Диагностика структуры климатической системы и ее эволюции в годовом ходе и межгодовой изменчивости

Мохов, Игорь Иванович

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Диагностика структуры климатической системы и ее эволюции в годовом ходе и межгодовой изменчивости
ВАК РФ 04.00.22, Геофизика

Автореферат диссертации по теме "Диагностика структуры климатической системы и ее эволюции в годовом ходе и межгодовой изменчивости"

ИНСТИТУТ ФИЗИКИ АТМОСФЕРЫ РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

рГ6 од

" НОЯ ВЭ5

На правах рукописи

МОХОВ Игорь Иванович

ДИАГНОСТИКА СТРУКТУРЫ КЛИМАТИЧЕСКОЙ СИСТЕМЫ И ЕЕ ЭВОЛЮЦИИ В ГОДОВОМ ХОДЕ И МЕЖГОДОВОЙ ИЗМЕНЧИВОСТИ

Специальность: 04.00.22 - геофизика

ДИССЕРТАЦИЯ

в виде научного доклада на соискание ученой степени доктора физико-математических наук

Москва - 1995

Официальные оппоненты:

доктор физико-математических наук Н.Ф. Еланский член-корреспондент РАН,

доктор физико-математических наук, профессор Г.П. Курбаткин

доктор физико-математических наук, профессор С.С. Лаппо

Ведущая организация: Главная геофизическая обсерватория

им. А.И. Воейкова

Защита состоится "43" ¿¿¿IЯ^р-в 1995 г. в ^ часов на заседании диссертационного совета Д.053.05.81 при физическом факультете Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова по адресу: 119899 ГСП Москва, В-234, Воробьевы горы, МГУ, Физический факультет, аудитория ^

С диссертацией в виде научного доклада можно ознакомиться в библиотеке физического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова.

Диссертация в виде научного доклада разослана ^_

1995 г.

Ученый секретарь диссертационного совета7 кандидат физ.-мат. наук

В.Б. Смирнов

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА. РАБОТЫ

ВВЕДЕНИЕ И ОБОСНОВАНИЕ АКТУАЛЬНОСТИ ПРОБЛЕМЫ.

Земная климатическая система (ЗКС) - неоднородная и нелинейная нестационарная система с достаточно широким диапазоном изменений переменных и параметров в пространстве и во времени'. В состав ЗКО входят атмосфера, гидросфера (океан), криосфера, биосфера и деятельный слой ерш. Синергетическую динамику полей климатических переменных различной природа усложняют их инерционные особенности в сочетании с различиями тенденций отдельных звеньев в неоднородной ЗКС, с различиями региональных случайных воздействий. Если характерной особенностью геофизической гидродинамической системы является наличие в ней вращения и стратификации, то, характеризуя ЗКС как геофизическую термодинамическую систему, следует отметить еще одну принципиальную особенность - временную периодичность граничных условий.

В геофизической термодинамике, в частности в нелинейной термодинамически неравновесной ЗКС, существенно наличие цикличностей внешних условий и внутренних явлений. Периодичность инсоляции проявляется и в суточном и в годовом ходе, и в тысячелетних особенностях эволюции орбиты Земли вокруг Солнцй. С цикличностью граничных условий для ЗКС связаны особенности структуры полей климатических переменных, в частности температурного поля, и их эволюция, что приводит к особым режимам самоорганизации в сочетании с генерацией вынужденных структурных особенностей в столь сложной системе с большим числом степеней свободы. При этом проявляется способность ЗКС к адаптации к определенным, не обязательно стационарным, состояниям в зависимости от внешних (зависящих от времени) условий.

Уникальность реализаций ЗКС повышает значимость взаимосвязанных эмпирических и модельных исследований. Развитие системы мониторинга и моделирования глобального климата порождает необходимость развития прямых и косвенных методов диагностики его структуры и динамики на основе эмпирических данных и модельных результатов. Кроме анализа

квазистационарных режимов ЗКС для ее исследования (диагноза, моделирования и прогноза) необходим динамический анализ пространственно-временной структуры системы и взаимной эволюции полей климатических переменных.

Для исследования общих закономерностей сложной ЗКС необходим анализ интегральных характеристик системы с пространственно-временной детализацией особенностей на фоне выявленных крупномасштабных и долгопериодных закономерностей. Так, в частности, при анализе ЗКС для периодов от месяца и более отмечается значительная степень зональности структуры полей климатических переменных вследствие зональности инсоляции для сравнительно быстро вращающейся Земли (хотя существуют механизмы, вызывающие незональные эффекты). Зональные характеристики удобны для диагностики данных измерений и моделей. Не следует при этом недооценивать значение климатической незональности. При условии же приближенной зональности естественно проводить исследование более тонкой структуры климатической системы на фоне зонально осредненных характеристик.

