Жизненный цикл атмосферных внетропических циклонов Северного полушария и его связь с процессами взаимодействия океана и атмосферы тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.28, кандидат физико-математических наук Рудева, Ирина Александровна

• Рудева, Ирина Александровна
• кандидат физико-математических наук
• 2008

Оглавление диссертации кандидат физико-математических наук Рудева, Ирина Александровна

Введение

Глава 1. Данные, используемые в работе

1.1. Реанализ МСЕР/ЫСАЯ

1.2. Реанализ ЕСМЛ\Ф

Глава 2. Методы количественного описания жизненного цикла 38 атмосферных синоптических образований

2.1. Методология идентификации циклонов

2.2. Численная схема идентификации циклонов ЛВОАМКИ и ее развитие в 42 данной работе

2.3. Адаптация численной схемы идентификации циклонов к использованию 51 альтернативных динамических характеристик атмосферы

2.4. Методология количественного оценивания основных характеристик 56 жизненного цикла атмосферных циклонов

2.5. Методология оценивания геометрических характеристик атмосферных синоптических образований

Глава 3. Характеристики жизненного цикла атмосферных 67 внетропических циклонов в зависимости от разрешения данных

3.1. Анализ изменения интенсивности циклогенеза и характеристик 69 жизненного цикла в зависимости от спектральной фильтрации гармоник

3.2. Анализ изменения интенсивности циклогенеза и характеристик 75 жизненного цикла в моделях разного разрешения

Глава 4. Климатология характеристик жизненного цикла 86 атмосферных внетропических циклонов

4.1. Климатология геометрических характеристик циклонов над Северным 86 полушарием

4.1.1. Размеры циклонических образований

4.1.2.Форма циклонических образований

4.1.3. Сравнение характеристик циклонов с альтернативными оценками, 97 основанными на анализе потенциальной завихренности

4.2. Изменения характеристик атмосферных циклонов в течение жизненного 105 цикла

4.2.1. Изменение размеров и формы циклонов в период их жизненного цикла

4.2.2. Параметризция изменения геометрических размеров циклонов

4.3. Интегральные характеристики циклонов и связь между ними на основе 116 безразмерных соотношений

4.3.1. Двумерные диаграммы

4.3.1. Двумерные диаграммы

Глава 5. Изменчивость характеристик жизненного цикла 129 атмосферных внетропических циклонов

5.1. Межгодовая изменчивость характеристик циклонов

5.2. Связь основных характеристик циклонов с основными модами 142 атмосферной циркуляции

5.3. Соотношение размер-количество для циклонов Северного полушария

Глава 6. Процессы взаимодействия океана и атмосферы и 165 жизненный цикл атмосферных циклонов

6.1. Построение композиционных картин атмосферных циклонов в период ^^ их развитие над океаном

6.3. Изменение термодинамических характеристик циклонов в период их развития над океаном

6.2. Композиционные картины основных термодинамических характеристик jg^ циклонов

6.4. Интегральные характеристики взаимодействия океана и атмосферы ^q

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Жизненный цикл атмосферных внетропических циклонов Северного полушария и его связь с процессами взаимодействия океана и атмосферы»

Внетропические широты атмосферы характеризуются интенсивными синоптическими процессами, в значительной степени определяющими климатическую динамику атмосферной циркуляции. Климатическая изменчивость атмосферы в течение многих лет исследовалась на основе анализа среднемесячных и среднесезонных полей атмосферных характеристик, таких как приземное давление и геопотенциальные высоты основных изобарических поверхностей. В рамках этого подхода были обнаружены основные моды изменчивости атмосферы в средних широтах, что позволило статистически увязать изменчивость среднеклиматических циркуляционных полей с океанскими климатическими сигналами. Первая такая схема была представлена в классической работе Bjerknes (1964), который первым предположил, что основными механизмом влияния Атлантики на климат Европы является интенсификация западного переноса в Атлантико-Европейском секторе под воздействием положительных аномалий температуры поверхности океана (ТПО) в средних широтах, связанных с интенсификацией Гольфстрима. Дальнейшей детализации схемы Бьеркнеса были посвящены работы Корта (1976), Дуванина (1977), Berhinger et al. (1979), Угрюмова (1981), Гулева и Лаппо (1986), Kushnir and Wallace (1989), Wallace et al. (1989), Лаппо и др. (1990). В начале 1990-х гг. Deser and Blackmon (1993) и Kushnir (1994) существенно обогатили схему Бъеркнеса, впервые обратив внимание на возможность разного проявления связей между Атлантическими аномалиями ТПО и интенсивностью циркуляции в средних широтах на различных временных масштабах. Однако такой подход не позволяет понять корни большинства физических процессов в средних широтах, так как механизмы климатической изменчивости внетропических широт изначально формируются не средними полями. Одним из основных свойств атмосферной циркуляции является высокая изменчивость во времени и пространстве. Среднее показывает только наиболее общие закономерности, с его помощью трудно определить реальные механизмы процессов. Примерами средних движений могут служить пассаты и западный перенос. Но если пассаты действительно играют ведущую роль в формировании климата тропических широт, то такого нельзя сказать о процессах во внетропических широтах. С точки зрения анализа механизмов формирования изменчивости в средних широтах наибольший интерес представляют волны синоптического масштаба и связанные с ними синоптические вихри (синоптический масштаб в атмосфере соответствует системам движения, имеющим горизонтальный масштаб порядка 103 км и характерное время существования несколько суток). Они формируют изменчивость, по интенсивности намного превосходящую изменчивость среднемесячных и среднесезонных полей. Приведенный на рис.1 спектр колебаний приземной температуры, полученной Митчеллом (Mitchell 1976), свидетельствует о наличии мощного энергетического максимума в диапазоне периодов 104—106 с, соответствующего синоптической изменчивости. Этот максимум является одним из наиболее энергонесущих на участке спектра от нескольких часов до нескольких лет (Лаппо 1979). Именно циклоны и антициклоны, появление и развитие которых обусловлено неустойчивостью зонального потока, формируют реальную погоду и вызывают смену типов атмосферной циркуляции. Атмосферные циклонические образования обеспечивают транспорт тепла и влаги с океанов на континенты и в значительной степени формируют погоду и климат на континентах. Кроме того, существуют доказательства связи флуктуаций температуры воды и воздуха с долгопериодными аномалиями ТПО и предсказуемостью температуры воздуха (Демченко 1987, 1989).

Оценка роли циклонов в глобальной циркуляции атмосферы сводится, по существу, к проблеме взаимодействия средних и вихревых движений. Эта проблема имеет два трудноотделимых друг от друга аспекта — влияние среднего потока на свойства и интенсивность вихрей и с другой стороны влияние вихрей на среднее движение (Newton and Holopainen 1990). leoä 1мес Нут 1ч I-1-1-1

10" 10

10ч Ю' 1 Число лет

10' 10

Рис. I. Схематический рисунок колебаний приземной температуры воздуха по Митчеллу (Mitchell 1976).

Возникновение циклонов представляет собой процесс перехода относительно устойчивого состояния зонального потока, представленного, например атмосферным фронтом, в состояние неустойчивости. При этом осуществляется переход доступной потенциальной энергии фронтальной системы, зависящей от распределения плотности воздуха по горизонтали и термодинамических характеристик, в кинетическую энергию возникающей вихревой циркуляции. Основным показателем возникновения циклонической циркуляции является завихренность. Относительная завихренность определяется по следующей формуле: dv du дх ду '

О) где и, V - компоненты скорости ветра. Относительная завихренность положительна при вращении против часовой стрелки и отрицательна - по часовой стрелке. В Северном полушарии завихренность в центре циклона положительна, а в Южном - отрицательна. Необходимым условием формирования локальной завихренности того или иного знака является неравномерность пространственного распределения давления, вызванная какими-либо возмущающими факторами. Такими факторами являются неравномерный нагрев воздушных масс от подстилающей поверхности и сдвиг ветра, связанный с влиянием орографии, которые формируют бароклинную неустойчивость. Наблюдения показывают, что поток, в котором наблюдается существенный сдвиг ветра, неустойчив по отношению к малым возмущениям, что проявляется в быстром росте возникающих возмущений. Роль этих возмущений заключается в преобразовании потенциальной энергии в кинетическую, тем самым, возвращая систему в устойчивое состояние. Большинство систем синоптического масштаба формируются в результате неустойчивости зонального потока, которая в значительной степени обусловлена наличием горизонтального температурного градиента, что приводит к возникновению термического ветра и, как следствие, к сдвигу ветра.

