного полушария, описание их пространственной структуры, установление механизмов крупномасштабной климатической изменчивости, связанных с проявлениями

сезонности в современных изменениях климата.

14

Основные положения, выносимые на защиту, включают результаты, полученные автором впервые, чем определяется новизна результатов, представленных в диссертации:

• выявлена и описана на количественном уровне пространственная структура амплитудно-фазовых характеристик сезонного хода ключевых климатических параметров (ТПО, температуры воздуха и приземного атмосферного давления) над океанами Северного полушария. Установлены механизмы динамики атмосферы и океана (такие как вынос воздушных масс с материков на океаны в средних широтах, западные пограничные течения в океанах) определяющие (наряду с локальными процессами) пространственную структуру сезонного хода исследованных параметров над океанами Северного полушария;

• получены количественные оценки проявлений сезонности в изменчивости ТПО и испарения с поверхности в Средиземном море, а также температуры воздуха и осадков в Европейско-Средиземноморском регионе и выявлены механизмы их формирования в разные сезоны. Впервые установлена сезонно-зависимая нестационарность связей климата Европейско-Средиземноморского региона с главным региональным климатическим сигналом - САК. Также впервые обнаружено, что главным механизмом, формирующим межгодовую изменчивость испарения с поверхности Средиземного моря в зимнее время, является Восточно-Атлантическое колебание;

• получены количественные оценки роли динамических и термодинамических факторов в формировании сезонных особенностей межгодовой изменчивости компонентов гидрологического цикла (влагосодержания атмосферы и осадков) в тропической зоне. Установлено,

что пространственное распределение влагосодержания определяется термодинамическими факторами. Напротив, ведущую роль в формировании межгодовой изменчивости влагосодержания атмосферы играет атмосферная динамика;

• на основе полученных оценок характеристик изменчивости осадков в районах Индийского муссона и муссона Юго-Восточной Азии (МЮВА), показано, что межгодовая изменчивость осадков различна в двух муссонных подсистемах и связана с принципиально разной структурой аномалий ТПО в Индийском и Тихом океанах. Установлено, что (в отличие от Индийского муссона) изменчивость осадков в районе МЮВА не связана с аномалиями ТПО, формируемыми явлением Эль-Ниньо.

Практическая ценность результатов, представленных в диссертации, состоит в возможности их использования для усовершенствования методов мониторинга и прогноза долговременной изменчивости климата. Результаты работы уже используются в диагностических исследованиях климата и его изменений, а также в моделировании и прогнозе таких изменений [Bograd et al., 2002; Trenberth et al., 2005; Pauling et al., 2006; Lopez-Moreno et al., 2008].

Личный вклад автора, апробация работы, публикации по теме диссертации. Все результаты, представленные в диссертации, получены автором лично или в соавторстве с российскими и зарубежными коллегами. Часть результатов по исследованию амплитудно-фазовых характеристик сезонного хода получена совместно с И.М. Яшаяевым. Результаты по анализу изменчивости элементов гидрологического цикла в тропиках получены совместно с зарубежными коллегами R.P. Allan и P.-S. Chu. Анализ изменчивости муссонных осадков был выполнен совместно с М.П.

16

Александровой. Исследование главных мод изменчивости температуры воздуха в Европейском регионе проводилось совместно с С.К. Гулевым. Исследование изменчивости климата Средиземного моря было проведено совместно с A.B. Архипкиным и A.A. Hannachi. По теме диссертации опубликовано 24 статьи в ведущих отечественных и международных научных журналах. Основные результаты работы докладывались на многих национальных и международных конференциях и симпозиумах, а также на специализированных семинарах ведущих институтов в стране и за рубежом.

Структура и объём работы. Диссертация состоит из введения, пяти глав и заключения, изложенных на 211 страницах машинописного текста, в том числе 54 рисунков и 3 таблиц. В списке цитируемой литературы 218 наименований.

Глава 1. Массивы данных и методы анализа

1.1. Данные судовых и станционных наблюдений

Для анализа изменчивости температуры поверхности океана (далее ТПО), температуры воздуха и атмосферного давления у поверхности океана нами использовались данные из массива International Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set (ICOADS, http://icoads.noaa.gov/products.html) (Woodruff et al., 1987, 2011), являющегося наиболее полной коллекцией данных наблюдений климатических параметров у морской поверхности, и имеющего пространственное разрешение 2° по широте и 2° по долготе, и временное разрешение 1 месяц. Массив построен на основе данных попутных судовых наблюдений. Результаты, представленные в диссертации, получены на основе анализа среднемесячных данных о ТПО, температуре воздуха и давлении над океанами за период с 1948 г. по настоящее время. Исключение из анализа данных за более ранний период связано с их значительной пространственно-временной неоднородностью.

В исследовании также были использованы данные о ТПО из массива GISST 2.3Ь (http://www.metoffice.gov.uk, Parker et al., 1995; Rayner et al., 1995, 2006). Массив был создан в Центре Хэдли Британской метеорологической службы и содержит глобальные данные о ТПО с разрешением 1° по широте и долготе за период с 1870г. по настоящее время. Эти данные имеют относительно высокое пространственное разрешение и охватывают значительный по продолжительности период времени. Следует отметить, что освещенность Мирового океана наблюдениями значительно менялась как в пространстве, так и во времени. Это, безусловно, сказывается на качестве данных, в том числе и в используемом нами массиве. В целом, признано, что

18

данные по ТПО являются приемлемыми по качеству, лишь начиная с середины двадцатого века. Сказанное относится к средемесячным данным, которые используются в работе. Относительно качественные данные о ТПО с более высоким пространственным и временным разрешением появились только в конце двадцатого века (начиная с 1982г.) в связи с началом систематических спутниковых наблюдений, однако они охватывают относительно короткий период времени. Детальная информация о методах построения массива и контроле качества данных представлена в (Parker et al., 1995; Rayner et al., 1995, 2006).

В работе были использованы данные о температуре воздуха и осадках из массива CRU05 (http://www.cru.uea.ac.uk/data, New et al., 1999, 2000; Mitchell and Jones, 2005). Этот массив был создан в Центре Климатических исследований Университета Восточной Англии. Массив содержит глобальные данные для суши с разрешением 0.5° по широте и долготе за период 1901-2009 г.г. Эти данные имеют более высокое пространственное разрешение, нежели другие массивы данных, охватывающие близкий период времени. С другой стороны, этот массив охватывает более длительный период времени в сравнении с другими данными с близким пространственным разрешением. Данные о температуре воздуха и осадках для Европейского региона, используемые в этой работе, представляют собой интерполированные в узлы регулярной сетки данные станционных наблюдений.

1.2. Спутниковые данные

В нашем исследовании были использованы данные об осадках из массива СМАР (Climate Prediction Center Merged Analysis of Precipitation) за

период 1979г. - настоящее время (Xie and Arkin, 1996, 1997). Данные были получены из 5 видов спутниковых оценок (индекс осадков GOES, индекс осадков на основе информации об уходящей длинноволновой радиации, данные специального микроволнового сенсора (SSM/I) и др.) Массив включает 5-дневные и среднемесячные значения осадков и охватывает весь земной шар с пространственным разрешением 2.5° по широте и 2.5° по долготе. Хотя эти данные охватывают относительно короткий период времени, их преимуществом является то, что они покрывают не только сушу, но и океаны. Массив регулярно обновляется и доступен онлайн по адресу ftp ://ñpprd. ncep. noaa. gov/pub/precip/стар.

Нами также были использованы данные об осадках из второй версии массива GPCP (Global Precipitation Climatology Project, Huffman et al., 1997; Adler et al., 2003), охватывающего период с 1979г. по настоящее время. Источниками данных для этого маасива являются: анализ наземных станционных данных Центра глобальной климатологии осадков (Global Precipitation Climatology Centre, GPCC), оценки осадков SSM/I, глобальный индекс осадков (GPI), станционные данные, предоставленные глобальной исторической климатической сетью (Global Historical Climate Network, GHCN) и системой оценки и мониторинга климата (Climate Assessment and Monitoring System, CAMS), оценки по спутниковым данным TOVS и индекс осадков, основанный на данных об уходящей длинноволновой радиации (OPI). Массив GPCP по своей структуре близок к массиву СМАР, однако примененные методологии анализа различны. Сравнение двух массивов данных приводится в работе Yin et al. (2004). Данные GPCP доступны онлайн по адресу http://prec ip. gsfc .nasa, gov/.

Данные об испарении были взяты из массива OAFlux WHOI (Woods Hole Océanographie Institution, Yu and Weiler, 2007). Эти данные получены методом объективного анализа спутниковых данных, наблюдений in situ и модельных данных (Yu et al., 2004; Yu and Weller, 2007). Данные представлены над океанами на регулярной координатной сетке с разрешением 1.0° по широте и долготе, охватывают период с 1948 по 2010гг. и доступны на веб-сайте http://oaflux.whoi.edu.

1.3. Климатические индексы

В работе использованы данные об индексе Северо-Атлантического колебания (САК) представленные Харреллом (Hurrell, 1995) и охватывающие период с 1900 г. по настоящее время. Индексы САК были рассчитаны как главные компоненты первых мод эмпирических ортогональных функций (ЭОФ) сезонных полей давления в Атлантико-Европейском секторе. Эти данные находятся в свободном доступе на вэб-сайте http : //www. с gd. ucar. е du/~ ihurrell/nao.pc.html. В исследовании также использовались индексы основных региональных телеконнекций (таких как Скандинавская, Восточно-Атлантическая и другие), описанных в работе Barnston and Livezey (1987). Соответствующие пространственные структуры и индексы были получены при применении анализа вращаемых главных компонентов к полям нормализованных аномалий геопотенциала на уровне 500гПа над Северным Полушарием. Эти индексы регулярно обновляются и представлены на вэбсайте Центра по предсказанию климата (Climate Prediction Center, СРС) (http :// www .cpc.ncep.noaa. go v/data/teledoc/

telecontents.html). Данные охватывают период с 1950г. по настоящее время. Детальное описание метода расчета телеконнекций и их индексов дано в статье Barnston and Livezey (1987) и на вэбсайте СРС.