Современные климатические модели, вплоть до самых детальных моделей общей циркуляции, в целом воспроизводя отдельные режимы климатических полей ЗКС, недостаточно хорошо учитывают взаимосвязь и взаимоэволюцию климатических полей как в годовом ходе, так и в межгодовой изменчивости. Необходим анализ не только полей климатических переменных, но и их производных, полных и частных, по времени и пространству, при различных пространственно-временных осреднениях. Анализ взаимосвязи климатических полей и диагностика вообще говоря нелинейных обратных связей в ЗКС важны для определения чувствительности и устойчивости системы к различного рода взаимодействиям, в том числе, антропогенным и не обязательно малым.

Необходима также взаимная диагностика эмпирических и модельных результатов. В такой диагностике нуждаются, не только модели, но и эмпирические данные, особенно когда они недостаточно полные и детальные. В частности, как показывает опыт ПГЭП, необходимо привлечение модельных исследований для усвоения эмпирических данных, а также развития методов их получения и анализа.

Требуются новые более гибкие и адаптируемые методы диагностики

с минимизацией использования априорных представлений о 'плодовой структуре нелинейных неоднородных эволюционных полей.

Надо отметить, что прежде чем проводить модельные прогностические исследования возможных климатических изменений, следует провести соответствующий анализ эволюции климатической системы в современном режиме (в годовом ходе и межгодовой изменчивости). При этом существенно модельное воспроизведение как характеристик связи климатических полей, так и их асинхронности с адекватным пониманием причинно-следственных связей в ЗКС (разных на различных пространственно-временных масштабах). Это является необходимым, хотя и не достаточным, условием адекватного моделирования климатических изменений.

ЦЕЛЬ РАБОТЫ. В данной работе развивается научное направление, связанное с диагностикой эволюции глобальных климатических полей в годовом ходе и межгодовой изменчивости. К основным целям работы относятся: диагностика пространственно-временных климатических структур и механизмов глобального масштаба и региональных; диагностика взаимной эволюции климатических полей с оценкой чувствительности климатических характеристик к глобальным изменениям термического режима земной климатической системы.

НАУЧНАЯ НОВИЗНА. Предложено новое направление в диагностике эволюции климатических полей. Это направление требует развития адаптационных и гибких методов диагностики с минимизацией априорного навязывания определенной модовой структуры нелинейных неоднородных эволюционных полей. С этой целью предложен, в частности, специальный метод амплитудно-фазовых характеристик. На основе нового подхода и с использованием различных стандартных методов выявлен ряд новых структурных особенностей земной климатической системы и их эволюции в годовом ходе и межгодовой изменчивости с диагностикой механизмов их формирования. Новый подход позволил выявить недостатки • не только модельных результатов в сравнении с эмпирическими данными, но и оценить качество различных данных наблюдений.

ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ И ПОЛОЖЕНИЯ диссертационной работы, выносимые на защиту:

1. Предложен новый метод амплитудно-фазовых характеристик для диагностики эволюции климатических полей.

2. Проведена диагностика эволюции глобальных климатических полей в годовом ходе по спутниковым, наземным и ракетао-зондовым данным с выявлением причин расхождения.

3. Сделаны оценки эволюции и коэволюции климатических полей в межгодовой изменчивости для современного режима и при возможных антропогенных изменениях на основе модельных результатов в сопоставлении с эмпирическими оценками по данным в межгодовой изменчивости (в том числе для шлей температуры, облачности, характеристик вихревой активности в атмосфере). Наряду с оценками тенденций изменения средних климатических характеристик проведена диагностика тенденций изменения характеристик климатической изменчивости, включая внутригодовую и межгодовую дисперсию, а также особенностей внутридекадной цикличности по климатическим данным в межгодовой эволюции.

4. Сделаны оценки характеристик чувствительности различных климатических переменных к изменению температурного режима климатической системы. Получены оценки условий реализации различных неустойчивостей в земной климатической системе и их изменений с учетом различных климатических обратных связей на основе анализа эмпирических данных.

5. Проведена диагностика эволюции и взаимной эволюции глобальных климатических полей (в том числе, полей температуры, облачности, осадков, радиационных потоков) в годовом ходе на основе модельных расчетов и эмпирических данных с использованием метода амплитудно-фазовых характеристик. В частности, проведена детальная диагностика глобальных полей облачности и их эволюции в годовом ходе в моделях общей циркуляции на основе результатов численных экспериментов в рамках всероссийского и международных (включая ам1р и месса) сравнений моделей. Выявлены причины расховдений модельных и эмпирических данных.

НАУЧНАЯ ОБОСНОВАННОСТЬ И ДОСТОВЕРНОСТЬ положений и выводов

работы подтверждается взаимосравнением модельных результатов и различных эмпирических данных. Сделаны оценки статистической значимости полученных результатов. Ряд новых результатов был позднее подтвержден другими авторами.