Сформировавшиеся циклоны распространяются в соответствии с условиями, определяемыми характеристиками среднего потока, существенно модифицируясь в течение своего жизненного цикла. Распространение циклонов происходит в средних широтах вдоль основных направлений, определяемых как так называемые «шторм-треки». В Северном полушарии их положение связано преимущественно с областями максимальной бароклинной неустойчивости среднего потока. В свою очередь перенос тепла, влаги и импульса циклонами вдоль основных шторм-треков усиливает средние движения в атмосфере. В частности, зимой циклонические вихри имеют тенденцию смещать ось струйного течения в меридиональном направлении к северу. С другой стороны, этот процесс может рассматриваться и как тенденция к отклонению к северу индивидуальных циклонических траекторий (Orlanski 1998). В определенном смысле — это проблема «курицы и яйца», или, другими словами, концептуального предпочтения воздействия средних движений на синоптические или синоптических на средние. В средних широтах циклоны усиливают баротропную составляющую среднего западного переноса и уменьшают его бароклинность (то есть сдвиг ветра и меридиональный градиент температуры) (Lau and Holopainen 1984). В работах, посвященных влиянию атмосферных вихрей на средние движения в атмосфере, поля давления и геопотенциала традиционно раскладываются на две составляющие: зональную и отклонения от зонального среднего, которые интерпретируются как вихревые компоненты. Такой подход, однако, позволяет причислять к «вихрям», с одной стороны, все «отклонения» от средней зональной величины (собственно циклоны), а с другой — как локальные изменения режимов циркуляции, так и процессы более мелкого масштаба, связанные, например, с фронтами, волнами, мезомасштабными неоднородностями.

Синоптический анализ циклонов, их траекторий и характеристик жизненного цикла имеет долгую историю исследования. Вплоть до 20-ых гг. XX века представления о механизме возникновения сводилось к термической теории, согласно которой циклоны возникают над теплыми участками земной поверхности, а антициклоны — над холодными, что регулируется изменениями высоты изобарических поверхностей и возникновением ускорения циркуляции (Хромов и Мамонтова 1974). В 20-х гг. появились работы Тура Бержерона и Бьеркнеса (J. Bjerknes and Н. Soldberg 1926), которые положили начало представлению о циклонах как о фронтальных образованиях, что было подтверждено последующим опытом синоптического анализа, показавшего, что подавляющее большинство циклонов являются фронтальными образованиями. Циклоны в своём развитии обнаруживают признаки волновых возмущений, а именно — динамически неустойчивых бароклинных волн на фронтальных поверхностях, с последующим превращением этих волн в вихри.

На рис. 2 показана пространственная модель развивающегося внетропического циклона, предложенная J. Bjerknes and Н. Soldberg (1926). Циклон представляет собой систему течений с замкнутой циркуляцией воздуха. На среднем рисунке приведена схема движения теплых и холодных воздушных масс у земной поверхности. В области зарождающегося циклона появляются два различных участка фронта - теплый и холодный. За исключением тех случаев, когда циклоны возникают в результате местного перегрева (так называемые термические циклоны), подавляющее большинство циклонов средних и высоких широт связано с тропосферными фронтами. Возникновение циклона объясняется возникновением волны на фронте, вследствие чего возникает дивергенция, которая приводит к падению давления у земной поверхности. В нижней части рисунка показан вертикальный разрез, проходящий через теплый и холодный фронты циклона к югу от центра циклона. На нижнем ярусе наблюдаются дождевые и слоисто дождевые облака (Ni, Ns) и связанные с ними осадки, средний ярус представлен высокослоистыми и высококучевыми облаками (As,

Ас), верхний - кучевыми облаками (О). В теплом секторе циклона наблюдаются восходящие движения воздуха вдоль теплого фронта, а за холодным фронтом наблюдаются нисходящие движения воздуха. Верхний рисунок (рис.1) представляет собой вертикальный разрез к северу от центра циклона. В восходящем потоке теплого воздуха формируются дождевые облака (№), с которыми связано выпадение осадков.

Рнс.2. Модель идеального циклона. (Bjerlnes and Soldberg, 1926)

На рис,3 показан жизненный цикл внетропического циклона, также предложенный J. Bjerknes and Н. Soldberg (1926). Развитие циклона начинается с возмущения на тропосферном фронте (рис. 3 а, б). Циклоническая циркуляция придает различным участкам фронта движение, направленное в разные стороны, и в области зарождающегося циклона появляются теплый и холодный участки фронта (рис. 3 в, г). Скорости движения теплого и холодного фронтов в циклоне не равны, со временем холодный фронт все более приближается к теплому, теплый сектор все более сужается, и, наконец, холодный и теплый фронты смыкаются в единый фронт сложной структуры (рис. 3 д). Этот процесс носит название окклюзии. Окклюдирование циклона доходит до того, что точка окклюзии смещается далеко на периферию циклона (рис. 3 е), где может находиться и остаток теплого сектора. Температурные градиенты у поверхности существенно ослабевают, и прекращается падение давление в центральной части циклона. Начинается заполнение циклона с последующей полной его ликвидацией (рис. 3 ж, з).

Рис.3. Эволюция внетропического циклона. (ВУеНпеБЗ апс! воШЬег^ 1926)

В современной синоптической метеорологии существует большое количество работ, описывающих жизненный цикл циклонов. Весь жизненный цикл циклона продолжается в среднем 4-7 дней, хотя существуют как короткоживущие (менее 2—3 дней), так и долгоживущие (более 7-8 дней) атмосферные образования. Будучи в начале своего развития термически ассиметричным образованием с тёплым воздухом в своей южной части и холодным воздухом — в северной, циклон заканчивает свой период развития холодным воздушным телом. Кроме того, некоторые циклоны проходят стадию регенерации, когда уже затухающий циклон возрождается из-за создания в области циклона температурного контраста благодаря вторжению холодного воздуха извне. В таких случаях продолжительность жизни циклонов существенно увеличивается. В наших широтах холодным воздухом, с которым связана регенерация циклона, чаще всего является арктический воздух, и падение давления начинается у арктического фронта. В таких случаях, по существу, происходит циклогенез на арктическом фронте с образованием на нем волны и перемещением центра барического минимума на развивающуюся новую волну (рис. 4). Давление здесь падает и создается эффект повторного углубления старого циклона. На арктическом фронте, еще до вхождения его в систему циклона, со стороны холодного воздуха возникает и расширяется зона осадков. Усиливаются осадки и в приближающемся к арктическому фронту циклоне, поскольку при возобновившемся падении давления, возобновляются также восходящие движения. Явление регенерации имеет значение также в поддержании длительно существующих малоподвижных циклонов. Так, вхождение новых циклонов с юга часто вызывает в среднеазиатских малоподвижных депрессиях повторное падение давления.

Рнс.4. Регенерация циклона, (Кричак 1956)

Описанные представления о жизненном цикле атмосферных циклонов получены на основе анализа отдельных синоптических ситуаций. Такой синоптический анализ крайне полезен для понимания механизмов, управляющих жизненным циклом конкретных образований. Однако он не позволяет строить климатические обобщения, дающие основу для исследования климатической изменчивости и для улучшения воспроизведения циклонической активности в моделях циркуляции. Синоптические движения в атмосфере очень разнообразны и анализ конкретных случаев не позволяет получить полного представления как о климатологии характеристик повторяемости циклонов, так и характеристик их жизненного цикла. Проведение комплексного климатологического анализа характеристик синоптической активности за длительные периоды времени долгое время было невозможно из-за отсутствия и недостаточного разрешения или временной продолжительности глобальных данных о состоянии атмосферы. Для построения современной климатологии характеристик синоптических процессов требуется глобальные поля метеорологических параметров весьма высокого разрешения. С одной стороны, пространственное разрешение данных в средних широтах должно быть несколько градусов, чтобы можно было разделить соседние циклоны, поскольку характерные расстояния между циклонами составляют 1—4 тыс. км. С другой - существуют ограничения и на временное разрешение данных. Поскольку характерные скорости движения циклонов составляют 30—40 км/ч, то за сутки циклоны в среднем проходят расстояние порядка 1000 км. Для эффективного отслеживания траекторий циклонов, нужно, чтобы расстояние, пройденное за один шаг по времени, было меньше расстояния между центрами соседних циклонов. Следовательно, временное разрешение данных должно быть не менее 12 ч. Исследования Zolina and Gulev (2002) показали, что при уменьшении разрешения данных с б ч до 24 ч точность идентификации циклонов уменьшается на 50 %.

В середине 1970-х годов после создания оперативных систем численного прогноза погоды второго поколения стали доступными оперативные анализы атмосферных параметров, по крайней мере, с суточным разрешением. Однако эти данные не обладали однородностью во времени на интервалах в несколько лет в силу постоянного развития атмосферных моделей, увеличения их разрешения и улучшения физических параметризаций, что приводило к естественному улучшению прогнозов, но делало трудно сопоставимыми синоптические поля за отдельные годы. Кроме того, постоянно улучшающиеся системы усвоения данных, ставшие неотъемлемой частью прогностических технологий, вносили дополнительные временные неоднородности в многолетние поля оперативных анализов за счет меняющихся во времени характеристик самих систем усвоения и объемов усваиваемой информации. Параллельно развивавшиеся архивы данных о приземном давлении с разрешением от 12 до 24 часов хоть и покрывали значительные по продолжительности периоды времени, но сильно зависили от различного количества станций над океанами и континентами и требовали верификации и сопоставления с альтернативными источниками данных. Примером таких данных может служить архив приземного давления Национального центра прогнозов природной среды (Trenbert and Paolino, 1980), в котором представлены данные об атмосферном давлении на уровне моря, начиная с 1899 года для разных периодов времени, взятые из разных источников. Данные архива представлены от 20° с.ш. до 90° с.ш. на сетке с пространственным разрешением 5°. Разрешение по времени для периода с 1899 по 1955 г. - 24 часа, для периода с 1955 по 1999 г. — 12 часов. При использовании этого массива для анализа циклонической активности возникает три основные проблемы, связанные, во-первых, с ошибочными значениями, во-вторых, с пропущенными значениями и, в-третьих, с неоднородностями данных внутри самого массива.