1.4. Данные реанализов

В работе широко использовались данные реанализов. В частности, использовались различные климатические параметры из NCEP/NCAR (National Centers for Environmental Prediction - National Center for Atmospheric Research) реанализа (http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.ncep. reanalysis.html, Kalnay et al., 1996; Kistler et al., 2001), представляющего собой результат уникального проекта по созданию полей основных атмосферных характеристик и расчитанных параметров для нужд климатических исследований. Реанализ NCEP/NCAR предоставляет параметры с 6-часовым временным разрешением и пространственным разрешением 2.5° по широте и 2.5° по долготе за период с 1948г. по настоящее время. В реанализе применяется стационарный (т.е. не меняющийся во времени) метод усвоения поступающих данных. Реанализ дает возможность достаточно детально описать короткопериодную и долгопериодную изменчивость климата в рамках неопределенности, обусловленной изменениями в поступающих данных.

Для получения реанализов исторических данных применяется метод в значительной степени подобный методу, применяемому при численном прогнозе погоды. Модель общей циркуляции настраивается при помощи системы усвоения данных таким образом, чтобы оптимизировать согласованность с традиционными наземными наблюдениями и спутниковыми данными. Полученный в результате анализ, который представляет начальные условия для оперативных прогностических моделей, также ценен в качестве массива глобальных временных рядов атмосферных параметров на модельной сетке. Европейский Центр Среднесрочных Прогнозов Погоды (European Center for Medium Range Weather Forecasts,

ECMWF) создал реанализ ERA40 (http://data-portal.ecmwf.int), охватывающий период 1957-2002г.г., применив фиксированную оперативную интегрированную прогностическую систему и трёхмерный вариационный метод усвоения. Более подробное описание реанализа ERA40 и методов его построения представлено в Uppala et al. (2005). На разных этапах работы нами использовались различные климатические параметры из обоих реанализов (NCEP/NCAR и ERA40). Информация о конкретных параметрах будет дана в соответствующих главах.

1.5. Гармонический анализ

Для расчета амплитуд и фаз гармоник сезонного хода различных климатических параметров мы применили гармонический анализ. Такой подход применяется для оценки характеристик сезонного хода различных климатических параметров (Мохов, 1985; Гул ев и Зверяев, 1990) и его подробное описание представлено, например, в работах Лаппо и др. (1986), Зверяев и Яшаяев (1996), Yashayaev and Zveryaev (2001).

Системный подход к анализу длинных временных рядов океанографических и метеорологических иследований был предложен Лаппо и др. (1986). В этом подходе было предложено описывать временные ряды как сумму независимых компонентов, отличающихся друг от друга по их преобладающим временным масштабам. Так как главным источником тепловой энергии на земле является периодическое поступление солнечной радиации, сезонный компонент может быть разделен на регулярные и нерегулярные колебания. Регулярный сезоный цикл является приближением к ожидаемой сезонной изменчивости в данном географическом районе. Нерегулярные колебания являются отклонениями от регулярного сезонного

хода на временных масштабах близких к сезонному. Эти колебания могут быть вызваны отдельными явлениями продолжительностью от месяцев до сезонов, такими как аномально холодные зимние или аномально теплые летние сезоны. Они также могут быть вызваны атмосферными и океанскими факторами, способными изменять амплитуды и фазы сезонного хода.

Мы рассматриваем индивидуальные временные ряды как сумму регулярного сезонного хода, нерегулярных сезонных колебаний, межгодовой изменчивости и высокочастотного шума. Шум в основном связан с процессами на более мелких временных масштабах и с ошибками в данных, вызванными неправильными измерениями и ошибками при обработке данных. Регулярный сезонный ход определяется как:

п

]Г A, cos (to ¡t + <р,) + А0. i = l

где n - количество гармоник, cot, щ, и Aj это их частоты, фазы и амплитуды, соответственно, и А о это среднегодовое значение анализируемого параметра. Специальный подход, основанный на последовательных итерациях в оценивании сезонного хода и низкочастотной фильтрации, позволяет отделить сезонный ход от других компонентов временных рядов. Детальное описание методологии анализа временных рядов и получения оценок амплитуд и фаз гармоник сезонного хода изложено в Yashayaev and Zveryaev (2001). Несмотря на существенную пространственно-временную изменчивость характеристик сезонного хода, наш анализ показал, что сезонный ход в климатической системе достаточно хорошо апроксимируется комбинацией годовой и полугодовой гармоник, совместный вклад которых в общую дисперсию сезонного хода достигает 90-95%. Вследствие этого в

нашем анализе мы ограничиваемся рассмотрением первых двух гармоник сезонного хода исследуемых параметров.

1.6. Анализ главных компонентов

Для исследования пространственно-временной структуры долгопериодных изменений различных климатических параметров мы применяем разложение на эмпирические ортогональные функции (ЭОФ анализ). ЭОФ анализ представляет собой одну из разновидностей анализа главных компонентов (Principal Components Analysis). Иногда эти термины рассматривают как синонимы. В настоящее время ЭОФ анализ широко применяется в исследованиях климата. Начало его применению в этой области было положено в середине прошлого века работами Обухова (1947), Fukuoka (1951) и Lorenz (1956). Главной целью ЭОФ анализа является нахождение главных мод изменчивости того или иного параметра, вносящих наибольший вклад в общую (или суммарную) изменчивость этого параметра. Принципиально важным свойством получаемых ЭОФ мод является их ортогональность (т.е. независимость). Соответственно, их главные компоненты являются нескоррелированными. Значимость главных ЭОФ мод определяется согласно критерию Норта (North et al., 1982). Подробное описание метода ЭОФ анализа содержится, например, в работах Wilks (1995) и von Storch and Navarra (1995).

Для исследования пространственно-временной структуры совместной изменчивости различных климатических параметров (например, температуры воздуха и атмосферного давления), не связанной с трендовыми изменениями, мы применяем так называемые линейные сингулярные разложения (Singular Value Decomposition, далее СВД анализ), являющиеся разновидностью

анализа главных компонентов, и позволяющие выделить и исследовать главные моды совместной изменчивости двух климатических параметров (Bretherton et al., 1992). Мы использовали СВД анализ ковариационных матриц различных пар климатических параметров. Метод СВД анализа был разработан с целью выделения главных мод совместной изменчивости полей двух различных параметров (Prohaska, 1976; Bretherton et al., 1992). Техника СВД анализа является обобщением ЭОФ анализа (Lorenz, 1956; Davis, 1976). В отличие от ЭОФ анализа, выделяющего моды, объясняющие наибольшую часть изменчивости в поле одного климатического параметра, СВД анализ находит моды, объясняющие наибольшую часть совместной изменчивости полей двух взаимодействующих климатических параметров. Детальное описание СВД анализа можно найти в Bretherton et al. (1992) и von Storch and Navarra (1995).

Глава 2. Структура сезонного хода температуры поверхности океана, температуры воздуха и приземного давления над океанами Северного полушария

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Сезонный ход и сезонность в изменчивости климата»

2.1. Введение

Как уже было отмечено, сезонный ход климатических параметров у поверхности океана подвержен значительной трансформации, обусловленной известными динамическими и термодинамическими свойствами океана. Несмотря на то, что имеется много общих черт (таких например, как западные пограничные течения) в климате Северной Атлантики и северной части Тихого океана, существуют и определенные различия между двумя океанами. В частности, главный климатический сигнал в Тихоокеанском регионе - Эль Ниньо - Южное колебание (ЭНЮК) наблюдается в тропиках. Самым мощным сигналом в климатической системе северной Атлантики является Северо-Атлантическое колебание (САК), центры действия которого располагаются в высоких и средних широтах. Таким образом, сезонный ход в северной части Тихого океана испытывает большее воздействие межгодовой изменчивости в тропиках, в то время как в Северной Атлантике такое воздействие сильнее вне тропиков. Следует также отметить что, северная часть Тихого океана испытывает сильное влияние Азиатского муссона (Webster and Yang, 1992; Lau and Weng, 1999; Compo et al., 1999). В Северной Атлантике аналогичного по своей природе и энергетике явления не наблюдается. Однако особая роль Северной Атлантики в земной климатической системе отмечалась во многих работах (Шулейкин, 1968; Сауап, 1985; Лаппо и др., 1986). Она связана с интенсивными процессами взаимодействия океана и атмосферы в высоких и

средних широтах и высокой активностью разномасштабных процессов, как в океане, так и в атмосфере. Ряд недавних работ указывает на то, что долгопериодные изменения интенсивности термохалинной циркуляции в Северной Атлантике, связанные с Атлантическим мультидекадным колебанием, могут оказывать влияние на климат Европы и Северной Америки [Sutton and Hodson, 2005; Enfield et al., 2001; Semenov et al., 2010].

В этой главе на основе данных ICOADS (Woodruff et al., 1987) мы исследуем структуру сезонного хода в полях ТПО, температуры воздуха и давления в северных частях Атлантического и Тихого океанов, а также рассматриваем некоторые взаимосвязи между характеристиками сезонного хода различных климатических параметров. В дополнение к анализу амплитуд и фаз годовой и полугодовой гармоник, рассматриваются разности фаз в годовом ходе ТПО и температуры воздуха, а также соотношение амплитуд годовых и полугодовых гармоник (Зверяев, Яшаяев 1996; Yashayaev, Zveryaev 2001). Для оценки относительного вклада сезонного хода в общую изменчивость мы рассматриваем соотношение между дисперсиями сезонного хода и исходных рядов данных. Хотя главное внимание уделено средним и высоким широтам океанов Северного полушария, где сезонный ход проявляется наиболее ярко, мы расширили область анализа до 10° ю.ш. в связи с особой ролью тропической зоны в глобальной климатической системе.

2.2. Относительная роль сезонного хода в общей изменчивости климатических параметров

Для оценки вклада сезонного хода в общую изменчивость ТПО, температуры воздуха и давления нами были рассчитаны дисперсии

исходных временных рядов, сезонного хода и остаточных временных рядов (т.е. временных рядов, полученных после удаления сезонного хода). Так как мы анализируем ряды среднемесячных значений, их дисперсия отражает главным образом изменчивость на временных масштабах длиннее месяца. Как уже отмечалось, наш анализ предполагает статистическую независимость компонентов анализируемых временных рядов. Для проверки применимости этого предположения мы сравнили сумму дисперсий остаточного временного ряда и сезонного хода с дисперсией исходных временных рядов. В большинстве случаев этот критерий выполняется в пределах погрешности 0 - 3 % исходных рядов. Это позволяет нам интерпретировать соотношение между дисперсиями сезонного хода и исходных рядов, как вклад сезонного хода в общую именчивость ТПО, температуры воздуха и приземного давления.