НАУЧНАЯ И ПРАКТИЧЕСКАЯ ЗНАЧИМОСТЬ. Результаты работы позволили выявить и в целом ряде случаев устранить недостатки отдельных климатических моделей, включая модели общей циркуляции, использовавшиеся, в частности, для оценок возможных изменений климата. Использованные в работе методы позволяют также выявить принципиальные расхождения в эмпирических данных и оценить их качество. Ряд выявленных структурных особенностей климатической системы представляет интерес не только для диагностических, но и прогностических исследований короткопериодных вариаций и более долгопериодных изменений регионального и глобального климата. Получены количественные оценки климатических обратных связей, от которых зависит чувствительность земной климатической системы к различного рода воздействиям, в том числе антропогенным.

АПРОБАЦИЯ РАБОТЫ. Результаты диссертации представлялись на семинарах Института физики атмосферы РАН, Арктического и антарктического научно-исследовательского института. Государственного гидрологического института, Главной геофизической обсерватории, Института вычислительной математики РАН, Института океанологии РАН, Института общей физики РАН, Казанского университета. Российского гидрометеорологического центра, Иллинойского университета (Урбана, США), Гавайского университета и Объединенного института морских и атмосферных исследований (Гонолулу, США), Мэрилендского университете (Колледж Парк, США), Лаборатории геофизической гидродинамики (Принстон, США), Годдардовского института космических исследований и Колумбийского университета (Нью-Йорк, США), Чикагского университета (Чикаго, США), Ливерморской национальной лаборатории (Ливермор, США), Национальной службы по спутниковой информации и данным об окружающей среде (Вашингтон, США), Американского метеорологического общества / Секция Округа Колумбия (Вашингтон, США), Национального центра атмосферных исследований и Лаборатории по исследованию окружающей среда

Национального управления по океану и атмосфере (Боулдер, США), Иель-ского университета (Нью-Хэйвен, США), Лаборатории динамической метеорологии (Париж, Франция), Университета Маккуори (Норе Райд, Австралия), Калифорнийского университета (Дэвис, США), Университета Пурдо (Вест-Лафайет, США), Национального центра климатических данных (Эшвилл, США), на всесоюзных школах ИФА, на всесоюзных совещаниях по актинометрии, на всесоюзных совещаниях по проблеме антропогенных изменений климата (Ленинград), на межведомственных семинарах по радиационному теплообмену ("Радиационный клуб"), на межведомственных семинарах по влиянию загрязний природной среды на климат Земли (Обнинск), на Рабочем совещании Секции гляциологии (посвященном 100-летию Первого Международного полярного года, 50-летию Второго МПГ и 25-летию Международного геофизического года) и школе-семинаре "Проблемы гляциологии в системе взаимодействия природной среде и общества" (1982, Звенигород), на междуведомственном семинаре по научным результатам Первого глобального эксперимента Программы исследований глобальных атмосферных процессов (1983, Москва), на семинаре по статистическому анализу климатических полей (Москва), на семинарах по диагностике и сравнению моделей общей циркуляции ("Клуб модельеров"), на семинаре по экологической безопасности, изучению и оценке риска хозяйственной деятельности (Москва), на V всесоюзном совещании по применению статистических методов в метеорологии (1985, Казань), на всесоюзных симпозиумах "Физические аспекты теории климата" (1984, Обнинск; 1987, Обнинск), на Генеральных Ассамблеях Международного геофизического союза и Международной ассоциации то метеорологии и физике атмосферы (1985, Гонолулу, США; 1987, Ванкувер; 1991, Вена, Австрия), семинарах СПКОР (Советская программа климатологии облачности и радиации), на Втором всесоюзном симпозиуме по результатам исследований средней атмосферы (1986, Звенигород), на III Всесоюзном симпозиуме "Метеорологические исследования в Антарктике" (1986, Ленинград), на Всесоюзном семинаре по атмосферному озону, на Всесоюзном совещании по моделированию состава и динамики свободной атмосферы (1988, Суздаль), на международной конференции "Прогресс науки и глобальные проблемы современного мира" (1989, Дагомыс), на международной конференции "Изменения климата в историческом и инструментальном периодах" (1989, Брно, Чехословакия), на симпозиуме по