Появившиеся в начале 1990-х годов реанализы, наконец, предоставили исследователям долговременные динамически согласованные данные о глобальном состоянии атмосферы за период в несколько десятилетий. Реанализы представляют собой результат долговременного диагноза атмосферы с помощью фиксированных конфигурации моделей атмосферной циркуляции, и систем усвоения. Результатами реанализа являются динамически согласованные поля атмосферных характеристик с высоким разрешением, спродуцированные прогностическими моделями в режиме OFFLINE. С одной стороны эти данные позволили осуществлять мониторинг синоптических процессов в атмосфере за длительный промежуток времени. С другой -позволили оценивать достоверность представления синоптической изменчивости в данных, о которых шла речь выше. Реанализы легли в основу большого числа работа по синоптической климатологии (например, Blender et al. 1997; Sickmoller et al. 2000; Serreze et al. 1997; Geng and Sugi 2001; Trigo 2006; Bauer and Del Genio 2006, Sinclair 1997; Simmonds and Keay 2000a,b; Hoskins and Hodges 2002, 2005; Hodges et al. 2003). Тем не менее, даже реанализы, которые являются на сегодняшний день наилучшей базой для долговременного анализа климатической изменчивости за период последних десятилетий, характеризуются неоднородностью данных, связанной с количеством усваиваемой информации и проявляющейся в наличии внутренних трендов во многих характеристиках, доступных из реанализов (Bengtsson et al. 2004, White 2000, Kanamitsu et al. 2002). Наиболее значимые изменения в объемах усваиваемой информации произошли в 1979 г., когда начали усваиваться спутниковые данные. Очевидно, что эти изменения оказали влияние на величины, характеризующиеся высокой пространственной изменчивостью (например: количество осадков, скорость и направление ветра). Кроме того, несмотря на то, что сами по себе данные об атмосферном давлении не измеряются со спутников, усвоение характеристик ветра или профилей влажности существенно улучшает расчет локальных термодинамических характеристик и последующую оценку производных и векторов ветра, что не может не сказываться на полях давления и геопотенциальных высотах изобарических поверхностей в сравнении с полями, рассчитываемыми без усвоения этих данных.

С развитием базы данных о состоянии атмосферы развивались и методы их обработки. Интенсивность синоптической изменчивости атмосферы в течение долгого времени оценивалась с помощью полосовой фильтрации временных рядов приземного давления или геопотенциальных высот изобарических поверхностей с высоким разрешением (Blackmon et al. 1984, Trenberth 1991, Ayrault et al. 1995, Branstator 1995, Christoph et al. 1997, Rogers 1997, Gulev et al. 2000, Gulev et al. 2002). Этот метод позволяет достаточно эффективно оценить дисперсии в выбранном диапазоне масштабов и проследить их изменчивость в пространстве и во времени. Однако такой подход позволяет судить лишь об интенсивности синоптических процессов, но не дает возможности оценить характеристики конкретных циклонов. С другой стороны, этот метод обладает тем преимуществом, что при оптимальном подборе полосовых фильтров, является достаточно объективным и универсальным, не обнаруживая существенной зависимости результатов от технологии, как в пространстве, так и во времени (Christoph et al. 1997, Hoskins and Hodges 2002. 2005; Gulev et al. 2002). В рамках данного подхода были получены многие важные представления о синоптической динамике атмосферы, ее климатологии и изменчивости. В частности, были определены локализации основных шторм-треков и установлена их связь с ведущими модами циркуляции атмосферы в средних широтах. Этот метод активно использовался для диагностики антропогенных климатических изменений в моделях общей циркуляции (Schubert et al. 1998, Carnell and Senior 1998, Carnell et al. 1996, Ulbrich and Christoph 1999). Попытки применить метод полосовой фильтрации для анализа синоптических образований с различными пространственно-временными масштабами (Blackmon et al. 1984, Ayrault et al. 1995, Gulev et al. 2002) дают возможность обнаружить различия в поведении изменчивости в различных поддиапазонах, однако встает вопрос о четком соотнесении того или иного диапазона с конкретными типами циклонов. В частности, Ayrault et al. (1995), обнаруживший ультравысокочастотную изменчивость (0-1,5 суток), указывал, что она не обязательно связана с конкретными циклонами или фронтальными системами, а называл 3—5 мезомасштабных особенностей циркуляции, вносящих вклад во флуктуации параметров в этом диапазоне.

Более эффективным и физически обоснованным методом изучения синоптических процессов в атмосфере является непосредственная идентификация траекторий циклонических образований, или их трекинг (от английского слова «tracking»). Использование реанализов в качестве исходных данных позволяет построить современную климатологию таких траекторий и получить параметры их жизненного цикла за период времени несколько десятилетий. Этот метод открывает большие возможности для оценки численных моделей и позволяет изучать влияние изменений климата на циклоническую активность.

Несмотря на то, что трекинг является более физически обоснованным методом оценки циклонической активности и обладает большими возможностями, тем не менее, его использование связано с большими неопределенностями. Процедура идентификации циклонов крайне чувствительна как к пространственно временному разрешению данных и особенностям самих данных, так и к методам картирования результатов (Золина 2002). Существуют различные схемы трекинга, которые дают существенно различные результаты. Основные различия заключаются в методе идентификации центров образований и в использовании различных характеристик полей для идентификации циклонов. В одном случае процедура автоматического трекинга основа на определении циклона как точки локального минимума давления (Nielsen and Dole 1992, Blender et al. 1997, Sichmoeller et al. 2000, Gulev and Zolina 2001, Hoskins and Hodges 2002). Существует и другой подход к идентификации циклонов, когда их центры циклонических образований идентифицируются как локальные максимумы (в Северном полушарии) завихренности (Sinclair 1997, Murray and Simmonds 1991, Hoskins and Hodges 2002). Hoskins and Hodges (2002) указывали, что завихренность эффективно идентифицирует изменчивость в короткопериодном интервале синоптического диапазона, тогда как давление фокусируется на более длительном интервале. С одной стороны, поля завихренности не искажаются зональным потоком, поскольку относятся к более мелкому горизонтальному масштабу, и позволяют идентифицировать синоптические образования на более ранней стадии развития, чем поля давления, с другой - поля завихренности являются существенно более шумными, чем поля давления, и не каждая область положительной завихренности является циклоном, отражая широкий спектр локальных процессов субсиноптического диапазона. Таким образом, для построения климатологии циклонов, необходимо тщательно проанализировать чувствительность характеристик повторяемости циклонов и параметров их жизненного цикла к использованию различных методов идентификации циклонических образований.

В настоящее время с помощью процедуры автоматического трекинга по данным архивов реанализа NCEP/NCAR или ECMWF получены траектории циклонов за несколько десятилетий. Это позволило провести обширные исследования параметров циклонической активности: определить количество и интенсивность циклонов, характерное время жизни, скорость перемещения, выделить районы зарождения и заполнения (Roebber 1984, Serreze 1995, Sinclair 1997, Hoskins and Hodges 2002, Gulev and Zolina 2001, Zolina and Gulev 2002).

В то же время, вопросам неопределенности оценок интенсивности синоптической активности, получаемых по разным данным и различными методами уделено до сих пор недостаточно внимания. Хотя, на первый взгляд, очевидно, что разрешение используемых для идентификации циклонов полей может существенно влиять на оценки интенсивности циклонической активности, работа Blender and Schubert (2000) до последнего времени оставалась единственной, анализирующей роль разрешения в получаемых характеристиках циклонических траекторий. Кроме того, эта работа была выполнена для диапазона достаточно грубых разрешений (Т21, Т42, Т63, Т84) и в ней исследовалась исключительно роль спектральной фильтрации гармоник, которая является лишь симуляцией изменения разрешения и не позволяет анализировать эффект динамического компонента моделей при различном разрешении.

Еще меньше внимания в работах, посвященных анализу синоптической активности, уделяется изучению параметров самого жизненного цикла циклонов, детальный анализ которых позволил бы связать развитие циклона с динамическими процессами в атмосфере. Это особенно важно для оценки различных численных схем и параметризаций в моделях циркуляции атмосферы, а также для детального анализа климатической изменчивости циклонической активности. Возможность существенных модификаций интенсивности вихревой активности в атмосфере под влиянием глобальных крупномасштабных изменений климата была отмечена в пионерской работе Мохова и др. (1992) и позднее проанализирована Mok.liоV е1 а1. (1994). В экспериментах по воспроизведению динамики климата при увеличении количества углекислого газа в атмосфере количество циклонов в целом над Земным шаром существенно не меняется за период ХХ1-ХХП столетий, в то время как существенные изменения происходят именно в характеристиках жизненного цикла (продолжительность жизни, скорость распространения, скорость углубления и др.) (Вег^зоп е1 а1.2006, Ьоерйеп е! а1. 2007).