Карты распределения вкладов сезонного хода в общую именчивость ТПО, температуры воздуха и давления (Рис. 2.1) демонстрируют его существенную пространственную изменчивость. Для ТПО и температуры воздуха пространственное распределение этого параметра характеризуется зональной структурой, как в Атлантическом, так и в Тихом океане. Наиболее низкие вклады сезонного хода наблюдаются в тропиках. Они составляют 5% в Тихом и 15-20% в Атлантическом океане. Максимальные вклады в общую изменчивость наблюдаются в средних широтах, где они достигают 96 % в обоих океанах. Примечательной чертой в средних широтах Тихого океана является локальный минимум вклада сезонного хода. Он связан с продолжением течения Куросио в океане и Северотихоокеанским шторм-треком (районом прохождения циклонов) в атмосфере. Отметим, что амплитуды годовой и полугодовой гармоник максимальны в этом регионе (Рис. 2.2 а, б и 2.5 а, б). Локальные максимумы вклада сезонного хода

а)

70-бОбО-

-ё40: M зо-

20-

юЧ

(Н

У/ <----' ^ сП.

wmm

-10-1

-240 -220 -200 -180

-160 -140 -120 -100 -80 Longitude

-60 -40 -20 0 20

6)

В)

70-

60'

50-

■8 40-

3 •я 30

.3

20

10

0

10

70

60

50

-8 40

3 ■с 30

J3

20

10

0

-10

-240 -220 -200 -180 -160 -140

-120 .-100 -80 Longitude

60 -40 -20

Ж г; ^^ A Jïh* ) 40

*

V — Ъ,

П S ^ ,

ОС/*

к

■ж ш

у г/Ъ

30 А);//Ж'

/ < УЛ'ЛС ' J У О /V

^ ч^КУ- й ^ ^ / / А J à

г^-А (

«Ж

-240 -220 -200 -180 -160 -140 -120 -100 -80 -60 -40 -20 0 20

Longitude

Рис. 2.1. Вклад (в %) сезонного хода в общую дисперсию ТПО температуры воздуха (б) и приземного давления (в).

,100 98 96 94 92 90 88 186 84 -482 80 75 70 60 50 40 30 20 10 5 '0

(а),

Opp-k-'fOWWWAOipspotO^-'

btouibbibaibwobbbobPN

о о

наблюдаются севернее и южнее этого региона, то есть в центральных частях северотихоокеанского субарктического и субтропического круговоротов. Таким образом, пространственное распределение этого параметра хорошо отражает крупномасштабную динамику океана. Распределение вклада сезонного хода в Северной Атлантике существенно отличается от его распределения в северной части Тихого океана (Рис. 2.1 а, б). Гольфстрим и Североатлантический шторм-трек служат своеобразной границей между максимумом (на юге) и минимумом (на севере) вклада сезонного хода в общую изменчивость. Также локальные максимумы вклада для ТПО и температуры воздуха наблюдаются в восточных тропических частях Тихого и Атлантического океанов. Они обусловлены сезонной интенсификацией пассатов, а также океаническим апвеллингом в этих регионах.

Пространственная структура вклада сезонного хода в общую изменчивость давления (Рис. 2.1 в) существенно отличается от рассмотренных структур для ТПО и температуры воздуха. В средних широтах, в восточной и западной частях обоих океанов, вклад сезонного хода в общую изменчивость давления уменьшается до 5-10%. С другой стороны, отмечено его заметное увеличение в субтропических областях, граничащих с континентами. Наибольший вклад (90%) наблюдается в западной части Тихого океана в регионе действия восточноазиатского муссона.

2.3. Амплитуды и фазы годовой гармоники

Пространственное распределение амплитуд годовой гармоники показано на Рис. 2.2. Наиболее высокие амплитуды ТПО (8°С) и температуры воздуха (10°С) наблюдаются в северозападных частях Атлантического и Тихого океанов. Наиболее низкие амплитуды (0.2° - 0.5°С)

как для ТПО, так и для температуры воздуха отмечены в тропиках. Вторичные максимумы амплитуд связаны с районами апвелинга западнее побережья Африки и Калифорнии. Это согласуется с результатами Levitus (1987), полученными для ТПО. Распределение амплитуд годового хода температуры воздуха показанное на Рис. 2.26 является гораздо более детальным, чем в работе White and Wallace (1978). Амплитуды из атласа мирового океана Горшкова (1974-1980) в целом меньше амплитуд, полученных в нашем исследовании. Например, в атласе амплитуды годовой гармоники ТПО возле африканского побережья составляют 2.5°С, а согласно нашим оценкам они превышают 4°С в этом регионе. Максимумы амплитуд годовых гармоник ТПО и температуры воздуха, которые наблюдаются возле континентов в средних широтах и в тропиках, связаны с сезонной интенсификацией западных ветров и пассатов соответственно, что формирует сезонный ход в выносе континентальных воздушных масс.

Максимум (6мб) амплитуд годового хода давления в Северной Атлантике расположен между Гренландией и Исландией (Рис. 2.2в). Отмечено 3 максимума амплитуд в северной части Тихого океана. Наиболее мощный максимум охватывает почти всю центральную часть средних широт Тихого океана. Мощный максимум (10мб) амплитуд годового хода давления наблюдается к юго-востоку от Азии и представляет собой периферию сибирского антициклона, центр которого располагается над Байкалом (Зверяев и Разоренова, 1997). Наиболее слабый из трех максимумов наблюдается возле побережья Калифорнии. Следует отметить, что в отличие от североатлантического максимума амплитуд годового хода приземного даления, раполагающегося в районе Исландского минимума, тихоокеанский среднеширотный максимум располагается южнее Алеутского минимума.

4.5

Longitude

Рис. 2.3. Фазы (в месяцах) годовой гармоники ТПО (а), температуры воздуха (б) и приземного давления (в).

Мы определяем фазы как время (в месяцах), отсчитываемое от начала года до наступления первого минимума в годовом ходе. Отметим, что годовой ход в полях ТПО и температуры воздуха над океанами отстаёт от годового хода температуры поверхности суши и температуры воздуха над континентами. Это объясняется большей тепловой инерцией океана. Пространственное распределение фаз отражает главные тенденции в общей циркуляции океана и атмосферы, а также условия теплообмена, стратификации и перемешивания (эти условия также сильно влияют на распространение годового сигнала в более глубокие слои океана).

Главное направление распространения (т.е. роста фаз) годового сигнала над океанами - с северо-запада на юго-восток (Рис. 2.3 а, б). Это хорошо согласуется с пространственным распределением амплитуд годовой гармоники ТПО и температуры воздуха (Рис. 2.2 а, б), а именно, наиболее низкие (высокие) значения фаз в целом совпадают с самыми высокими (низкими) значениями амплитуд. Значения фаз меняются в диапазоне от 1.5 до 2.8 месяцев для ТПО, и от 1.0 до 2.6 месяцев для температуры воздуха. Исключением являются тропики, характеризующиеся резким изменением фаз, связанным с тем, что в Южном полушарии сезоны противоположны наблюдаемым в Северном полушарии. На востоке тропической зоны Атлантического и Тихого океанов значения фаз годового хода ТПО и температуры воздуха меняются в диапазоне от -3.0 до -4.0 месяцев. Это означает, что минимум в годовом ходе здесь наблюдается в августе-сентябре, т.е. в конце зимы Южного полушария.

Примечательной особенностью в средних широтах обоих океанов является рост фаз (примерно на 0.5 месяца) годового хода ТПО вдоль течений Куросио (между 130°в.д. и 170°в.д.) и Гольфстрим (между 76°з.д. и

50°з.д.). Этот рост фаз формирует их локальный максимум в средних широтах. Этого не наблюдается в распределении фаз годового хода температуры воздуха, что может указывать на способность главных океанских течений сохранять и переносить сезонный сигнал.

Merle et al. (1980) обнаружили, что фазы годового хода ТПО в восточной экваториальной части Атлантического океана возрастают вдоль экватора с востока на запад примерно до 10°з.д., указывая на распространение сезонного сигнала в западном направлении в этом регионе. Следует отметить, что мы наблюдаем такую тенденцию не только в восточной экваториальной части Атлантического океана (Рис. 2.3 а), где между 1°с.ш. и 11°с.ш. годовой сигнал рапространяется даже западнее 10°з.д., но и в восточной экваториальной части Тихого океана. Также в этих регионах наблюдается тенденция к росту фаз годового хода температуры воздуха (Рис. 2.3 б), но рост фаз значительно меньше отмеченного для ТПО.

Количественный анализ разности фаз годового хода ТПО и температуры воздуха представляет особый интерес, так как эта характеристика может рассматриваться как мера связи между изменчивостью океана и атмосферы на рассматриваемом временном масштабе. На наш взгляд пространственное распределение разности фаз хорошо отражает крупномасштабную динамику океана и атмосферы, а также меняющееся влияние материков на региональный климат прибрежных и центральных областей северных частей Атлантического и Тихого океанов.

3.0

Longitude

Рис. 2.4. Разность фаз годовых гармоник ТПО и температуры воздуха (в месяцах).

На большей части акватории Северной Атлантики и северной части Тихого океана, за исключением низких широт, разности фаз положительны, что указывает на то, что годовой ход ТПО отстаёт от годового хода температуры воздуха (Рис. 2.4). Таким образом, очевидно, что формирование годового хода температуры воздуха над океанами определяется, главным образом адвекцией континентальных воздушных масс, в частности, интенсификацией западного переноса в зимнее время. В этот сезон вынос холодного и относительно сухого континентального воздуха увеличивает потоки явного и скрытого тепла из океана в атмосферу и вызывает понижение ТПО. Отметим что отклик океана довольно быстрый - разница фаз в западных частях Атлантического и Тихого океанов в средних широтах составляет около 0.5 месяца. Ещё более быстрый отклик океана наблюдается в районах Гавайского и Азорского максимумов, где разница фаз составляет 0.3 месяца. Примечательно, что распределение разности фаз в северной Атлантике отражает структуру Североатлантического субтропического круговорота, в центре которого разности фаз минимальны (0.3 месяца). То, что разница фаз меньше в районах удалённых от областей выноса континентального воздуха, можно интерпретировать как результат трансформации континентального воздуха над морской поверхностью.

Разница фаз годового хода ТПО и температуры воздуха в северной Атлантике анализировалась также Гулевым и Лаппо (1983). Они пришли к выводу о том, что максимальные разности фаз наблюдаются в районах наиболее интенсивного теплообмена между океаном и атмосферой. Их результаты близки к нашим, однако величины разности фаз несколько выше полученных нами. Эти различия могут быть связаны с качеством данных и их различным пространственным разрешением (использованные нами данные имеют более высокое разрешение).