глобальному изменению климата (1989, Санданс, США), на международном семинаре Академий Наук СССР и США "Развитие глобальной энергетики и связанные с этим экологические проблемы" (1989, Москва), на международном симпозиуме по программе исследования средней атмосферы (1989, Душанбе), на совещании по Программе моделирования климатической системы (1990, Боулдер, США), на международной конференции по исследованию рож полярных областей в глобальных изменениях (1990, Фэрбенкс, Аляска), на международном совещании "Контролируемые активные глобальные эксперименты" (1990, Варенна, Италия), на совещаниях Рабочей Группы 8 Советско-американского сотрудничества в области охраны окружающей среды (1991, Ленинград; 1991, Вильямсбург, США), на школе-семинаре "Изменения климата и реакция геосистем" (1991, Звенигород) , на Симпозиуме по тропосферной химии антарктической области (1991, Боулдер, США), на международном совещании по сравнению климатических моделей (1992, Беркли, США), на Генеральных Ассамблеях Европейского геофизического общества (1993, Висбаден, Германия; 1995, Гамбург, Германия), на международном симпозиуме по экологическим эффектам атмосферных загрязнений (1993, Рейкьявик, Исландия), на международной конференции по исследованию изменчивости муссонов и их предсказанию (1994, Триест, Италия), на Рабочем совещании НАТО "Климатическая чувствительность к радиационным возмущениям: Физические механизмы и валидация" (1994, Париж, Франция), на Первой международной конференции по программе сравнения атмосферных моделей (амгр) (1995, Монтерей, США).

СТРУКТУРА РАБОТЫ. Диссертационная работа включает введение, 5 разделов, заключение и список публикаций автора по теме диссертации, в том числе монографию.

СОДЕРЖАНИЕ ДИССЕРТАЦИОННОМ РАБОТЫ.

Раздел I. Параметры чувствительности климатической системы

Важное значение в климатических исследованиях имеют оценки чувствительности характеристик климатического режима к изменению различных факторов естественной и антропогенной природы. Эти оценки сильно зависят от характера обратных связей в ЗКС. Анализ результатов климатических моделей, в том числе моделей общей циркуляции, выявляет существенное различие соответствующих оценок чувствительности. Заметные различия проявляются в оценках не только региональных, но и глобальных характеристик чувствительности, в частности среднеполушарной приповерхностной температуры Тр к изменению солнечной постоянной а, содержания в атмосфере углекислого газа тС02 и аэрозоля та. Эти оценки сильно зависят от характера обратных связей в ЗКС.

Энергетика ЗКС зависит от инсоляции и характеризуется радиационным балансом на верхней границе атмосферы. От его чувствительности зависит чувствительность глобального климата к различным воздействиям. В связи с этом необходим сравнительный анализ роли основных факторов, формирующих радиационный баланс системы и его составляющие [8,15,16,41,67].

В [41,57] проведена диагностика относительного вклада различных переменных в формирование сезонных изменений радиационного режима в атмосфере разных широт и для разных (25) атмосферных слоев. При расчетах с помощью достаточно детальных радиационных схем радиационных потоков и притоков использовались эмпирические среднемесячные данные, в частности для полей температуры, содержания в атмосфере водяного пара и озона, для альбедо подстилающей поверхности. Результаты расчетов сравнивались со спутниковыми данными (ЕРВЕ) для радиационного баланса на верхней границе безоблачной (Ко) и облачно-безоблачной (к) атмосферы и для его компонентов.

В целом при анализе среднегодового широтного распределения

можно выделить 4 режима: I) Ro>0, R>o, Ro-R>0; 2) Ro>0, R<0; 3) Ro<0, R<0, Ro-R>0; 4) Ro<o, R<o, Ro-R<0. При монотонном убывании Ro и R от экватора к полюсам их разница (Ro-R), характеризующая вклад облачности в радиационный баланс, максимальна в средних широтах СП (до 29 Вт/м2) и ЮП (до 40 Вт/м2). Отмечено, что в целом облачность в различных широтных зонах, за исключением тропических в ЮП, демпфирует, хотя и слабо, вариации радиационного баланса в годовом ходе: уменьшает их амплитуду.

Вариации радиационного баланса безоблачной атмосферы при одновременном изменении всех переменных практически определяются соответствующими вариациями только инсоляции. Это указывает на взаимную компенсацию вкладов в отмеченные вариации Ro вариаций температуры, альбедо поверхности, содержания водяного пара и озона в атмосфере. На рис. I.I представлены, в частности, результаты расчетов изменений радиационного баланса системы из-за перехода соответствующей переменной (при среднегодовых значениях остальных переменных) из среднегодового режима в январский (а) и июльский (б). Вариации радиационного баланса при одновременном изменении всех переменных (2) практически определяются соответствующими вариациями только инсоляции (S). Это указывает на взаимную компенсацию вкладов в отмеченные вариации радиационного баланса переменных температуры т, влагосодержания атмосферы qH20' содержания озона в атмосфере q^, альбедо подстилающей поверхности ад. Из внутренних переменных системы наибольшие вариации Ro отмечены при изменениях температурного режима. Вклад вариаций альбедо поверхности больше, чем вклад вариаций атмосферного водяного пара в средних и полярных широтах, и наоборот - в субтропических и тропических. Вклад озона мал и становится значимым только в полярных широтах.