Для оценки роли циклонов в климатической системе и ее изменчивости необходимо не только идентифицировать синоптические образования и тем сам определить интенсивность циклонической активности в различных районах земного шара, но таюке важно количественно оценивать и более сложные параметры жизненного цикла. К более «тонким» с физической точки зрения параметрам в частности относятся характеристики размеров и форма циклонических образований. Их количественная оценка позволит строить достоверные композиционные картины основных термодинамических параметров циклона и определить их изменчивость в течение жизненного цикла атмосферного циклона. Если для оценки более простых параметров нам достаточно знания траекторий циклонов и характеристик давления в центре, то определение размеров циклонов связано с усложнением схемы идентификации, в первую очередь с анализом полей характеристик в каждый момент трекинга, что порождает ещё большие технологические трудности и неопределенности в интерпретации результатов. Одной из главных проблем является определение «границы» циклонического образования. Традиционно в синоптической метеорологии границей циклона является «последняя» замкнутая изобара, но при таком подходе размер циклона зависит от шага, выбранного для построения изобар на синоптической карте. При использовании автоматического подхода к определению размера циклона можно использовать меньшее расстояние между изобарами, что существенно увеличивает точность в определении искомой величины. В то же время, если идентификация циклонов осуществляется по полям завихренности, то циклон определяется как область положительной (в Северном полушарии) завихренности, а не как область пониженного давления, ограниченная замкнутой изобарой (Sinclair 1997, Murray and Simmonds 1991, Hoskins and Hodges 2002). Кроме того, существует и чисто методологическая трудность, связанная с количественным оцениванием линейных размеров на сфере в различных широтных областях.

Решение связанных с определением формы и размера циклонов методологических проблем позволяет анализировать композиционные картины циклонов, отражающие их энергетику в различные моменты времени жизни. Построение композиционных картин циклонов и количественное определение их термодинамических характеристик и энергетических балансов в различные моменты жизни позволяет определять роль собственной неустойчивости зональных движений атмосферы и процессов взаимодействия океан—атмосфера в формировании циклонической активности средних широт. В целом, даже при отсутствии океанов на вращающейся Земле, в силу неустойчивости зонального потока в нем формируются волны, способные сформировать вихри. Орография поверхности наряду с источниками нагревания может создавать дополнительные локальные условия для усиления или ослабления неустойчивости. В частности, за счет взаимодействия океана и атмосферы в средних широтах в атмосферу локально передается большое количество скрытого и явного тепла, которое существенно модифицирует характеристики пограничного слоя атмосферы и может усиливать бароклинность нижних слоев атмосферы, а также порождать сильные горизонтальные градиенты. Все это способствует существенной модификации развивающихся и зарождению новых циклонов в областях интенсивного взаимодействия океана и атмосферы. Наблюдения показывают, что зарождающиеся и развивающиеся над океаном циклоны характеризуются высокой интенсивностью и часто обнаруживают так называемое взрывное развитие (Sanders and Gauakum 1980, Roebber 1984, Rogers 1986).

Наибольшие потоки скрытого и явного тепла из океана в атмосферу наблюдаются в районах Гольфстрима и Куросио. Эти потоки характеризуются очень высокой синоптической и межгодовой изменчивостью. Тесная взаимосвязь между аномалиями потоков океан-атмосфера и аномалиями атмосферной циркуляции во внетропических широтах показана во многих экспериментальных и модельных исследованиях (Hoskins and Valdes 1990, Cayan 1992 a-c, Iwasaka and Wallace 1995, Zolina and Gulev 2003). Однако для понимания механизмов, вызывающих изменения атмосферной циркуляции в районах океанических течений, необходимо проанализировать потоки между океаном и атмосферой и характеристики атмосферных циклонов на синоптическом масштабе. Согласно многим исследованиям (Pettersen et al. 1962, Yau and Jean 1989, Gulev and Tonkacheev 1996, WGASF Group 2000, Giordani and Caniaux 2001) пространственно-временная изменчивость турбулентных потоков на границе с океаном составляет сотни и даже тысячи Вт/м2. Механизмы, ответственные за усиление циклонической активности в районах фронтальных зон в поле ТПО, заключаются в модификации пограничного слоя атмосферы. Одни исследования показывают, что фронтальные зоны, с которыми связан неравномерный нагрев атмосферы, усиливают проходящие над ними циклоны и способствуют формированию новых вихрей (например, Мак 1998, Giordani and Caniaux 2001), другие наоборот, свидетельствуют об уменьшении циклонической активности (Nuss and Anthes 1987).

Тем не менее, очевидно наличие связи между атмосферными циклонами и экстремальными значениями потоков океан-атмосфера.

Alexander and Scott (1997) первыми на синоптическом масштабе проанализировали связь турбулентных потоков с циклонами, используя модель глобальной циркуляции атмосферы. Они обнаружили, что синоптические аномалии турбулентных потоков в Атлантике и Тихом океане в средних широтах распространяются вслед за атмосферными циклонами. Западные части циклонов характеризуются положительными аномалиями потоков (т.е. направлены из океана в атмосферу), а восточные - отрицательными. Недавние исследования Gulev et al. (2002) показали, что градиент ТПО и градиент температуры между океаном и приземным слоем атмосферы в значительной степени формируют изменчивость циклонической активности на северо-западе Атлантики. В работе Zolina and Gulev (2003) был физически обоснован механизм этой связи и предложено его эффективное параметрическое описание. Все вышесказанное указывает на тесную связь между атмосферными циклонами и турбулентными потоками океан-атмосфера во внетропических широтах на синоптическом масштабе. Однако количественное оценивание роли атмосферных циклонов в формировании переноса тепла и влаги с океанов на континенты в средних широтах требует детального рассмотрения изменения характеристик атмосферных синоптических образований в течение их жизненного цикла, а также развития методологии, позволяющей достоверно оценивать основные энергетические балансы циклонов.

В связи с ролью циклонов в циркуляции атмосферы во внетропических широтах, следует отметить ещё одно обстоятельство. Наблюдения показывают, что среднее количество влаги, испаряющее с поверхности океана, много больше того, что океан получает обратно из атмосферы. Перенос этой влаги с океана на континенты во внетропических широтах осуществляется главным образом за счет вихрей. Муссонная циркуляция, которая сама по себе определяется циклоническими системами и их предпочтительным движением с океана на континент в теплое время года, формирует режимы увлажнения лишь в прибрежной зоне на востоке Евразии. Особое значение циклоны приобретают в Северном полушарии, где площади, занимаемые материками, огромны и глубина проникновения циклонов на континенты, равно как и пути их движения, обуславливают континентальность климата на материках.

Актуальность данного исследования заключается в получении достоверных оценок количественных характеристик жизненного цикла атмосферных циклонов, для достоверной оценки их роли в циркуляции атмосферы в Северном полушарии. В этом смысле данная работа направлена не только на оценку количества циклонов и их интенсивности за длительный промежуток времени, но и на получение количественной информации о размерах циклонов, оценке их вклада в транспорт тепла и влаги и роли процессов взаимодействия океаны и атмосферы в формировании и развитии циклонов. Использование современных баз данных и физически обоснованной методики их обработки позволяет получать точные и достоверные результаты.

Главная цель работы — получение достоверных количественных характеристик жизненного цикла атмосферных внетропических циклонов на основе современных данных и физически обоснованных технологий их обработки для оценки роли внетропических циклонов в динамике климата и влияния процессов взаимодействия океана и атмосферы на характеристики жизненного цикла циклонов. Для достижения этой цели решались следующие задачи:

• Посторенние физически обоснованной методологии анализа жизненного цикла атмосферных синоптических образований;

• Исследование изменений характеристик жизненного цикла среднеширотных циклонов;

• Получение количественных оценок энергетических балансов циклонов в период их развития над океаном и оценка роли циклонов в процессах взаимодействия океана и атмосферы.

Предметом защиты является новое решение актуальной научной проблемы - количественная оценка характеристик жизненного цикла циклонов Северного полушария, их климатической изменчивости и связи с процессами взаимодействия океана и атмосферы. Основные положения, выносимые на защиту, содержат результаты, полученные автором впервые, что определяет новизну результатов диссертации:

• Развита и существенно усовершенствована численная методология идентификации циклонов, что позволяет идентифицировать циклоны, как в поле давления, так и в поле завихренности. Развитие методологии позволило впервые на количественном уровне сопоставлять результаты оценки циклонической активности, включая параметры жизненного цикла, по данным приземного давления и завихренности.

• Впервые количественно оценена роль пространственного разрешения в формировании синоптической активности в современных моделях численного прогноза погоды. Показано, что увеличение пространственного разрешения динамического компонента моделей является определяющим по сравнению со спектральной фильтрацией.

• Предложена физически обоснованная и эффективная с вычислительной точки зрения методология определения геометрических размеров циклонов на основе преобразования координат и анализа радиальных градиентов характеристик циклона.

• Впервые создана долговременная климатология размеров и геометрических характеристик атмосферных внетропических циклонов и исследована их изменчивость за период последних нескольких десятилетий, включая анализ роли основных климатических феноменов (Северо-Атлантического колебания, Северо-Тихоокеанского колебания) в формировании межгодовой изменчивости размеров циклонов;

• Предложена эффективная параметризация изменения размера циклонов в течение их жизненного цикла. Параметризация основана на введении безразмерного времени и безразмерного эффективного радиуса циклонов и позволяет оценивать изменения размеров циклонических образований со временем жизни < 7 дней.

• Проанализирована эволюция основных термодинамических характеристик циклонов, развивающихся над океаном. Получены количественные оценки роли циклонов в процессах взаимодействия океана и атмосферы.