Распределение фаз годового хода давления (Рис. 2.3 в) является наиболее сложным из рассмотренных в этой главе. Оно отражает различный характер взаимодействия между сушей, океаном и атмосферой в тропиках, субтропиках и средних широтах обоих океанов. Границы между регионами совпадают с изолинией фазы 0/12 месяцев. В центральных частях океанов наблюдается рост фазы в направлении из высоких широт и тропиков в средние широты.

В средних широтах значения фазы годового хода давления увеличиваются возле материков. Эта тенденция наиболее заметна в западных частях Атлантического и Тихого океанов. Например, минимум в годовом ходе давления над центральной частью Тихого океана наблюдается в январе, а у побережья восточной Азии - в апреле. Таким образом, в средних широтах годовой сигнал в поле давления распространяется из центральных частей океанов к континентам. В восточных частях океанов эта тенденция менее выражена.

В субтропиках и частично в тропиках наблюдаются тенденции противоположные отмеченным в средних широтах. Величины фаз годового хода давления возрастают в направлении от континентов к центральным частям Атлантического и Тихого океанов. Минимум в годовом ходе давления возле континентов наблюдается в июле, а в центральных частях океанов - в октябре или ноябре (Рис. 2.3 в).

Таким образом, в средних широтах области на границе океан-континент могут рассматриваться как переходные зоны между океанским (с зимним минимумом) и континентальным (с летним минимумом) типом годового

хода давления. Напротив, в субтропиках в таких зонах наблюдается переход от континентального к океаническому типу годового хода. В целом, такое распределение фаз хорошо согласуется с положением максимумов амплитуд годового хода давления (Рис. 2.2в). Максимумы над океанами расположены в средних и высоких широтах. Континентальные максимумы (и их периферийные части над океанами) амплитуд годового хода давления расположены в субтропиках (Зверяев и Разоренова, 1997). В экваториальной части Тихого океана значения фаз годового хода давления возрастают в районе явления Эль-Ниньо у побережья Южной Америки, указывая на то, что в этом регионе годовые колебания в поле давления распространяются с запада на восток.

Сравнение пространственного распределения амплитуд и фаз годового хода (Рис. 2.2 б, в и 2.3 б, в) указывает на отсутствие прямой связи между годовыми колебаниями в полях давления и температуры воздуха над океанами. Более того, фазы годового хода давления демонстрируют существенно большую пространственную изменчивость по сравнению с фазами температуры воздуха. Вследствие этого, мы не рассматриваем разность фаз годового хода давления и температуры воздуха. Тем не менее отметим, что в отличие от континентов, над центральными частями океанов минимум в годовом ходе давления и температуры воздуха наблюдается зимой, и годовые колебания температуры воздуха запаздывают по отношению к годовому ходу давления примерно на 1.5 месяца в центральной части Тихого океана, и на 0.5-1.0 месяца над Северной Атлантикой.

Выполненый анализ свидетельствует о том, что главную роль в формировании годового хода ТПО и температуры воздуха в северных частях Атлантического и Тихого океанов играет крупномасштабная динамика

атмосферы. Полученные результаты указывают также на то, что главные черты годового хода давления над океанами в значительной степени обусловлены сезонными вариациями термических контрастов между высокими и низкими широтами и между океанами и материками, а также сезонной динамикой главных климатических центров действия атмосферы в рассмотренных регионах (Исландский и Алеутский минимумы, Азорский и Гавайский максимумы).

2.4. Амплитуды и фазы полугодовой гармоники

Наиболее высокие амплитуды полугодовых колебаний ТПО и температуры воздуха наблюдаются в западных частях Атлантического и Тихого океанов в средних широтах (Рис. 2.5 а, б). В северной части Тихого океана отмечено два максимума амплитуд: более слабый (1.4°С) - в центральной части акватории, и более мощный (превышающий 2.5°С) - в Охотском море. Наиболее высокие амплитуды полугодовых колебаний (1°С-1.4°С) в Северной Атлантике наблюдаются в районе Ньюфаундленда. Самые низкие амплитуды полугодовых колебаний ТПО и температуры воздуха отмечены в субтропиках и тропиках обоих океанов.

В Северной Атлантике амплитуды полугодовых колебаний давления увеличиваются к югу и к северу от Североатлантического штормтрека, достигая максимальных значений (до Змб) возле Гренландии. В северной части Тихого океана отмечено два максимума амплитуд: локальный максимум (2 мб) над заливом Аляски, и абсолютный максимум (3.5 мб) в районе с координатами 170°в.д. и 40°с.ш. (Рис. 2.5 в). Происхождение этого максимума можно объяснить распределением амплитуд и фаз годового хода давления (Рис. 2.2 в, 2.3 в). Восточнее Японии наблюдается локальный

Latitude Latitude

bio^btbobio^aibobuiouibb

-240 -220 -200 -180 -160 -140 -120 -100 -80 -60 -40 -20 0 20

Longitude

Рис. 2.6. Соотношение между амплитудами полугодовой и годовой гармоник ТПО (а), температуры воздуха (б) и приземного давления (в).

-240 -220 -200 -180 -160 -140 -120 -100 -80 -60 -40 -20 0 20

Longitude

240 -220 -200 -180 -160 -140 -120 -100 -80 -60 -40 -20 0 20

Longitude

минимум амплитуд годового хода, служащий своего рода границей между очень мощными максимумами в средних широтах (центральная часть Тихого океана) и в субтропиках (у побережья восточной Азии) (Рис. 2.2 в). Таким образом, этот регион находится под влиянием как океанского, так и континентального типа годового хода давления. Так как годовые колебания двух типов находятся в противофазе друг к другу (Рис. 2.3 в), их совместный эффект приводит к формированию мощного максимума полугодовых колебаний в этом регионе. Предположительно, таков и механизм формирования субтропического максимума полугодовых амплитуд в Северной Атлантике. Однако, отмеченные максимумы в высоких широтах возле Аляски и Гренландии (Рис. 2.5 в), по всей видимости, имеют иное происхождение.

Для выделения регионов, характеризующихся преобладанием годовых (полугодовых) колебаний, мы рассматриваем соотношение между амплитудами полугодовой и годовой гармоник (Рис. 2.6). Для ТПО и температуры воздуха на большей части Атлантического и Тихого океанов (за исключением тропиков) амплитуды годового хода больше амплитуд полугодовых колебаний. Даже в средних широтах, где амплитуды полугодовой гармоники самые высокие, они в три раза ниже амплитуд годового хода. В тропиках, в частности в западной части Тихого океана амплитуды полугодовой гармоники ТПО и температуры воздуха могут быть равны, и даже превышать амплитуды годового хода (Рис. 2.6 а, б).

Соотношение амплитуд полугодовой и годовой гармоник давления демонстрирует три максимума (Рис. 2.6 в). Первый расположен в западной части Тихого океана севернее 25°с.ш. и западнее линии перемены дат. Здесь амплитуды полугодовой гармоники примерно в четыре раза выше амплитуд

-240 -220 -200 -180 -160 -140 -120 -100 -80 -60 -40 -20 0 20

Longitude

-240 -220 -200 -180 -160 -140 -120 -100 -80 -60 -40 -20 0 20

Longitude

-240 -220 -200 -180 -160 -140 -120 -100 -80 -60 -40 -20 0 20

Longitude

ïï 17.0

1з5

II l

feo 10,0

6.<

m

:

1

'-10.0

12 11 10 9 8 7 6 5 4 3 2 1 0 -1 -2

\i

-5 -6 -7 -8 -9 -10 -11

Рис. 2.7. Фазы (в месяцах) полугодовой гармоники ТПО (а), температуры воздуха (б) и приземного давления (в).

годовой. Два других максимума расположены в западной и восточной субтропической Атлантике, где амплитуды полугодовой гармоники в два раза превышают амплитуды годовой. Отметим что, такие соотношения объясняются не только высокими амплитудами полугодовых колебаний, но и локальными минимумами амплитуд годового хода давления в этих регионах. Пространственное распределение фаз полугодовой гармоники ТПО и температуры воздуха (Рис. 2.7 а, б) выявляет два типа полугодовых колебаний противоположных по знаку и имеющих различное происхождение. Первый тип наблюдается в тропиках и связан с полугодовой гармоникой в приходе солнечной радиации. В этом регионе наблюдается два максимума в приходе солнечной радиации, связанных с весенним и осенним равноденствием. Регион максимальной полугодовой изменчивости ТПО и температуры воздуха ограничен изолинией нулевой фазы (Рис. 2.7 а, б), совпадающей, в целом, с тропиком Рака. Пространственная изменчивость фаз севернее и южнее этой границы существенно меньше, чем вдоль неё. Полугодовые колебания в средних широтах в целом находятся в противофазе к колебаниям в тропиках (Рис. 2.7 а, б) со средним сдвигом фаз около 3 мес., составляющим половину полугодового цикла. Такой сдвиг фаз может свидетельствовать о различном происхождении полугодовых колебаний в тропиках и в средних широтах. Помимо полугодового цикла в приходе солнечной радиации, Merle et al. (1980) указывают на два других возможных источника полугодовых колебаний ТПО в тропиках: это локальная атмосферная динамика и мощные сезонные флуктуации трёх главных экваториальных противотечений.

В противоположность тропикам, механизмы формирования полугодовых колебаний в средних широтах менее ясны. Ряд физических процессов может вносить вклад в формирование полугодовых колебаний. В

частности, полугодовые колебания могут представлять собой продукт взаимодействия годовых гармоник с различными фазами. Например, таким путём могут быть получены полугодовые колебания в оценках переноса тепла, получаемых перемножением температуры и скорости течения, имеющих фазовый сдвиг в годовом ходе. Iselin (1940) и Masusawa (1954) указывали на хорошо выраженные полугодовые гармоники в переносе тепла западными пограничными течениями и рассматривали этот факт в качестве главной причины формирования полугодовых колебаний ТПО в средних широтах. Другие возможные механизмы формирования полугодовых колебаний в средних широтах над океанами обсуждались Фёдоровым (1959), Максимовым (1965), Schwerdfeger and Prohaska (1956).

Допуская, что формирование полугодового сигнала в средних широтах может быть вызвано различными механизмами, отметим, что полугодовые колебания ТПО и температуры воздуха могут быть и чисто статистическим продуктом, связанным с необходимостью корректировки асимметричного годового хода комбинацией гармоник более высокой частоты. Также, в связи с отмеченным выше сильным меридиональным градиентом фаз, разделяющим тропики и средние широты, маловероятно, что полугодовой сигнал может распространяться из тропиков в более высокие широты.