В целом результаты проведенных расчетов подтверждают полученные ранее в [15,16] оценки при анализе эмпирических данных. Суммарный эффект вариаций климатических переменных и параметров характеризуется стабилизирующим их влиянием на вариации инсоляции в годовом ходе, и в целом реакция ЗКС на изменение инсоляции в годовом ходе соответствует проявлению принципа типа принципа Ле Шателье. Это свидетельствует об устойчивости ЗКС в годовом ходе.

Следует отметить, что существенная неопределенность связана с

Рис. 1.1. Вариации радиационного баланса на верхней границе безоблачной атмосферы из-за вариаций отдельных переменных и всех переменных вместе (Е) относительно среднегодового режима в январе (а) и июле (б).

данными об облачности и ее влиянием на энергетику ЗКС [14,17,18]. В [13], в частности, отмечена даже возможность антиэкранирования уходящей тепловой радиации облачностью вследствие различной эволюции облаков разных ярусов.

Из климатических переменных энергетика ЗКС в наибольшей степени определяется полем температуры. Температурная стратификация тропосферы в широком классе задач физики атмосферы и теории климата характеризуется средним вертикальным градиентом 7. Согласно результатам анализа различных данных [10] среднее значение 7 около 6 К/км и изменяется примерно от 5 К/км в арктических широтах до примерно 6.5 К/км вблизи экватора. В [10,23,52] получены также оценки тесной связи его изменений с изменением приповерхностной температуры То в годовом ходе и межгодовой изменчивости (й7/сШо). Кроме того сделаны соответствующие оценки параметров чувствительности высоты н^ и температуры т^ тропопаузы [28,61]:

сносно = 1 - 7(<т^/сШо) - нгг(йуасо).

Сделаны, в частности, оценки степенной зависимости Н^ от То. Полученные в [61] характеристики связи температурного режима атмосферы, в частности тропосферы, с приповерхностной температурой позволяют делать оценки параметров чувствительности ЗКС и климатических обратных связей в терминах приповерхностной температуры.

При оценке влияния на глобальный температурный режим (Т) радиационно-активной атмосферной примеси q соответствующий параметр чувствительности в рамках энергобалансового рассмотрения можно представить в виде

эе = $(<Щ/с1<1) = - q(aR/Эcl)/(ЭR/aт).

Здесь Н=Р5-РТ - радиационный баланс ЗКС, Р5=03(1-а) - поглощенная солнечная радиация, о - солнечная постоянная, Б - функция рапределения инсоляции, а - планетарное альбедо, - поток уходящей тепловой радиации (УТР). Чувствительность температурного режима ЗКС определяется как зависимостью потока УТР от температуры,

так и связью планетарного альбедо с температурой. В [7,61], в частности, приведен пример качественного учета вклада стратосферы в величину параметра эе при оценке влияния увеличения содержания С02 в атмосфере ясо2 .

Параметризации компонентов радиационного баланса ЗКС, в том числе УТР и планетарного альбедо, в терминах приповерхностной температуры То посвящено много работ [4,6,14,61,]. В [7,19,61] проведен анализ связи Рт и а с То с использованием различных спутниковых данных. При этом по более поздним спутниковым данным в годовом ходе для полушарий в целом и по среднегодовым данным для разных широт оценена величина параметра чувствительности УТР в=йРт/<Ио около 1.8 Вт/(м2К). Выявлены особенности для различных,' широтных зон. При оценке связи планетарного альбедо с Тз учитывалась зависимость а от зенитного угла Солнца.

Величина в знаменателе выражения для ае зависит от взаимосвязи климатических переменных (климатических обратных связей),, в частности от связи различных климатических переменных / с температурным режимом. В [7,61] сделаны оценки различных климатических обратных связей (в. том числе для характеристик облачности, влажности, вертикального градиента температуры, характеристик криосферы, биосферы и др.) с оценкой их влияния на чувствительность ЗКС к различного рода воздействиям. Так, при выделении связи количества облаков п с температурой т

ае = -а(ек/5ч)/[аРд/ат + (а^/апИсь/сы?) - агт/ат - (Зрт/Зп) (сы/сШ].

В [61] получены, в частности, эмпирические оценки характеристик климатических обратных связей по данным в годовом ходе и межгодовой изменчивости.

Зависимость влагосодержания атмосферы от температуры приводит к формированию сильной положительной обратной связи в ЗКС, повышающей ее чувствительность и понижающей устойчивость к различного рода воздействиям. Максимальная чувствительность влагосодержания атмосферы к изменению температурного режима проявляется в тропических широтах с локальным минимумом в экваториальных широтах. Наименьшая чувствительность - в полярных широтах, особенно в

антарктических [61]. Получены также количественные оценки в целом положительной температурной обратной связи через вертикальный градиент температуры в тропосфере по данным в годовом ходе и межгодовой изменчивости [10,23,52]. При этом вертикальный градиент температуры зависит от влагосодержания атмосферы и для отдельных регионов (океанических) эта климатическая обратная связь может быть отрицательной, что свойственно, в частности, влагонасыщенной атмосфере (см. также раздел 2).