Достоверность полученных результатов определяется использованием наиболее современных данных об атмосферных полях, доступных из реанализов, оперативных анализов и сезонных прогнозов с наиболее развитыми на сегодня моделями динамики атмосферы. При этом важно отметить, что многие выводы работы были проанализированы на основании альтернативных данных. Достоверность результатов также обосновывается получением в работе статистических оценок точности для всех количественных результатов и предложенных параметризаций. Наконец, достоверность результатов работы обоснована физической непротиворечивостью выводов и их согласованностью с современными представлениями о динамике среднеширотной синоптической активности и ее изменчивости.

Практическая ценность результатов состоит в возможности их использования для валидации моделей среднесрочных и сезонных прогнозов погоды, а также анализа результатов интегрирований климатических моделей, включая эксперименты по воспроизведению антропогенных изменений климата. Построение композиционных картин термодинамических характеристик циклопических образований открывает возможности для существенного улучшения мезомасштабных моделей циркуляции атмосферы. Разработанная методика анализа циклонической активности используется для диагноза экспериментов с атмосферными моделями в Институте морских наук (г. Киль) и для анализа успешности сезонных прогнозов в Европейском центре среднесрочных прогнозов погоды (ЕСМ\УР). Многие научные центры используют разработанную в ЛВОАМКИ компьютерную систему идентификации и диагноза циклонов. Полученные характеристики внетропических циклонов используются в ФГУП «ЦНИИ «Комета». В Российском агентстве по патентам и товарным знакам получен патент на численную схему идентификации циклонов ЛОВАМКИ («Циклон», №2006612244)

Личный вклад автора, апробация работы, публикации, структура и объем диссертации. Все научные результаты, представленные в работе, получены лично автором. Ряд технологических разработок (усовершенствование численной схемы идентификации циклонов) получены совместно с сотрудником Лаборатории взаимодействия океана и атмосфера ИО РАН В.В.Соловьевым. В результатах полученных совместно с С.К.Гулевым, Т.Юнгом, Е.Рупрехтом автору принадлежит постановке задачи. По теме диссертации опубликовано 5 работ. Основные фрагменты работы докладывались на многих национальных и международных конференциях. Диссертация состоит из 6 разделов, а также Введения, Заключения и Списка литературы из 144 наименований. Работа содержит 214 страниц текста, включая 1 таблицу и 91 рисунок.

Работа состоит из 6 глав. В первой главе рассматриваются данные для анализа атмосферного циклогенеза. Описываются используемые массивы данных реанализов и атмосферных анализов. Вторая глава посвящена анализу существующих методов идентификации циклонической активности. Описывается численная схема идентификации циклонов ЛВОАМКИ. Анализируются альтернативные по отношению к приземному давлению методы идентификации циклонов. Даются определения основных характеристик жизненного цикла циклона и статистических параметров. Рассмотрены основные алгоритмы определения размеров циклонов и представлена численная схема определения геометрических характеристик циклонов. В третьей главе проводится анализ чувствительности характеристик циклонической активности к разрешению моделей по данным сезонных прогнозов Европейского центра. Оценивается роль динамического компонента моделей. В четвертой главе представлена климатология размеров и формы внетропических циклонов Северного полушария. Получены безразмерные соотношения основных характеристик циклонов. Кроме того, предложены эффективные безразмерные характеристики жизненного цикла атмосферных циклонов, основанные на введении нормированного времени для определения стадии жизненного цикла, и разработана методология их оценивания. В пятой главе исследуется межгодовая изменчивость характеристик жизненного цикла циклонов и оценивается роль смены режимов крупномасштабной циркуляции (СевероАтлантическое колебание, Северо-Тихоокеанское колебание) в межгодовой изменчивости размеров циклонов. Шестая глава посвящена вопросам взаимодействия океана и атмосферы на синоптическом масштабе и получению оценок энергетического баланса циклонов в период их развития над океаном. Построены композиционные картины основных термодинамических характеристик циклонов. В заключении в сжатом виде сформулированы основные результаты работы.

Заключение диссертации по теме «Океанология», Рудева, Ирина Александровна

Заключение

Данная работа представляет собой наиболее полное исследование климатологии жизненного цикла атмосферных циклонов Северное полушария. В рамках этого исследования разработана уникальная методология определения геометрических размеров циклонов у земной поверхности. Это позволило не только изучить собственно климатологию размеров циклонических образований, но и дало возможность строить достоверные композиционные картины основных термодинамических параметров циклона и определить их изменчивость в течение жизненного цикла атмосферного циклона. Кроме того, было проведено исследование чувствительности характеристик внетропических циклонов к пространственному разрешению моделей ОЦА.

Подводя итоги исследования жизненного цикла атмосферных внетропических циклонов сформулируем основные результаты работы:

1. Развита и усовершенствована численная схема идентификации траекторий внетропических циклонов ЛВОАМКИ, что в частности позволяет идентифицировать траектории циклонов не только по полю приземного давления, но и по полю геострофической завихренности. Выполненные сопоставления двух методов идентификации траекторий циклонических образований позволили оценить преимущества каждого из подходов и выработать физически обоснованные рекомендации по их применению. В силу того, что завихренность более достоверно описывает короткопериодную синоптическую и суб-синоптическую изменчивость, ее использование дает возможность идентифицировать циклоны на более ранней стадии, а также обеспечивает идентификацию относительно мелких и короткоживущих образований. В то же время, использование завихренности для идентификации циклонов накладывает ряд ограничений на численную методологию и вносит неопределенности, связанные с пространственным разрешением и необходимостью фильтрации мезомасштабных неоднородностей.

2. Сравнительный анализ циклонической активности по данным моделей системы сезонного прогнозирования ЕСМ\\ГР с различным пространственным разрешением

198 показал, что адекватность воспроизведения интенсивности циклонической активности существенно зависит от разрешения модели. При этом принципиальным является увеличение разрешения за счет динамического компонента, связанного с расчетом производных, а эффект спектральной фильтрации имеет вторичное значение. Так, модели с низким разрешением (Ть95) воспроизводят лишь 60 % реального количества циклонов Северного полушария, а региональные отличия могут быть ещё более существенными. Увеличение горизонтального разрешения повышает точность оценок интенсивности циклонической активности в сравнении с реанализом, хотя даже при использовании относительно высокого разрешения (Ть255) остаются существенные региональные различия. Учитывая, что стандартом для сравнения был выбран реанализ ЕИА-40 с разрешением Т159, наши результаты косвенно свидетельствуют о критической роли усвоения данных для адекватного воспроизведения циклонической активности.

Сравнение характеристик циклонов по данным модельных экспериментов с различным разрешением и по данным оперативных анализов разного разрешения, полученных путем спектральной фильтрации, показало, что количество глубоких циклонов в модельных результатах определяется динамическими и физическими свойствами модели, в то время как количество мелких внетропических циклонов определяется количеством гармоник.

3. Разработана физически обоснованная и эффективная с вычислительной точки зрения методология определения горизонтальных размеров и геометрии синоптических образований по данным глобальных полей атмосферного давления и завихренности с синоптическим разрешением. Она включает блоки преобразования системы координат на основе поворота сферических координат и совмещения виртуального полюса с центром циклона, интерполяции исходных полей в новой системе координат методом локальных процедур и блок оценивания формы и горизонтальных размеров циклонов, как в поле давления, так и в поле завихренности, основанный на расчете радиальных градиентов полей. Разработанная методология дает возможность построения достоверных композиционных картин циклонов вне зависимости от их географического положения и стадии развития.

4. Построена наиболее полная на сегодняшний день климатология размеров циклонов Северного полушария. Оценки средних размеров циклонов показывают, что циклоны при развитии над океанами имеют большие характерные размеры по сравнению с континентами. Отличия между океанами и континентами в среднем эффективном радиусе циклонов составляют 100-150 км. При этом средний эффективный радиус циклонов может меняться от 300-400 км до 900 км. Оценка среднего эффективного радиуса показывает, что наибольшие размеры характерны для циклонов с низким минимальным давлением в центре (<980 гПа), продолжительностью жизни более 5 дней и скоростью углубления более 4 гПа/бч. Анализ формы циклонов показывает, что океанические циклоны являются более симметричными образованиями по сравнению с континентальными циклонами.

Количественно оценены соотношения количества циклонов над Северным полушарием и их характерных размеров. Распределение количества циклонов в зависимости от их размеров и интенсивности носит экспоненциальный характер. Показано, что в диапазоне статистически значимых оценок отмечается инерционное распределение количества одновременно существующих в Северном полушарии циклонов в зависимости от их размера: размер циклонов убывает с увеличением их количества по линейному закону.

5. Предложены эффективные безразмерные характеристики жизненного цикла атмосферных циклонов, основанные на введении нормированного времени для определения стадии жизненного цикла, и разработана методология их оценивания. Анализ жизненного цикла показывает, что размер циклонов увеличивается в течение первой половины жизненного цикла и постепенно уменьшается на стадии затухания циклонов. Изменения радиуса в течение жизни составляет 100 км для циклонов с малой продолжительностью жизни и увеличивается до 400 км для циклонов время жизни которых более 5 дней. Такое поведение циклонов обуславливает наличие связи между нормированным временем жизни и нормированным радиусом. Для описания этой зависимости предложена простая и эффективная параметризация поведения безразмерного эффективного радиуса с безразмерным временем жизни для циклонов различной интенсивности с продолжительностью жизни до 7 дней.