Главные черты в распределении амплитуд и фаз полугодовых колебаний ТПО (Рис. 2.5 а, 2.7 а) и температуры воздуха (Рис. 2.5 б, 2.7 б) в целом совпадают. Таким образом, хотя механизмы формирования полугодовых колебаний в средних широтах не всегда ясны, они, по всей видимости, являются общими для ТПО и температуры воздуха.

Распределение фаз полугодовых колебаний давления в северной части Тихого океана (Рис. 2.7 в) характеризуется двумя минимумами (над заливом Аляски и районом Эль Ниньо) и двумя максимумами (у побережья Калифорнии и в западной тропической части Тихого океана). Полугодовой сигнал распространяется от Аляски в западную тропическую часть Тихого океана и к Калифорнии. Примечательной особенностью в Северной Атлантике является сильный меридиональный градиент фаз в средних широтах, связанный с североатлантическим штормтреком (Рис. 2.7 в). Этот регион характеризуется локальным минимумом амплитуд полугодовой гармоники давления (Рис. 2.5 в). Как и в случае с годовым ходом, прямой связи между полугодовыми колебаниями температуры воздуха и давления видимо нет.

Список литературы диссертационного исследования кандидат наук Зверяев, Игорь Иванович, 2013 год

Список литературы.

Горшков С.Г. (ред.) 1974-1980. Атлас океанов. Издательство ГУНИО. 1152стр.

Груза Г.В., Ранькова Э.Я. 2003. Колебания и изменения климата на территории России. Изв. АН. Сер. Физика атмосферы и океана. Т. 39. № 2, С. 166-187.

Груза Г.В., Ранькова Э.Я. 2011. Оценка возможного вклада глобального потепления в генезис экстремально жарких летних сезонов на Европейской территории РФ. Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. Т.47. № 6, С. 717721.

Гулев С.К., Зверяев И.И. 1990. Амплитудно-фазовые характеристики термических и барических полей в тропосфере северного полушария. Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. Т. 26, № 5, С. 467-482.

Гулев С.К., Зверяев И.И. 1990. Характеристики климатической изменчивости термобарических полей в тропосфере северного полушария. - В кн.: Локальное взаимодействие океана и атмосферы в Ньюфаундлендской энергоактивной области (НЬЮФАЭКС-88). - М.: Гидрометеоиздат, С. 300320.

Гулев С.К., Зверяев И.И., Мохов И.И. 1991. Вертикальный температурный градиент в тропосфере в зависимости от приповерхностного температурного режима. - Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. Т. 27, № 4, С. 419-430.

Гулев С.К., Лаппо С.С. 1983. О взаимодействии между полями температуры воды и воздуха в Северной Атлантике. Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. Т. 19, № 9, С. 956-964.

Зверяев И.И., Яшаяев И.М. 1996. Сезонная изменчивость полей давления, температуры воды и воздуха в Северной Атлантике по данным COADS. -Известия РАН. Физика атмосферы и океана, № 2, С. 222-239.

Зверяев И.И., Разоренова O.A. 1997. Сравнительный анализ характеристик сезонного хода приземного давления и геопотенциала на уровне 500 гПа. -Метеорология и гидрология, № 1, С. 27-36.

Зверяев И.И., Гулёв С.К. 2007. Сезонность и нестационарность изменчивости Европейского климата в двадцатом веке. Доклады Академии Наук, том 416, № 5,С. 1-4.

Зверяев И.И. 2007. Климатология и долгопериодная изменчивость годового хода температуры воздуха над Европой. Метеорология и гидрология, № 7, С. 18-24.

Зверяев И.И., Архипкин A.B. 2008. Структура климатической изменчивости температуры поверхности Средиземного моря. Часть I: Стандартные отклонения и линейные тренды. Метеорология и гидрология, № 6, С. 55-64.

Зверяев И.И., Архипкин A.B. 2008. Структура климатической изменчивости температуры поверхности Средиземного моря. Часть II: Главные моды изменчивости. Метеорология и гидрология, № 7, С. 58-66.

Золотокрылин А.Н., Титкова Т.Б. 2010. Климатообусловленная динамика лесостепной, степной и полупустынной растительности России и Казахстана. Изв. РАН. Сер. геогр. № 2. С. 40-48.

Елисеев A.B., Гусева М.С., Мохов И.И., Рубинштейн К.Г. 2004. Амплитудно-фазовые характеристики годового хода приповерхностной температуры: сравнение расчетов по моделям общей циркуляции атмосферы с данными реанализов. - Известия РАН. Физика атмосферы и океана, № 4, С. 435-449.

Елисеев A.B., Мохов И.И., Гусева М.С. 2006. Чувствительность амплитудно-фазовых характеристик годового хода приповерхностной температуры к изменению среднегодовой температуры: Сравнение данных реанализа и результатов расчетов с климатическими моделями. Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. Т.42. № 3, С. 326-340.

Лаппо С.С., Беляев К.П., Музыченко А.Г., Слеменов К.П. 1986. Статистический анализ многолетних рядов температуры воды на поверхности в северных частях Алантического и Тихого океанов. - В кн.: Гидрометеорологические закономерности формирования среднеширотных энергоактивных областей Мирового океана Ч. 2. - М.: Гидрометеоиздат, С. 10-22.

Максимов И.В. 1965. Солнечный полугодовой прилив в океане. Доклады академии наук СССР, Т. 161, № 2.

Монин A.C. 1982. Введение в теорию климата. Л. Гидрометеоиздат, 384с.

Монин A.C., Шишков Ю.А. 2000. Климат как проблема физики. Успехи физических наук. Т.170. № 4, С. 419-445.

Мохов И.И. 1985. Метод амплитудно-фазовых характеристик для анализа динамики климата. - Метеорология и гидрология, №5, С. 80-89.

Мохов И.И. 2011. Особенности формирования летней жары 2010г. На Европейской территории России в контексте общих изменений климата и его аномалий. Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. Т.47. № 6, С. 709-716.

Обухов A.M. 1947. Статистически однородные поля на сфере. Успехи математических наук, Т. 2, С. 196-198.

Прокопов О. И. 2009. Многолетняя изменчивость термических атмосферных условий в северо-восточной части Черного моря в границах фактических весенних и осенних сезонов. Метеорология и гидрология. № 10. С. 54-68.

Разоренова O.A., Зверяев И.И. 1996. Характеристики низкочастотной изменчивости средней тропосферы северного полушария в зимний период. Часть 1. Дисперсии, тренды, дальние связи, изаномалы поля геопотенциала АТ-500. Метеорология и гидрология, № 5, С. 83-96.

Разоренова O.A., Зверяев И.И. 1996. Характеристики низкочастотной изменчивости средней тропосферы северного полушария в зимний период. Часть 2. Индексы атмосферной циркуляции и аномальность поля геопотенциала АТ-500. Метеорология и гидрология, № 6, С. 73-82.

Романов Ю.А. 1970. О связи полугодовых колебаний давления и ветра с сезонным смещением барических полей. Метеорология и гидрология, № 10, С. 78-83.

Романов Ю.А. 1979. Некоторые выводы из гармонического анализа полей результирующего ветра и давления над Индийским океаном. - В кн.: Метеорологические исследования в тропических частях океанов. - М.: Наука, С. 109-138.

Романов Ю.А. 1994. Особенности атмосферной циркуляции в тропической зоне океанов. - Санкт-Петербург: Гидрометеоиздат, 288стр.

Фёдоров К.Н. 1959. О причинах полугодовых периодических флуктуаций в атмосферных и океанских процессах. Изв. Акад. Наук СССР. География, № 4, С. 52-64.

Хромов С.П., Петросянц М.А. 2001. Метеорология и климатология. -Москва: Издательство МГУ, 528стр.

Черенкова Е.А., Золотокрылин А.Н. 2010. Реакция границ зон увлажнения равнин России на изменения климата. Метеорология гидрология. № 12. С. 17-25.

Шулейкин, В.В., 1968. Физика моря, Наука, Москва, 1084стр.

Adler, R.F., and coauthors 2003. The Version-2 Global Precipitation Climatology Project (GPCP) monthly precipitation analysis (1979-present), J. Hydromet., 4, 1147-1167.

Ailikun B, Yasunari T. 2001. ENSO and Asian summer monsoon: persistence and transitivity in the seasonal march. Journal of the Meteorological Society of Japan 79: 145-159.

Allan RJ, Lindesay JA, Reason С J. 1995. Multidecadal variability in the climate system over the Indian Ocean region during the Austral summer. Journal of Climate 8: 1853-1873.

Allan, R.P., M. A. Ringer, J. A. Pamment, and A. Slingo 2004. Simulation of the Earth's radiation budget by the European Centre for Medium Range Weather Forecasts 40-year Reanalysis (ERA40) J. Geophys. Res., 109, D18107, doi: 10.1029/2004JD004816.

Allan RP, and Zveryaev II. 2011. Variability in the summer season hydrological cycle over the Atlantic-Europe region 1979-2007, Int. J. Climatol., 31: 337-348

Allan R., and T. Ansell 2006. A new globally complete monthly historical gridded mean sea level pressure dataset (HadSLP2): 1850-2004, J. Climate, 19, 5816-5842.

Barnston, A.G., and R.E. Livezey 1987. Classification, seasonality and persistence of low-frequency atmospheric circulation patterns, Mon. Weather Rev., 115, 10831126.

Barriopedro D, Fischer EM, Luterbacher J, Trigo RM, García-Herrera R 2011. The hot summer of 2010: Redrawing the temperature record map of Europe, Sciencexpress. 10.1126/science. 1201224

Basnett, T.A., and D.E. Parker 1997. Development of the global mean sea level pressure data set GMSLP2'. Climate Research Technical Note 79, Met Office, Bracknell, UK.

Bendat, J.S., and A.G. Piersol 1966. Measurement and Analysis of Random Data, 390 pp., John Wiley, Hoboken, N. J.

Beniston M. 2004. The 2003 heat wave in Europe: a shape of things to come? An analysis based on Swiss climatological data and model simulations. Geophys Res Lett 31: L02202, doi: 10.1029/2003GL018857

Bograd S. and co-authors 2002. On the changing seasonality over the North Pacific, Geophys. Res. Lett. 29, doi: 10.1029/2001GL013790.