Важными климатическими переменными, характеризующими гидрологический режим ЗКС, являются облака и осадки. При анализе зональных данных в годовом ходе наибольшая корреляция осадков и облачности отмечается в областях восходящих токов меридиональных ячеек циркуляции атмосферы. При этом наряду с высокими положительными (с ростом облачности растут осадки) коэффициентами корреляции для широт восходящих ветвей ячейки Хэдли и полярной ячейки проявляются отрицательные коэффициенты корреляции для широт нисходящих ветвей соответствующих ячеек. Согласно [43,61] корреляция осадков и облачности по зональным данным в годовом ходе в СП более высокая по сравнению с ЮП. При взаимном анализе полей облачности, осадков и циркуляционных особенностей отмечено, в частности, ' физически объяснимое соответствие большей облачности большей скорости восходящих токов. Следует отметить также достаточно высокую их корреляцию в годовом ходе в зоне нисходящей ветви ячейки Хэдли в режиме увеличения облачности при ослаблении нисходящих токов. Ряд особенностей связан с проявлением нижнетропосферных температурных инверсий.

При анализе межгодовой взамной эволюции приповерхностной температуры СП Тр и осадков над сушей в широтном поясе 35-70° с.ш. по столетнему ряду данных выявлена их статистически значимая связь, соответствующая примерно 5%-му увеличению осадков при полушарном потеплении на 0.5 К.

При исследовании крупномасштабной связи осадков с температурным режимом в [II] получено, в частности, достаточно простое модельное выражение для параметра .чувствительности скорости массообмена т на поверхности антарктического ледникового щита к изменениям приповерхностной температуры Т. Полученная при этом

относительная величина т"1<Зш/йТ сравнима с величиной относительного изменения осадков при изменении температурного режима в более детальных модельных расчетах и по данным изотопно-кислородного анализа ледовых кернов из Антарктического щита.

Один из наиболее существенных и до сих пор не решенных вопросов в теории климата - вопрос о влиянии облачности на радиационный и тепловой режимы ЗКС и, наоборот, о зависимости облачности от термического и циркуляционного режимов. До сих пор существует неопределенность даже в знаке зависимости изменений количества облаков от изменений температуры в климатических моделях разного уровня сложности, от простейших энергобалансовых до наиболее детальных моделей общей циркуляции.

В [7,9,20] при анализе данных об облачности в годовом ходе и межгодовой изменчивости выявлена тенденция ее увеличения как для СП, так и для ЮП в целом при увеличении приповерхностной температуры, что соответствует проявлению стабилизирующей отрицательной обратной связи [5,7,61]. Интересно отметить, что для трех планет земной группы Венере с максимальной температурой поверхности соответствует сплошная облачность, тогда как на Марсе с минимальной температурой поверхности облачность практически отсутствует. На Земле с промежуточным температурным и облачным режимом оцененные тенденции изменения количества облаков в годовом ходе и межгодовой изменчивости не противоречат отмеченному факту. Выявленная в [20] тенденция общего увеличения облачности при глобальном потеплении при использовании данных со спутников Метеор была позднее поддержана результатами анализа данных многолетних наземных наблюдений за облачностью в глобальном масштабе, выполненным Хендерсон-Селлерс. В то же время для отдельных регионов и широтных поясов взаимное изменение облачности и температурного режима атмосферы соответствует проявлению положительной обратной связи [40,49,50].

Чувствительность ЗКС ко всевозможным изменениям параметров системы или внешних (граничных) условий существенно зависит от криосферы и ее взаимодействия с глобальным термическим режимом. В качестве характеристики снежно-ледового покрова (СЛП), кроме площади Бб, можно использовать, в частности, его зональную характеристику фг - широту границы (СЛГ) снежно-ледовой массы, сплоченной к

полюсу без изменения ее площади. При этом 38=21Ж2(1-хз), где к -радиус Земли, а хз=з:тфз. На основании оценок по эмпирическим данным в годовом ходе и для четвертичных оледенений, а также для климатических моделей - энергобалансовых и общей циркуляции - в [12,61] сделан вывод, что чувствительность СЛГ к изменению приповерхностной температуры, в частности СП, лежит в интервале 2+0.5 град. шир./К. Сделаны также оценки инерционности снежного и ледового покрова в годовом ходе для СП и ЮП с оценкой зависимости температуры на СЛГ от широты и среднеполушарной температуры.

В [3] отмечена близость современного режима ЗКС к режиму с минимальной чувствительностью широты снежно-ледовой границы к изменению инсоляции при использовании зонально-осредненной энергобалансовой модели.