6. Исследована межгодовая изменчивость характеристик размеров циклонов и их взаимосвязь с индексами крупномасштабной циркуляции в Северном полушарии. Установлено, что характерные размеры циклонов за последние 57 лет с 1948 по 2004 г. в целом уменьшались. Особенно сильно эта тенденция проявляется в Тихом океане и Северной Америке. В целом в Северном полушарии увеличивалось количество циклонов со средним эффективным радиусом 300-400 км. Исследования закономерностей изменения характерных размеров циклонов в зависимости от режимов циркуляции показало, что увеличение индекса САК в зимний период приводит к увеличению размеров циклонических образований от района Великих равнин до Исландии и Северной Норвегии и уменьшению размеров в центральной части Северной Атлантики.

7. Разработанная в работе численная схема определения размеров циклонов позволила строить достоверные композиционные картины синоптических образований. Это дало возможность оценить баланс энергии и влаги в циклонах в приземном слое на разных стадиях развития циклонов и исследовать роль внетропических циклонов в формировании теплоотдачи с поверхности океана в Северной Атлантике. Влагосодержание циклонов в течение жизненного цикла циклонов снижается почти в 3 раза, максимальное количество осадков наблюдается в начальной стадии развития циклонов и связано с положением the warm conveyor belt. Co среднеширотными циклонами связаны экстремальные потоки энергии на границе океан-атмосфера: поток У явного тепла в тыловых частях циклонов достигает 400 Вт/м , скрытого тепла -350 Вт/м2. Интегральный теплообмен в циклонических образованиях формируется как экстремально высокими потоками в тыловых частях циклонов, так и относительно слабыми, часто отрицательными, потоками в передних частях и теплых секторах, что дает усредненные оценки роли циклонических образований в интегральном теплообмене Атлантики с атмосферой не сильно отличающиеся от средних величин

•л потоков (средний поток явного тепла в циклоне 50-70 Вт/м , скрытого — 100-120 Вт/м2). Анализ жизненного цикла циклонов показывает, что максимальная теплоотдача происходит в течение первых суток развития циклона.

Список литературы диссертационного исследования кандидат физико-математических наук Рудева, Ирина Александровна, 2008 год

1. Бардин М.Ю., 1995. Изменчивость характеристик циклонической активности в средней и верхней тропосфере умеренных широт Северного полушария. Метеорология и Гидрология, 11, 24-37.

2. Голицын Г.С., Мохов И.И., Акрепов М.Г., Бардин М.Ю, 2007. Функции распределения вероятности циклонов и антициклонов в период 1952—2000 гг.: инструмент для определения изменений глобального климата. ДАН. 413 (2), 254-256.

3. Гулев С.К., Лаппо С.С., 1986. Интегральные характеристики теплообмена в энергоактивных областях Северной Атлантики. В кн.: Численное моделирование климата Мирового океана. М. ОВМ АН СССР.

4. Гулев С.К., Колинко A.B. и Лаппо С.С., 1994. Синоптическое взаимодействие океана и атмосферы в средних широтах. Санкт-Петербург, Гидрометиздат, 320 с.

5. Демченко П.Ф., 1987. Простая статистическая модель аномалий температуры поверхности океана с учетом сопутствующих изменений температуры воздуха. Изв. АН СССР, сер. ФАО, 23 (5), 532-537.

6. Демченко П.Ф., 1989. Анализ флуктуации глобального климата с помощью обобщенных уравнений Ланжевена. Изв. АН СССР, сер. ФАО, 25 (12), 1245-1255.

7. Дуванин А.И., 1977. О взаимодействии между гидрометеорологическими макропроцессами в океане и атмосфере. Вести. МГУ. Серия «География», 5, 89—95.

8. Золина О.Г., 2002. Климатология циклонической активности в Северном полушарии и ее связь с процессами взаимодействия океана и атмосферы. Диссертация на соискание ученой степени к. ф.-м.н., на правах рукописи, 270 с.

9. Корт В.Г., 1976. Крупномасштабное взаимодействие вод Северной Атлантики с атмосферой. Океанология, 16 (4), 565-570.

10. Кричак О.Г., 1956. Синоптическая метеорология. JI., Гидрометиздат, 532 с.

11. Лаппо С.С., 1979. Среднемасштабные динамические процессы океана, возбуждаемые атмосферой. М., Наука, 193 с.

12. JIanno С.С., Гулев С.К., Рождественский А.Е., 1990. Крупномасштабное тепловое взаимодействие в системе океан—атмосфера и энергоактивные зоны Мирового океана. Л., Гидрометиздат, 5-34.

13. Малевский-Малевич СЛ., Егоров Б.Н., 1991. Притоки тепла в атмосферу в условиях энергоактивных зон умеренных широт океана и их изменчивость. Изв. АН СССР, сер. ФАО, 27 (12), 1358-1366.

14. Мохов И.И., Петухов В.К., 1989а. Пространственно-временные климатические структуры. Часть I. Препринт. М., ИФА.

15. Мохов И.И., В.В.Петухов, 19896. Пространственно-временные климатические структуры. Часть II. Препринт ИФА РАН.

16. Мохов И.И., О.И.Мохов, В.К.Петухов, P.P. Хайруллин, 1992. Влияние глобальных климатических изменений на вихревую активность в атмосфере. Изв АН СССР, сер. ФАО. 28, 11-26.

17. Пинус Н.З., 1982. Доступная потенциальная энергия в атмосфере и ее превращение в кинетическую энергию. Метеорология и Гидрология, 4, 106-116.

18. Пинус Н.З., Капитонова Т.П., 1981. Некоторые особенности энергетики циклонических образований умеренных широт. Метеорология и Гидрология, 4, 5-16.

19. Пинус Н.З., Коган З.Н., 1976. О бюджете кинетической энергии циклонических образований. Метеорология и Гидрология, 9, 3—15.

20. Угрюмов А.И., 1981. Тепловой режим океана и долгосрочные прогнозы погоды. Л., Гидрометиздат, 200 с.

21. Хромов С.П., Мамонтова Л.И., 1974. Метеорологический словарь. 3-е изд. Л, Гидрометеоиздат, 568 с.

22. Хромов С.П., 1948. Основы синоптической метеорологии. Л., Гидрометеоиздат, 696 с.

23. Хромов С.П., Петросянц М.А., 2001. Метеорология и климатология. 5-е изд. М., Издательство Московского Университета, 528 с.

24. Akima, Н., 1970. A new method of interpolation and smooth curve fitting based on local procedures. J. ACM, 17, 589-602.

25. Alexander M.A., and J.D. Scott, 1997. Surface Flux Variability over the North Pacific and North Atlantic Oceans. Journal of Climate , 10, 2963-2978

26. Ayrault, F., F.Lalaurette, A.Joly, and C.Loo, 1995. North Atlantic ultra high frequency variability. Tellus, 47A, 671-696.

27. Barnston, A.G., and R.E.Livezey, 1987. Classification, seasonality and persistence of low-frequency atmospheric circulation patterns. Mon. Wea. Rev., 115, 1083—1126.

28. Bauer, M., and A. D. Del Genio, 2006. Composite analysis of winter cyclones in a GCM: influence on climatological humidity. J. Climate, 19, 1652-1672.

29. Bengtsson, L., K.I. Hodges, and S. Hagemann, 2004. Sensitivity of the ERA-40 reanalysis to the observing system: determination of the global atmospheric circulation from reduced observations. Tellus, 56A, 456-471.

30. Bengtsson, L., K. I. Hodges and E. Roeckner, 2006. Storm Tracks and Climate Change. J. Climate, 19, 2006.

31. Berhinger D., L. Regier, H. Stommel, 1979. Thermal feed-back on wind-stress as a contribution cause of Gulf-Stream. J. Mar. Res., 37 (4), 699-709.

32. Bjerknes J. and H. Soldberg, 1922. Life cycle of cyclones and the polar front theory of atmospheric circulation. Geofys. Publ., 3, 3-18.

33. Bjerknes, J., 1964. Atlantic Air-Sea interaction, Adv.Geophys.10, 1-82.

34. Blackmon M.L., Y.-H. Lee, J.M. Wallace, and H.-H. Hsu, 1984. Time Variation of 500 mb Height Fluctuations with Long, Intel-mediate and Short Time Scales as Deduced from Lag-Correlation Statistics J. Atmosph. Sci. 41, 981-991.

35. Blender, R., K. Fraedrich, and F.Lunkeit, 1997. Identification of cyclone track regimes in the North Atlantic. Q. J. R. Met. Soc., 123, 727-741.

36. Blender, R., and M. Schubert, 2000. Cyclone tracking in different spatial and temporal resolutions. Mon. Wea. Rev., 128, 377-384.

37. Boyle J. S., 1993. Sensitivity of dynamical quantities to horizontal resolution for a climate simulation using the ECMWF (cycle 33) model. J. Climate, 6, 796-815.

38. Brankovic, C. and Gregory, D., 2001. Impact of horizontal resolution on seasonal integrations. Clim. Dyn., 18, 123-143.

39. Branstator, G., 1995. Organization of storm track anomalies by recurring low-frequency circulation anomalies. J.Atmos.Sci., 52, 207-226.

40. Carnell RE, Senior CA, Mitchell JFB ,1996. An assessment of measures of storminess: simulated changes in northern hemisphere winter due to increasing CO2. Clim. Dyn., 12,467-476.