Bony, S., J.-L. Dufresne, H. Le Treut, J.J. Morcrette, and C.A. Senior 2004. On dynamical and thermodynamical components of cloud changes, Clim. Dyn., 22, 7186.

Bretherton, C.S., Smith, C., and Wallace, J.M. 1992. An intercomparison of methods for finding coupled patterns in climate data. J. Climate 5, 541-560.

Bretherton, C.S., M.E. Peters, and L.E. Back 2004. Relationships between water vapor path and precipitation over the tropical oceans, J. Climate, 17, 1517-1528.

Briffa K.R., Osborn T.J. 2002. Blowing hot and cold. - Science, vol. 295, pp. 22272228.

Brown, R.D. 2000. Northern Hemisphere snow cover variability and change, 19151997, J. Clim., 13, 2339-2355.

Cassou, C., and L. Terray 2001. Oceanic forcing of the wintertime low-frequency atmospheric variability in the North Atlantic European sector: a study with the APREGE model, J. Clim., 14, 4266-4291.

Cayan, D.R. 1985. On the Relationship Between North Atlantic SST Anomalies and Climate Variability over North America, WMO/Tenth Climate Diagnostics Workshop, University of Maryland.

Chang CP, Krishnamurti TN. (eds) 1987. Monsoon Meteorology. Oxford University Press, Oxford, pp 544.

Chen, G., C. Qian, and C. Zhang 2012. New insights into annual and semiannual cycles of sea level pressure, Mon. Wea. Rev., 140, 1347-1355.

Christensen, J.H., and O.B. Christensen 2003. Severe summertime flooding in Europe, Nature, 421, 805-806.

Clark CO, Cole JE, Webster PJ. 2000. Indian Ocean SST and Indian summer rainfall: predictive relationships and their decadal variability. Journal of Climate 13: 2503-2519.

Colman, A., and M. Davey 1999. Prediction of summer temperature, rainfall and pressure in Europe from preceding winter North Atlantic ocean temperature, Int. J. Climatol., 19, 513-536.

Compo, G.P., Kiladis G.N., and Webster P.J. 1999. The horizontal and vertical structure of east Asian winter monsoon pressure surges, Q.J.R. Meteorol. Soc., 125, P.29-54.

Corte-Real, J., B. Qian, and H. Xu 1998. Regional climate change in Portugal: precipitation variability associated with large-scale atmospheric circulation, Int. J. Climatol., 18, 619-635.

Deser, C., Blackmon M.L. 1993. Surface Climate Variations over the North Atlantic Ocean during Winter: 1900-1989, Journal of Climate, 6, N 9, P.1743-1753.

Diaz H.F., M.P. Hoerling and J.K. Eischeid 2001. ENSO variability, teleconnections and climate change, Int. Journal of Climatology 21, 1845-1863.

Dole R, Hoerling M, Perlwitz J, and co-authors 2011. Was there a basis for anticipating the 2010 Russian heat wave? Geophys Res Lett 38: L06702, doi: 10.1029/2010GL0465 82

Douville, H., F. Chauvin, S. Planton, J.-F. Royer, D. Salas-Melia, and S. Tyteca 2002. Sensitivity of the hydro logical cycle to increasing amounts of greenhouse gases and aerosols, Clim. Dyn., 20, 45-68.

Drevillon, M., L. Terray, P. Rogel, and C. Cassou 2001. Mid latitude Atlantic SST influence on European climate variability in the NCEP reanalysis, Clim. Dyn., 18, doi: 10.1007/s003 820100178.

Diinkeloh A, Jacobeit J. 2003. Circulation dynamics of Mediterranean precipitation variability 1948-1998, Int. J. Climatol. 23: 1843-1866

Easterling, D.R. 2002. Recent changes in frost days and the frost-free season in the United States, Bull. Am. Meteorol. Soc., 83, 1327-1332.

Enfield, D. B., Mestas-Nunes A.M., & Trimble P.J. 2001. The Atlantic multidecadal oscillation and its relation to rainfall and river flows in the continental US. Geophys. Res. Lett., 28, 2077-2080.

Fein JS, Stephens PL. (eds) 1987. Monsoons. John Wiley & Sons, New York, pp 632.

Folland, C.K., and T.R. Karl 2001. Observed climate variability and change, Climate Change 2001: The Scientific Basis, J.T. Houghton et al., Eds., Cambridge University Press, 99-181.

Folland, C.K., J. Knight, H.W. Linderholm, D. Fereday, S. Ineson, and J.W. Hurrell 2009. The Summer North Atlantic Oscillation: Past, Present, and Future, J. Climate, 22, 1082-1103.

F0rland, E.J., and I. Hanssen-Bauer 2000. Increased precipitation in the Norwegian Arctic: True or false? Climate Change, 46, 485-509.

Frankignoul, C., Reynolds R.W. 1983. Testing a Dynamical Model for Mid-Latitude Sea Surface Temperature Anomalies, J. Phys. Oceanogr., 13, N7, P. 1131-1145.

Fukuoka A. 1951. A Study of 10-day Forecast (A Synthetic Report), Vol. XXII, The Geophysical Magazine, Tokyo, P. 177-218.

Gadgil S. 1996. Climate change and agriculture - An Indian perspective. In Climate Variability and Agriculture. Eds., Abool YR, Gadgil S, Pant GB, Narosa, New Delhi, India, 1-18.

Gershunov, A., and R. Roca 2004. Coupling of latent heat flux and the greenhouse effect by large-scale tropical/subtropical dynamics diagnosed in a set of observations and model simulations, Clim. Dyn., 22, 205-222.

Giese, B.S., Carton J.A. 1994. The Seasonal Cycle in a Coupled Ocean-Atmosphere Model, Journal of Climate, 7, N 8, P. 1208-1217.

Godin, G. 1972. The Analysis of Tides, Liverpool University Press, 264 p.

Graham, N.E. 1994. Decadal-scale climate variability in the tropical and North Pacific during the 1970's and 1980's: Observations and model results, Climate Dyn., 10, 135-162.

Groisman, P.Ya., R.W. Knight, and T.R. Karl 2001. Heavy precipitation and high streamflow in the contiguous United States: Trends in the twentieth century, Bull. Am. Meteorol. Soc., 82, 219-246.

Groisman, P.Ya. and coauthors 2005. Trends in intense precipitation in the climate record, J. Clim., 18, 1326-1350.

Gruza G., Rankova E., Razuvaev V., Bulygina O. 1999. Indicators of Climate Change for the Russian Federation, Climate Change., 42, P. 212-242.

Harzallah R, Sadourny R. 1997. Observed lead-lag relationships between Indian summer monsoon and some meteorological variables. Climate Dynamics 13: 635648.

Heino, R., and coauthors 1999. Progress in the study of climate extremes in northern and central Europe, Climatic Change, 42, 151-181.

Horel, J.D., 1982. On the Annual Cycle of the Tropical Pacific Atmosphere and Ocean, Mon. Wea. Rev., 110, P.1863-1878.

Huffman, G.J., and coauthors 1997. The Global Precipitation Climatology Project (GPCP) combined precipitation dataset, Bull. Amer. Meteorol. Soc., 78, 5-20.

Hurrell, J.W. 1995. Decadal trends in the North Atlantic oscillation: Regional temperature and precipitation, Science, 269, 676-679.

Hurrell, J.W., and C.K. Folland 2002. A change in the summer atmospheric circulation over the North Atlantic, CLIVAR Exch., 7(3-4), 52-54.

Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) 2007. Climate change 2007: The physical science basis, Cambridge University Press, Cambridge, UK.

Iselin, C. O'D., 1940, Preliminary report on long-period variations in the transport of the Gulf Stream system, Pap. in Phys. oseanogr. and meteorol., 7, N 1, P. 1-40.

Jones, P.D., and A. Moberg 2003. Hemispheric and land-scale surface air temperature variations: An extensive revision and an update to 2001, J. Clim., 16, 206-223.

Ju J, Slingo JM. 1995. The Asian summer monsoon and ENSO. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society 122: 1133-1168.

Kalnay, E., Kanamitsu, M., Kistler, R., Collins, W., Deaven, D., Gandin, L., Iredell, M., Saha, S., White, G., Wollen, J., Zhu, Y., Chelliah, M., Ebisuzaki, W., Higgins, W., Janowiak, J., Mo, K. C., Ropelewski, C., Wang, J., Leetma, A., Reynolds, R., Jenne, R. and D. Joseph 1996. The NCEP/NCAR 40-year reanalysis Project. Bull. Amer. Met. Soc., 77, No. 3, 437-471.

Karl, T.R., and coauthors 1991. Global warming: Evidence for asymmetric diurnal temperature change, Geophys. Res. Lett., 18, 2253-2256.

Kim, K.Y., North G.R., 1993. EOF Analysis of Surface Temperature Field in a Stochastic Climate Model, Journal of Climate, 6, N 9, P. 1681-1690.

Kistler R, Collins W, Saha S et al. 2001. The NCEP/NCAR 50-year reanalysis: monthly means CD-ROM and documentation. Bull. Amer. Met. Soc. 82, No. 2: 247-268

Klein, S.A. 1997. Synoptic variability of low-cloud properties and meteorological parameters in the subtropical trade wind boundary layer, J. Climate, 10, 2018-2036.

Koster, R.D., and M.J. Suarez 1995. Relative contributions of land and ocean processes to precipitation variability, J. Geophys. Res., 100, D7, 13775-13790.

Kripalani RH, Kulkarni A. 1997. Rainfall variability over south-east Asia -Connections with Indian monsoon and ENSO extremes: New perspectives. International Journal of Climatology 17: 1155-1168.

Krishnamurthy V, Shukla J. 2000. Intraseasonal and interannual variability of rainfall over India. Journal of Climate 13: 4366-4377.

Kutzbach JE, Bryson RA. 1974. Variance spectrum of Holocene climatic fluctuations in the North Atlantic sector. J. Atm. Sci. 31: 1958-1963.

Lau K-M. 1998. A climate system approach to studies of the Asian summer monsoon. Extended Abstracts, Int. Conf. on Monsoon and Hydrologic Cycle, Kyongju, Korea. Korean Meteorological Society, 15.

Lau K-M, Bua W. 1998. Mechanism of monsoon-Southern Oscillation coupling: Insights from GCM experiments. Climate Dynamics 14: 759-779.

Lau, K.-M., Weng, H., 1999, Interannual, decadal-interdecadal, and global warming signals in sea surface temperature during 1955-97, Journal of Climate, 12, P.1257-1267.