Наряду с глобальными оценками параметров чувствительности проведен также анализ чувствительности характеристик зональных малопараметрических термодинамической и энергобалансовой моделей климата, в том числе к изменению интенсивности и способов параметризации меридионального переноса тепла [27]. Широко используются температурныепараметризации меридионального притока тепла по Будыко Рт=-р(Т-Тр) и по Норсу Рт=-с1[В(1-х2)<Ы/с1х]/(1х, где х=з1пф, ф - широта, Тр - полушарно осредненная приповерхностная температура т, с независящими от режима ЗКС параметрами (3 и Б, которые характеризуют интенсивность меридионального переноса тепла (МПТ).

В частности, при учете в зональной ЭБМ типа модели Будыко зависимости р(Тр) параметр чувствительности ае имеет вид

эе = Д<1Н/Св-(ал-аб)3(х8)[р-((1р/(1!Ер)(Тв-Тр)]/[(1-<х3)(-5,(х8))]},

где й^й - изменение радиационного баланса ЗКС при удвоении содержания в атмосфере компонента q (например, С02), ад, а0 и а3 -планетарное альбедо над снежно-ледовым покровом (СЛП), над поверхностью без СЛП и на его границе (хэ), соответственно; В=бРт/(И!; тэ=т (хд); Б - функция распределения инсоляции

( X 8(х)ах=1), Б' (х )=<1Б/йх(х ).

В [27] по данным в годовом ходе было оценено для современного режима ЗКС (обозначаемого индексом з) значение ер/атр=(ар/атр)з=0.04б Вт/(м2К2), которое оказалось примерно вдвое меньше, чем оцененное ранее Сэссом и Вронкой с использованием результатов одной из версий климатической модели общей циркуляции (МОЦ). При этом использовалось, что в численных экспериментах с этой версией МОЦ меридиональный поток тепла менялся слабо. Подобный эффект можно связать со взаимной' компенсацией в суммарном МПГ изменений за счет притоков скрытого и явного тепла.

При современной, интенсивности меридионального переноса тепла чувствительность температурного режима ЗКС к вариациям инсоляции и содержания С02 в атмосфере получена близкой к максимальной. В [27] сделаны также оценки зависимости от МПГ для параметра чувствительности эеа температурного режима ЗКС к изменению в атмосфере содержания ца различного рода аэрозолей (в том числе рассеивающего фонового и сильно поглощающего промышленного). Сделан, в частности, вывод о существенной зависимости чувствительности перепада температур экватор-полюс Тер к изменению содержания в атмосфере аэрозоля, углекислого газа и солнечной постоянной от способа параметризации и интенсивности МПТ.

В [27] оценены также зависимости от параметра интенсивности МПТ Б характеристик климатической изменчивости, в том числе дисперсий сТр , оТер и ов для полушарной температуры, перепада температур экватор-полюс и площади (широты границы) снежно-ледового покрова, соответственно. Получено, что дисперсия полушарной цриповерхностной температуры слабо зависит от Б. Дисперсия площади снежно-ледового покрова растет с ростом Б. Наиболее сильная зависимость от В получена для дисперсии перепада температур экватор-полюс, которая уменьшается с ростом Б.

Режим ЗКС и его изменчивость существенно зависит от характеристик вихре-волновой активности в атмосфере. В [55,56,63,64,74,81] проведен анализ характеристик вихревой активности в атмосфере с оценкой параметров их чувствительности при глобальных изменениях климата на основе различных эмпирических

данных и модельных результатов. В частности, сделаны оценки чувствительности характеристик внетропических циклонов (числа, размеров, интенсивности, скорости и др.) и антициклонов, включая блокирующие антициклоны, к изменению температурного режима по данным в годовом ходе и межгодовой изменчивости в последние десятилетия для северного и южного полушарий. Так согласно численным экспериментам с моделью общей циркуляции [76] при потеплении СП вследствие удвоения содержания С02 в атмосфере в целом проявляется увеличение длительности блокирующих антициклонов (блокингов) с уменьшением их амплитуды и относительно слабым изменением размеров.

Проведено также сравнение эмпирических результатов с расчетами с использованием модели, развитой на базе двухуровенной модели бароклинной неустойчивости Филлипса, при различных вариантах упаковки вихрей на сфере [55]. При этом получено, что эмпирическое распределение интенсивности циклогенеза лучше соответствует модельному варианту свободной упаковки вихрей, чем плотной (с характерным расстоянием между вихрями порядка размера вихрей). Характерная степень упаковки вихрей на сфере оценивается долей площади сферы ими покрываемой порядка 0.1 [63].

Дана физическая интерпретация особенностей и их изменений в разных широтных зонах. Чувствительность характеристик вихревой активности в атмосфере к изменению температурного режима зависит, в частности, от противоположных (в целом) по знаку соответствующих параметров чувствительности горизонтальной и вертикальной температурной стратификации тропосферы согласно полученным в [55,63,74] результатам (см. также разделы 2,3).