41. Carnell RE, Senior CA, 1998. Changes in mid-latitude variability due to increasi/ng greenhouse gases and sulphate aerosols. Clim. Dyn. 14, 369-383.

42. Cayan, D., 1992a. Latent and sensible heat flux anomalies over the Northern Oceans: The connection to monthly atmospheric circulation. J.Climate, 5, 354-369.

43. Cayan, D.,1992b. Latent and sensible heat flux anomalies over the Northern Oceans: Driving the sea surface temperature. J.Phys.Oceanogr, 22, 859-881.

44. Cayan, D. R., 1992c. Variability of latent and sensible heat fluxes estimated using bulk formulae. Atmos.-Ocean, 30, 1-42.

45. Chandler, M., and J.Jonas, 1999. Atlas of extratropical cyclones (1961-1998). NASA Goddard Institute for Space Studies and the Center for Climate System Research at Columbia University. New York, NY, USA.

46. Christoph, M., U.Ulbrich, and P.Speth, 1997. Midwinter suppression of Northern Hemisphere storm track activity in the real atmosphere and in GCM experiments. J.Atmos. Sci., 54, 1589-1599.

47. Courtier, P., and M. Naughton, 1994. A pole problem in the reduced Gaussian grid. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 120, 1389-1407.

48. Cressman G.P., 1959. An Operational Objective Analysis System. Monthly Weather Review. 87, 367-374.

49. Deser, C., and M.L.Blackmon, 1993. Surface climate variations over the North Atlantic Ocean during winter: 1900-1989. J. Climate, 6, 1743-1753.

50. Dickson, R.R., and J.Namias, 1976. North American Influences on the circulation and climate of the North Atlantic sector. Mon. Wea. Rev. 104, 1255-1265.

51. Dronia H., 1991. On the accumulation of excessive low pressure systems over the North Atlantic during the winter season (November to march) 1988/89 to 1990/91. -(in German), die Witterung im Ubersee 39, 3, 27, see also DMG-Mitt.4/91, 6 and cover.

52. Field P.R. and R. Wood 2007. Precipitation and Cloud Structure in Midlatitude Cyclones. Journal of Climate, 20, 233-254.

53. Geng, Q., and M. Sugi, 2001. Variability of the North Atlantic cyclone activity in winter analysed from NCEP-NCAR Reanalysis data. J. Climate, 14, 3863-3873.

54. Geng Q. and M. Sugi, 2003. Possible Change of Extratropical Cyclone Activity due to Enhanced Greenhouse Gases and Sulfate Aerosols—Study with a High-Resolution AGCM. Journal of Climate, 16, 2262-2274.1

55. Gibson J. K., P. Kallberg, S. Uppala, A. Hernandez, A. Nomura, and E. Serrano, 1997. ERA description. ECMWF Reanalysis Project Report Series 1, 86 pp.

56. Giordani H., and G. Caniaux, 2001. Sensitivity of cyclogenesis to sea surface temperature in the northwestern Atlantic. Mon. Wea. Rev., 129, 1273-1295.

57. Glowienka-Hense, R., 1990. The North Atlantic Oscillation in the Atlantic-European SLP. Tellus, 42A, 497-507.

58. Grigoriev S., Gulev S.K., Zolina O., 2000. Innovative software facilitates cyclone tracking and analysis. Eos Transactions 81: 170.

59. Grotjahn, R., 1996. Vorticity equation terms for extratropical cyclones. Mon. Wea. Rev., 24, 2843-2858.

60. Grotjahn, R., D. Hodyss, and C. Castello, 1999. Do frontal cyclones change size? Observed widths of North Pacific lows. Mon. Wea. Rev., 127, 1089-1095.

61. Grotjan ,D. Hodyss, and S. Immel, 2003. A technique for creating linearly stable localized atmospheric features with an application to nonlinear cyclogenesis. Dyn. Atmos. Oceans, 37, 25-54.

62. Gulev, S.K. and J. Tonkacheev, 1996. Investigation of the Ocean-Atmosphere Interaction in the North Atlantic mid-latitude Frontal Zone. In: The Air-Sea Interface, Editors: M.Donelan, W. Hui and W. Plant, RSMAS, Miami, 535-542.

63. Gulev S.K., O. Zolina, and Y. Reva, 2000. Synoptic and sub-synoptic variability in the North Atlantic as revealed by the Ocean Weather Station data. Tellus, 52A, 323-329.

64. Gulev, S.K., O. Zolina, and S. Grigoriev, 2001. Extratropical cyclone variability in the Northern Hemisphere winter from the NCEP/NCAR Reanalysis data. Clim. Dynamics, 17, 795-809.

65. Gulev, S.K., T. Jung, and E. Ruprecht, 2002. Interannual and seasonal variability in the intensities of synoptic scale processes in the North Atlantic mid latitudes from the NCEP/NCAR Reanalysis data. J. Climate, 15, 809-828.

66. Hines K.M., D.H. Bromwich, and G.J. Marshall, 2000. Artificial Surface Pressure Trends in the NCEP-NCAR Reanalysis over the Southern Ocean and Antarctica. Journal of Climate, 13, 3940-3952.

67. Hodges, K. I., B. J. Hoskins, J. Boyle and C. Thorncroft, 2003. A comparison of recent reanalysis datasets using objective feature tracking: storm tracks and tropical easterly waves. Mon. Wea. Rev., 131, 2012-2037.

68. Hortal, M., and A. J. Simmons, 1991. Use of reduced Gaussian grids in spectral models. Mon. Wea. Rev., 119, 1057-1074.

69. Hoskins, B.J., and I. N. James, and G. H. White, 1983. The shape, propagation and mean-flow interaction of large-scale weather systems. J. Atmos. Sci., 40, 1595-1612.

70. Hoskins, B.J., and P. D. Sardeshmukh, 1987. A diagnostic study of the dynamics of the Northern Hemisphere winter of 1985-1986. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 113, 759-778.

71. Hoskins B. J., and K. I. Hodges, 2002. New perspectives on the Northern Hemisphere winter storm tracks. J. Atmos. Sci., 59, 1041-1061.

72. Hoskins B. J., and K. I. Hodges, 2005. A New Perspective on Southern Hemisphere Storm Tracks. J. Climate, 18, 4108^1129.

73. Hoskins B. J, and P. J Valdes, 1990. On the existence of storm tracks. J. Atmos. Sci., 47, 1854-1864.

74. Hurrell, J.W., 1995. Decadal Trends in the North Atlantic Oscillation: Regional Temperatures and Precipitation. Science, 269, 676-679.

75. Hurrell,J.W., 1995. Transient Eddy Forcing of the Rotational Flow during Northern Winter. Journal of Atmospheric Sciences, 52 (12), 2286—2301.

76. Iwasaka N, and J. M Wallace, 1995: Large scale air sea interaction in the Northern Hemisphere from a view point of variations of surface heat flux by SVD analysis. J. Meteor. Soc. Japan, 73, 781-794.

77. Jung T., S. K. Gulev, I. Rudeva, and V. Soloviov, 2006. Sensitivity of extratropical cyclone characteristics to horizontal resolution in the ECMWF model. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 132, 1839-1857.

78. Kalnay, E., et multi, 1996. The NCEP/NCAR 40-year reanalysis project. Bull. Am. Meteorol. Soc., 77, 437-471.

79. Kanamitsu M., W. Ebisuzaki, J. Woollen, S.-K. Yang, J. J. Hnilo, M. Fiorino, and G. L. Potter, 2002. NCEP-DOE AMIP-II Reanalysis (R-2). Bull. Amer. Meteor. Soc., 83, 1631— 1643.

80. Kushnir, Y., 1994. Interdecadal variations in North Atlantic sea surface temperature and associated atmospheric conditions. J. Climate, 7, 142-157.

81. Kushnir Y. and J. M. Wallace, 1989: Low frequency variability in the Northern Hemisphere winter: Geographical distribution, structure and time-scale dependence. J. Atmos. Sci., 46,3122-3142.

82. Kutzbach J.E., 1970. Large-scale features of monthly mean Northern Hemisphere anomaly maps of sea-level pressure. Mon. Wea. Rev., 98, 708-716.

83. Lambert, S., 1996. Intense extratropical Northern Hemisphere winter cyclone events: 1899-1991. J. Geophys. Res., 101, 21319-21325.

84. Lau N.-C. and E. O. Holopainen, 1984: Transient eddy forcing of the time-mean flow as identified by geopotential tendencies./. Atmos. Sci., 41, 313-328.

85. Loeptien, U., S.K. Gulev, 0. Zolina and V. Soloviov, 2006. Cyclone life cycle characteristics in reanalyses and scenario runs with ECHAM model. Clim. Dyn., submitted.

86. Mak, M., 1998. Influence of surface sensible heat flux on incipient marine cyclogenesis. J. Atmosph. Sci., 55, 820-834.

87. Martin J. E., and J. A. Otkin, 2004. The rapid growth and decay of an extratropical cyclone over the central Pacific Ocean. Wea. Forecasting, 19, 358-376.

88. Mitchell J.M., 1976. An overview of climatic variability and its causal mechanisms. Quart. Res., V.6, N4, p.1-13.

89. Murray, R.J. and I. Simmonds, 1991. A numerical scheme for tracking cyclone centres from digital data. Part I: development and operation of the scheme. Aust. Met. Mag. 39, 155166.