Lau K-M, Kim K-M, Yang S. 2000. Dynamical and boundary forcing characteristics of regional components of the Asian summer monsoon. Journal of Climate 13: 24612482.

Lau, N.-C., Nath M.J. 1994. A Modeling Study of Tropical and Extratropical SST Anomalies in the Variability of the Global Atmosphere-Ocean System, Journal of Climate, 7, N 8, P. 1184-1207.

Levitus, S., 1987. A comparison of the annual cycle of two sea surface temperature climatologies of the World Ocean, J. Phys. Oceanogr., 17, N 2, P.197-214.

1 QQ

1 y y

Lopez-Moreno, J. I., S.M. Vicente-Serrano, 2008. Positive and Negative Phases of the Wintertime North Atlantic Oscillation and Drought Occurrence over Europe: A Multitemporal-Scale Approach. J. Climate, 21, 1220-1243.

Lorenz, E.N. 1956. Empirical Orthogonal Functions and Statistical Weather Prediction, Technical Report, Statistical Forecast Project Report 1, Dep. of Meteorol., MIT: 49.

Luo, Z., and W. B. Rossow 2004. Characterizing tropical cirrus life cycle, evolution, and interaction with upper tropospheric water vapor using lagrangian trajectory analysis of satellite observations, J, Climate, 17, 4541-4563.

Mariotti A, Struglia MV, Zeng N et al. 2002. The hydrological cycle in the Mediterranean region and implications for the water budget of the Mediterranean Sea. J. Climate 15: 1674-1690

Mariotti A, Zeng N, Yoon J-H, et al. 2008. Mediterranean water cycle changes: transition to drier 21st century conditions in observations and CMIP3 simulations. Environ. Res. Lett. 3: doi: 10.1088/1748-9326/3/4/044001

Mariotti A. 2010. Recent changes in the Mediterranean water cycle: A pathway toward long-term regional hydroclimatic change? J. Climate 23: 1513-1525

Masusawa, J. 1954. On the Kuroshio south off Shiono-Misaki of Japan, Ocean. Mag., 6, N 1, P.25-33.

Merle, J. 1983. Seasonal Variability of Subsurface Thermal Structure in the Tropical Atlantic Ocean, Hydrodynamics of the Equatorial Ocean, Elsevier, P.31-49.

Merle, J., Fieux M., Hisard P. 1980. Annual Signal and Interannual Anomalies of Sea Surface Temperature in the Eastern Equatorial Atlantic Ocean, Deep-Sea Res., 26, Suppl.2, P.77-102.

Mitchell, T.D. 1976. An overview of climatic variability and its causal mechanisms, Quaternary Res., 6, 481-493.

Mitchell, T.D., and P.D. Jones 2005. An improved method of constructing a database of monthly climate observations and associated high-resolution grids, Int. J. Climatol., 25, 693-712.

Mizuno, K., White W.B. 1983. Annual and Interannual Variability in the Kuroshio Current System, J. Phys. Oceanogr., 13, N 10, P. 1847-1867.

Nakamura, H., Lin, G., and Yamagata, T. 1997. Decadal climate variability in the North Pacific during the recent decades, Bull. Amer. Meteor. Soc., 78, 2215-2225.

New, M.G., M. Hulme, and P.D. Jones 1999. Representing twentieth-century spacetime climate variability. Part I: Development of a 1961-90 mean monthly terrestrial climatology, J. Clim., 12, 829-856.

New, M.G., M. Hulme, and P.D. Jones 2000. Representing twentieth-century spacetime climate variability. Part II: Development of a 1901-96 monthly grids of terrestrial surface climate, J. Clim., 13, 2217-2238.

Nicholls N. 1983. Predicting Indian monsoon rainfall from sea surface temperature in the Indonesia-north Australia area. Nature 306: 576-577.

Nitta, T., and Yamada, S. 1989. Recent warming of tropical sea surface temperature and its relationship to the Northern Hemisphere circulation, J. Meteor. Soc. Japan, 67, 375-382.

Normand C. 1953. Monsoon seasonal forecasting. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society 79: 463-473.

North, G.R., T.L. Bell, and R.F. Calahan 1982. Sampling errors in the estimation of empirical orthogonal functions, Mon. Wea. Rev., 110, 699-706.

Oort, A.H., Rasmussen E.M. 1971. Atmospheric circulation statistics, NOAA Prof. Pap., N 5, Rockville. Md., 323 p.

Parker, D.E., P.D. Jones, C.K. Folland, and A. Bevan 1994. Interdecadal changes of surface temperature since the late nineteenth century, J. Geophys. Res., 99, D7, 14373-14399.

Parker DE, Folland CK, Jackson M. 1995. Marine surface temperature: Observed variations data requirements. Climatic Change 31: 559-600.

Parthasarathy B, Munot AA, Kothawale DR. 1988. Regression model for estimation of Indian food grain production from Indian summer rainfall. Agricultural and Forecasting Meteorology 42: 167-182.

Parthasarathy B, Kumar KR, Kothawale DR. 1992. Indian summer monsoon rainfall indices: 1871-1990. Meteorological Magazine 121: 174-186.

Parthasarathy B, Munot AA, Kothawale DR. 1994. All-India monthly and seasonal rainfall series: 1871-1993. Theoretical and Applied Climatology 49: 217-224.

Pauling A., J. Luterbacher, C. Casty, H. Wanner 2006. Five hundred years of gridded high-resolution precipitation reconstructions over Europe and the connection to large-scale circulation, Climate Dyn., 26, 387-405.

Petrie, B., Loder J.W., Akenhead S., Lazier J. 1991. Temperature and Salinity Variability on the Eastern Newfoundland Shelf: The Annual Harmonic, Atmosphere-Ocean, 29, N 1, P. 14-36.

Petoukhov V, Semenov VA. 2010. A link between reduced Barents-Kara sea ice and cold winter extremes over northern continents. J Geophys Res 115, D21111,

Picon, L., R. Roca, S. Serra, J.L. Monge, and M. Besbois 2003. A new METEOSAT "water vapor" archive for climate studies, J. Geophys. Res., 108, 4301, doi: 10.1029/2002JD002640.

Portis, D.H., J.E. Walsh, M. El Hamly, and P.J. Lamb 2001. Seasonality of the North Atlantic Oscillation, J. Clim., 14, 2069-2078.

Qian, B., H. Xu, and J. Corte-Real 2000. Spatial-temporal structures of quasi-periodic oscillations in precipitation over Europe, Int. J. Climatol., 20, 1583-1598.

Qian C., C. Fu and Z. Fu 2011. Changes in the amplitude of the temperature annual cycle in China and their implication for climate change research, J. Climate 24, 5292-5302.

Quadrelli R, Pavan V, Molteni F. 2001. Wintertime variability of Mediterranean precipitation and its link with large-scale circulation anomalies, Clim. Dyn. 17: 457466

Rao KG, Goswami BN. 1988. Interannual variations of sea surface temperature over the Arabian Sea and the Indian monsoon: a new perspective. Monthly Weather Review 116: 558-568.

Raval, A., and V. Ramanathan 1989. Observational determination of the greenhouse effect, Nature, 342, 758-761.

Rayner NA, Folland CK, Parker DE, Horton EB. 1995. A new global sea-ice and sea surface temperature (GISST) data set for 1903-1994 for forcing climate models. Internal Note 69, Hadley Centre, U.K. Meteorological Office, pp 14 [Available from Meteorological Office, London Road, Bracknell RG12 254, United Kingdom.]

Rayner, N., P. Brohan, D. Parker, et al. 2006. Improved analyses of changes and uncertainties in sea surface temperature measured in situ since the mid-nineteenth century: The HadSST2 data set, J. Clim., 19, 446-469.

Rodwell, M.J., D.P. Rowell, and C.K. Folland 1999. Oceanic forcing of the wintertime North Atlantic Oscillation and European climate, Nature, 398, 320-323.

Rodwell, M.J., and C.K. Folland 2002. Atlantic air-sea interaction and seasonal predictability, Q. J. R. Meteorol. Soc., 128, 1413-1443.

Ropelewski CF, Jones PD. 1987. An extension of the Tahiti-Darwin Southern Oscillation index. Monthly Weather Review 115: 2161-2165.

Sadhuram Y. 1997. Predicting monsoon rainfall and pressure indices from sea surface temperature. Current Science 72: 166-168.

Sanchez-Gomez E, Somot S, Mariotti A. 2009. Future changes in the Mediterranean water budget projected by an ensemble of regional climate models. Geophys. Res. Lett. 36: L21401, doi:10.1029/2009GL040120

Schär C, Lüthi D, Beyerle U. 2004. The role of increasing temperature variability in European summer heatwaves. Nature 427: 332-336

Schwerdfeger, W., Prohaska F., 1956. The semi-annual pressure variation, its causes and effects, J. Meteorol., 13, P.217-218.

Semenov, V.A., M. Latif, D. Dommenget et al. 2010. The impact of North Atlantic-Arctic multidecadal variability on Northern hemisphere surface air temperature, J. Clim., 23, pp. 5668-5677.

Shabalova, M.V., and S.L. Weber 1998. Seasonality of low-frequency variability in early-instrumental European temperatures, Geophys. Res. Lett., 25, 3859-3862.

Shukla J. 1987. Interannual variability of monsoons, in Monsoons, J.S. Fein and P.L. Stephens, Eds., John Wiley and Sons, 399-464.

Shukla J, Mooley DA. 1987. Empirical prediction of the summer monsoon rainfall over India. Monthly Weather Review 115: 695-703.

Slonosky, V.C., P.D. Jones, and T.D. Davies 2001. Atmospheric circulation and surface temperature in Europe the 18th century to 1995, Int. J. Climatol., 21, 63-75.

Soden, B.J. 2004. The impact of tropical convection and cirrus on upper tropospheric humidity: a lagrangian analysis of satellite measurements, Geophys. Res. Lett., 31, L20104, doi: 10.1029/2004GL020980.

Sohn, B.-J., and J. Schmetz 2004. Water vapor-induced OLR variations associated with high cloud changes over the tropics: a study from Meteosat-5 observations, J. Climate, 17, 1987-1996.

Sohn, B.-J., E. A. Smith, F. R. Robertson, and S.-C. Park 2004. Derived over-ocean water vapour transports from satellite-retrieved E-P datasets, J. Climate, 17, 13521365.

Spencer, H. 2004. Role of the atmosphere in seasonal phase locking of El Niño, Geophys. Res. Lett., 31, L24104, doi:10.1029/2004GL021619.

Stine A.R., P. Huybers and I.Y. Fung 2009. Changes in the phase of the annual cycle of surface temperature, Nature 457, 435-441.

Sutton, R.T., & Hodson D. 2005. Climate Atlantic Ocean Forcing of North American and European Summer. Science, 309, 115-118.

Tanimoto, Y., Iwasaka, N., Hanawa, K., and Toba, Y. 1993. Characteristic variations of sea surface temperature with multiple time scales in the North Pacific, J. Climate, 6, 1153-1160.

Tebaldi C, Hayhoe K, Arblaster JM, Meehl GA. 2006. Going to the extremes. Clim. Change 79: 185-211.

Torrence C, Webster PJ. 1998. The annual cycle of persistence in the El Nino/Southern Oscillation. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society 124: 1985-2004.

Torrence C, Webster PJ. 1999. Interdecadal changes in the ENSO-monsoon system. Journal of Climate 12: 2679-2690.

Trenberth KE. 1984. Signal versus noise in the Southern Oscillation. Monthly Weather Review 112: 326-332.

Trenberth KE. 1997. The definition of El Nino. Bulletin of the American Meteorological Society 78: 2771-2777.

Trenberth, K.E., and C.J. Guillemot 1998. Evaluation of the atmospheric moisture and hydrological cycle in the NCEP/NCAR reanlayses, Climate Dyn., 14, 213-231.

Trenberth, K.E., and Hurrel, J.W. 1994. Decadal atmosphere-ocean variations in the Pacific, Climate Dyn., 9, 303-319.

Trenberth, K.E. 1999. Atmospheric moisture recycling: Role of advection and local evaporation, J. Climate, 12, 1368-1381, 1999.

Trenberth, K.E., A. Dai, R.M. Rasmussen, and D.B. Parsons 2003. The changing character of precipitation, Bull. Am. Meteorol. Soc., 84, 1205-1217.

Trenberth, K.E., J. Fasullo, and L. Smith 2005. Trends and variability in column-integrated atmospheric water vapour, Climate Dyn., 24, 741-758.

Trigo R, Xoplaki E, Zorita E, et al. 2006. Relations between variability in the Mediterranean region and mid-latitude variability, in: Mediterranean climate variability, edited by Lionello P, Malanotte-Rizzoli P, Boscolo R. Elsevier. 179-226

Troup AJ. 1965. The Southern Oscillation. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society 91: 490-506.

Uppala SM, Kallberg PW, Simmons AJ and coauthors 2005. The ERA-40 Re-analysis, Q. J. R. Meteorol. Soc. 131: 2961-3012

von Storch, H., E. Zorita, and U. Cubasch 1993. Downscaling of global climate change estimates to regional scales: An application to Iberian rainfall in wintertime, J. Clim., 6, 1161-1171.

von Storch, H., and A. Navarra 1995. Analysis of Climate Variability, 334 pp., Springer-Verlag, New-York.

Wang, B., 1994. On the annual cycle in the tropical eastern central Pacific, Journal of Climate, 7, P. 1926-1941.

Wang B, Fan Z. 1999. Choice of South Asian summer monsoon indices. Bulletin of the American Meteorological Society 80: 629-638.

Wang B. (Ed.) 2006. The Asian Monsoon, Springer/Praxis Publishing Co., New York, pp787.

Webster PJ, Yang S. 1992. Monsoon and ENSO: Selectively interactive systems. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society 118: 877-926.

Webster PJ, Magana VO, Palmer TN, Shukla J, Tomas RA, Yanai M, Yasunari T. 1998. Monsoons: processes, predictability, and the prospects for prediction. Journal of Geophysical Research 103: 14451-14510.

Wentz, F.J. 1997. A well-calibrated ocean algorithm for SSM/I, J. Geophys. Res., 102, 8703-8718.

Wentz, F.J., and E.A. Francis 1992. 'Nimbus-7 SMMR ocean products 1979-1984'. Remote Sensing Systems Technical Report No. 033192, Available from Remote Sensing Systems, 1011 College Ave., Santa Rosa, CA, 95404, USA.

Wibig, J. 1999. Precipitation in Europe in relation to circulation patterns at the 500 hPa level, Int. J. Climatol., 19, 253-269.

Wilks, D.S. 1995. Statistical Methods in the Atmospheric Sciences, 467 pp., Academic, San Diego, Calif.

White, G.H., Wallace J.M. 1978. The global distribution of the annual and semiannual cycles in surface temperature, Mon. Wea. Rev., 106. P.901-906.

Woodruff, S.D., Slutz R.J., Jenne R.L., Steurer P.M. 1987. A Comprehensive Ocean - Atmosphere Data Set, Bulletin American Meteor. Soc., 68, P. 1239-1250.

Woodruff, S. D., et al. 2011. ICOADS Release 2.5: extensions and enhancements to the surface marine meteorological archive. Int. J. Climatol., 31, 951-967, doi: 10.1002/joc.2103.

World Ocean Atlas, 1994. NOAA, 827pp.

Wright P. 1979. Persistence of rainfall anomalies in the central Pacific. Nature 211: 371-374.

Wright P. 1985. The Southern Oscillation: An ocean-atmosphere feedback system? Bulletin of the American Meteorological Society 66: 398-412.

Wyrtki, K. 1965. The Annual and Semiannual Variation of Sea Surface Temperature in the North Pacific Ocean, Limnology and Oceanography, 10, N 3, P.307-313.

Xie, P., and P. Arkin 1996. Analyses of global monthly precipitation using gauge observations, satellite estimates, and numerical model predictions, J. Clim., 9, 840858.

Xie, P., and P. Arkin 1997. Global precipitation: A 17-year monthly analysis based on gauge observations, satellite estimates, and numerical model outputs, Bull. Am. Meteorol. Soc., 78, 2539-2558.

Yang S, Lau K-M. 1998. Influences of sea surface temperature and ground wetness on the Asian summer monsoon. Journal of Climate 11: 3230-3246.

Yashayaev I.M., Zveryaev I.I. 2001. Climate of the Seasonal Cycle in the North Pacific and North Atlantic Oceans. - Int. J. Climatol., vol. 21, pp. 401-417.

Yin, X., A. Gruber, and P. Arkin 2004. Comparison of the GPCP and CMAP merged gauge-satellite monthly precipitation products for the period 1979-2001, J. Hydromet., 5, 1207-1222.

Yu L. 2007. Global variations in oceanic evaporation (1958-2005): the role of the changing wind speed. J. Climate 20: 5376-5390

Yu L, Weller RA. 2007. Objectively analyzed air-sea heat fluxes for the global icefree oceans (1981-2005). Bull. Amer. Meteorol. Soc. 88: 527-539

Zolina, O., C. Simmer, A. Kapala, and S. Gulev 2005. On the robustness of the estimates of centennial-scale variability in heavy precipitation from station data over Europe, Geophys. Res. Lett., 32, L14707, doi: 10.1029/2005GL023231.

Zorita, E., V. Kharin, and H. von Storch 1992. The atmospheric circulation and sea surface temperature in the North Atlantic area in winter: Their interaction and relevance for Iberian precipitation, J. Clim., 5, 1097-1108.

Zveryaev, I.I. 1999. Decadal and longer changes of the winter sea level pressure fields and related synoptic activity over the North Atlantic, Int. J. Climatol., 19, 1177-1185.

Zveryaev I.I. and K.M. Selemenov 2000. Decadal scale changes in the annual cycle of the North Pacific sea surface temperature, Int. Journal of Climatology 20, 16391651.

Zveryaev, I.I. 2002. Interdecadal changes in the zonal wind and the intensity of intraseasonal oscillations during boreal summer Asian monsoon. Tellus, 54, 288298.

Zveryaev, I. I., and P. Chu 2003. Recent climate changes in precipitable water in the global tropics as revealed in National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research reanalysis, J. Geophys. Res., 108(D10), 4311, doi: 10.1029/2002JD002476.

Zveryaev, I.I. 2004. Seasonality in precipitation variability over Europe, J. Geophys. Res., 109, D05103, doi:10.1029/2003JD003668.

Zveryaev, I.I. 2004. Contrasting winter and summer precipitation variability over Europe. GEWEX News, 14, No. 2, 6-7.

Zveryaev, 1.1., M.P. Aleksandrova, 2004. Differences in rainfall variability in the South and Southeast Asian summer monsoons. Int. J. Climatol., 24, 1091-1107.

Zveryaev, 1.1., and R.P. Allan, 2005. Water vapor variability in the tropics and its links to dynamics and precipitation. J. Geophys. Res.-Atmos., 110, D21112, doi: 10.1029/2005 JD006033.

Zveryaev, 1.1., 2006. Seasonally varying modes in long-term variability of European precipitation during the twentieth century. J. Geophys. Res.-Atmos., Ill, D21116,

doi: 10.1029/2005JD006821.

Zveryaev, 1.1., Wibig, J., and R.P. Allan, 2007. Contrasting interannual variability of atmospheric moisture over Europe during cold and warm seasons. Tellus, 60, 32-41.

Zveryaev, I.I. 2009. Interdecadal changes in the links between European precipitation and atmospheric circulation during boreal spring and fall. Tellus, 61 A, 50-56.

Zveryaev, I.I. 2009. Interannual and intraseasonal variability in the boreal summer Asian monsoon before and after climate regime shift of mid 1970's as revealed in the NCEP/NCAR reanalysis. In: Ocean circulation and El Nino: New research (Eds. J.A. Long, D.S. Wells), Nova Science Publishers, Hauppauge, NY, 253-264.

Zveryaev, 1.1., Gulev, S.K. 2009. Seasonality in secular changes and interannual variability of European air temperature during the twentieth century. J. Geophys. Res.-Atmos., 114, D02110, doi: 10.1029/2008JD010624.

Zveryaev, I.I., Rudeva I. A. 2010. Intraseasonal non-stationarity of the leading modes of atmospheric moisture over Europe during summer. Clim. Dyn., doi: 10.1007/s003 82-009-0701 -x.

Zveryaev II, Allan RP. 2010. Summertime precipitation variability over Europe and its links to atmospheric dynamics and evaporation. J. Geophys. Res. 115, D12102, doi: 10.1029/2008JD011213.

Zveryaev, I.I., Hannachi A.A. 2012. Interannual variability of Mediterranean evaporation and its relation to regional climate. Clim. Dyn., doi: 10.1007/s00382-011-1218-7.