90. Namias J., 1951. General aspects of extended range forecasting. Compendium of Meteorology, T. F. Malone, Ed., Amer. Meteor. Soc., 802-813.

91. Newton C., and E. Holopainen, 1990. Extratropical Cyclones. The Erik Palmen Memorial Volume. Amer. Meteor. Soc., 262 pp.

92. Nielsen, J. W., and R. M. Dole, 1992. A survey of extratropical cyclone characteristics during GALE. Mon. Wea. Rev., 120, 1156-1167.

93. Nuss W. A., and R. A. Anthes, 1987: A numerical investigation of low-level processes in rapid cyclogenesis. Mon. Wea. Rev., 115, 2728-2743.

94. Orlanski I., 1998. On the poleward deflection of storm tracks. J. Atmos. Sci., 55, 128154.

95. Pettersen S., D.L. Bradbury and K. Pettersen, 1962. The Norwegian cyclone models in relation to heat and cold sources. Geophys. Norvegica, 24,243-280.

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

97. Roebber, P. J., 1984. Statistical analysis an updated climatology of explosive cyclones. Mon. Wea. Rev., 112, 1577-1589.

98. Roebber P.J., 1989. On the statistical analysis of cyclone deepening rates. Mon Wea Rev 111, 2293-2298

99. Rogers D., 1986. The onset of entrainment instability over the ocean. Bound. Layer Meteor., 37, 167-182.

100. Rogers, J.C., 1984. The association between the North Atlantic Oscillation and the Southern Oscillation in the Northern Hemisphere. Mon. Wea. Rev., 112, 1999-2015.

101. Rogers J. C, 1981. The North Pacific Oscillation. J. Climatol., 1, 39-57.

102. Rogers., E., and L. F. Bosart, 1986. An investigation of explosively deepening oceanic cyclones. Mon. Wea. Rev., 114, 702—718.

103. Rogers, J.C. 1997. North Atlantic storm track variability and its association to the North Atlantic Oscillation and climate variability in the Northern Europe. J. Climate, 10, 1635-1647.

104. Sanders F., Gyakum J.R., 1980. Synoptic-dynamic climatology of the "bomb". Mon Wea Rev 108, 1589-1606.

105. Serreze. M.C., 1995. Climatological aspects of cyclone development and decay in the Arctic. Atmosphere-Ocean, 33(1), 1—23.

106. Serreze, M.C., Carse, F., Barry, R.G. and Rogers, J.C. 1997. Icelandic low cyclone activity: Climatological features, linkages with the NAO, and relationships with the recent changes in the northern hemisphere circulation. J. Climate, 10, 453—464.

107. Schinke, H., 1993. On the occurrence of deep cyclones over Europe and the North Atlantic in the period 1930-1991. Beitr. Phys. Atmos., 66, 223-237.

108. Schubert, S. D., H. M. Helfand, C.-Y. Wu, and W. Min, 1998. Subseasonal variations in warm-season moisture transport and precipitation over the central and eastern United States. J. Climate, 11, 2530-2555.

109. Sickmoeller, M., R. Blender, and K. Fraedrich, 2000. Observed winter cyclone tracks in the Northern hemisphere in re-analysed ECMWF data. Q. J. Roy. Met. Soc. 126, 591-620.

110. Simmonds, I., 2000. Size changes over the life of sea level cyclones in the NCEP Reanalysis. Mon. Wea. Rev., 128, 4118-4125.

111. Simmonds, I., and R. J. Murray, 1999. Southern extratropical cyclone behavior in ECMWF analyses during the FROST Special Observing Periods. Wea. Forecasting, 14, 878891.

112. Simmonds, I., and K. Keay, 2000a. Mean Southern Hemisphere extratropical cyclone behavior in the 40-Year NCEP-NCAR Reanalysis. J. Climate, 13, 873-885.

113. Simmonds, I. and K. Keay, 2000b. Variability of Southern Hemisphere extratropical cyclone behavior, 1958-97. J. Climate, 13, 550-561.

114. Sinclair, M.R., 1994. An objective cyclone climatology for the Southern Hemisphere. Mon. Wea. Rev., 122, 2239—2256.

115. Sinclair, M.R., 1997. Objective identification of cyclones and their circulation, intensity and climatology. Wea. Forecasting, 12, 591-608.

116. Stein O., and A. Hense, 1994. A reconstructed time series of the number of extreme low pressure events since 1880. Meteor. Z, 3, 43-46. .

117. Teisserence de Bort, L.P., 1883. Etude sur l'hiver de 1879-80 et recherches sur l'influence de la position des grands centres d'action de l'atmoshere dans les hivers anormaux, Ann. de la Soc. Meteor. De France, 31, 70-79.

118. Teixeira, J., 1999. The impact of increased boundary layer vertical resolution on the ECMWF forecast system. ECMWF Tech. Memo. 268, ECMWF, 55 pp.

119. Thompson, D. W. J., and J. M. Wallace, 1998. The Arctic Oscillation signature in the wintertime geopotential height and temperature fields. Geophys. Res. Lett., 25, 12971300.

120. Thompson D. W. J., J. M. Wallace, and G. C. Hegerl, 2000. Annular modes in the extratropical circulation. Part II: Trends. J. Climate, 13, 1018-1036.

121. Thompson D. W. J., and J. M. Wallace, 2001. Regional climate impacts of the Northern Hemisphere annular mode. Science, 293, 85—89.

122. Tibaldi, S., T. N. Palmer, ;akC. Brancovic, and U. Cubaseh, 1990. Extended-range predictions with ECMWF models: Influence of horizontal resolution on systematic error and forecast skill. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 116, 835-866.

123. Trenberth, K.E., 1991. Storm tracks in the Southern Hemisphere. J.Atmos.Sci., 48, 2159-2178.

124. Trigo, I. F., 2006. Climatology and interannual variability of storm-tracks in the Euro-Atlantic sector: a comparison between ERA-40 and NCEP/NCAR reanalyses. Cl'im. Dyn., 26, 127-143.

125. Ulbrich, U. and Christoph, M., 1999. A shift of the NAO and increasing storm track activity over Europe due to anthropogenic greenhouse gas forcing, Clim. Dyn. 15, 551-559.

126. Untch A., and A. J. Simmons, 1999. Increased stratospheric resolution. ECMWF Newsletter, No. 82, ECMWF, Reading, United Kingdom, 3-8.

127. Uppala S., Coauthors, 2005. The ERA-40 reanalysis. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 131,2561-3012.130. von Storch H., and F. W. Zwiers, 1999. Statistical Analysis in Climate Research. Cambridge University Press, 484 pp.

128. Walker, G.T., 1924. Correlation in seasonal variation of weather, IX Mem. Ind. Met. Dept. 25, 275-332.

129. Walker, G.T, and E. W. Bliss, 1932: World Weather V. Mem. Roy. Meteor. Soc., 4, 53-84.

130. Wallace J. M., and D. S. Gutzler, 1981: Teleconnections in the geopotential height field during the Northern Hemisphere winter. Mon. Wea. Rev., 109, 784-812.

131. Wallace, J. M., G.-H. Lim, and M. L. Blackmon, 1988. On the relationship between cyclone tracks, anticyclone tracks and baroclinic wave guides. J. Atmos. Sci., 45,439-462.

132. Wallace, J. M., T. P. Mitchell, and C. Deser, 1989. The influence of sea-surface temperature on surface wind in the eastern equatorial Pacific: Seasonal and interannual variability. J. Climate, 2, 1492-1499.

133. Wang X.L., H. Wan, and Val R. Swail, 2006. Observed Changes in Cyclone Activity in Canada and Their Relationships to Major Circulation Regimes. Journal of Climate, 19. 896-915.

134. White, G., 2000. Long-term trends in the NCEP/NCAR Reanalysis. 2nd Int. Conference on Reanalyses. Reading, England. WCRP-109 (WMO/TD 985), WMO, Geneva, Switzerland, 54-57.

135. White, G., and A.M. da Silva, 1998. Intercomparison of surface marine fluxes from GEOS-1/DAS, ECMWF/ERA and NCEP/NCAR Reanalyses. 9th Conference on Interaction of the Sea and Atmosphere, Phoenix, AZ, Amer. Met. Soc., Boston, MA, 20-23.

136. Williamson, D. L., J. T. Kiehl, and J. J. Hack, 1995. Climate sensitivity of the NCAR Community Climate Model (CCM2) to horizontal resolution. Climate Dyn., 11, 377397.

137. Woodruff, S.D., H.F. Diaz, J.D. Elms, S.J. Worley, 1998. COADS Release 2 data and metadata enhancements for improvements of marine surface flux fields. Phys. Chem. Earth 23, 5/6,517-526.

138. Yau, M.K., and M. Jean, 1989. Synoptic aspects and physical processes in the rapidly intensifying cyclone of 6-8 March 1986. Atmosphere-Ocean, 27, 59-86.

139. Zolina, O., and S.K. Gulev, 2002. Improving accuracy of mapping cyclone numbers and frequencies. Mon. Wea. Rev., 130, 748-759.

140. Zolina, O., and S.K. Gulev, 2003. Synoptic variability of ocean-atmosphere turbulent fluxes associated with atmospheric cyclones. J. Climate, 16, 2717-2734.