Раздел 2. Характеристики устойчивости климатической системы

Структурные особенности ЗКС и их изменения связаны с проявлением в системе различного рода неустойчивостей.

Структура климатических полей в атмосфере и океане, в том числе структура температурного поля, зависит от условий реализации в системе статической устойчивости или неустойчивости. От характеристик статической устойчивости зависит режим общей циркуляции атмосферы и, в частности, развитие в атмосфере бароклинной неустойчивости. При этом изменяются режимы волновой и вихревой (циклонической и антициклонической) активности, условия образования и эволюции облачности.

Статическая устойчивость "сухой" атмосферы зависит от разности 7а - 7 сухоадиабатического градиента 7а и вертикального градиента температуры 7 = - вт/вг. В качестве характеристики статической устойчивости используется частота Брента-Вяйсяля N={(g/в)дв/дz}^/'2 = = {(ё/Т)(7а-7)}1^2 и безразмерный параметр ао = {(Л/ё)(7а~7)}1/2. Неустойчивость "влажной" атмосферы (условная неустойчивость) характеризуется соотношением тва - 7 между 7 и влажноадиабатическим градиентом температуры тва, зависящем от температуры т. При этом отва/едчо. Следует отметить, что условно-неустойчивая атмосфера может быть конвективно устойчивой.

В [10, 23] при анализе различных среднемесячных климатических данных для температуры на разных уровнях в атмосфере СП и Ш выявлено уменьшение в целом статической устойчивости тропосферы (увеличение вертикального градиента температуры в тропосфере) при увеличении приповерхностной температуры в годовом ходе как для СП в целом, так и для Ш в целом. Наряду с этим в океаническом поясе широт ЮП выявлена противоположная тенденция увеличения статической устойчивости тропосферы с уменьшением вертикального градиента температуры в тропосфере при увеличении приповерхностной температуры. Следует отметить, что тенденция уменьшения вертикального градиента температуры при увеличении температуры характерна для влажноадиабатического градиента.

В [52] при анализе среднемесячных температурных данных за 15

лет на разных уровнях в атмосфере СП выявлено уменьшение в целом статической устойчивости тропосферы (увеличение вертикального градиента температуры в тропосфере) при увеличении приповерхностной температуры как в годовом ходе для СП в целом, аналогично [10, 23], так и в межгодовой изменчивости для СП в целом и отдельно над сушей и океаном. Наряду с этим выявлены также широтно-высотные и широтно-долготные области в атмосфере над океаном с противоположной тенденцией увеличения статической устойчивости атмосферы при увеличении приповерхностной температуры.

В [39] выявлен также эффект крупномасштабной перемежаемости в атмосфере слоев с различными тенденциями изменений характеристик статической устойчивости по данным в годовом ходе на стандартных изобарических поверхностях (рис. 2.1). Отмеченные особенности тенденций изменения статической устойчивости атмосферы связаны с известными особенностями структуры погранслоя, тропосферы и стратосферы. Наряду с этим выявлены особенности слоя средней тропосферы. Отмечено, что существенный вклад в формирование особенностей этого слоя вносит тепловое расширение (или сжатие) атмосферы [61].

В линейном приближении при сравнительно малых изменениях высоты изобарических поверхностей вариации 7 можно представить в виде

67/7 = б7(Лг;=сопз1;)/7 - бДг/Дя,

где кг - разности высот между изобарическими поверхностями. В пограничном слое или в стратосфере при вариациях температурного режима атмосферы в годовом ходе доминирует первый член в правой части, характеризующий изменения температуры на изобарических поверхностях с неизменной высотой. В средней тропосфере с близкими вариациями температуры на соседних изобарических поверхностях величины б7(Дг=сог^>/7 относительно малы. Роль второго члена в правой части, связанного с вариациями высоты изобарических поверхностей в годовом ходе при неизменной на них температуре, становится сравнимой или даже доминирующей. В стадии прогрева атмосферы в годовом ходе вклад второго члена в правой части

Рис. 2.1. Широтно-Еысотные области положительных (заштриховано) и отрицательных вариаций вертикальных градаентов температуры 7 в атмосфере при переходе от апрельского режима к июльскому (а) и от октябрьского к январскому «3). Пунктиром приведены границы изменения 7 на ±0.1 К/км.

отрицателен, что соответствует суммарным вариациям 7 в средней тропосфере. В стадии охлаждения соответствующие изменения в средней тропосфере противоположного знака (рис. 2.1) [39, 61].

Для общей циркуляции атмосферы существенное значение имеют бароклинная и баротропная неустойчивости. При этом широкое распространение получила гипотеза бароклинного приспособления Стоуна, основанная на анализе данных для северного полушария с использованием двухслойной атмосферной модели Филлипса. Бароклинное приспособление сводится к определению меридионального градиента температуры аТ/еф величиной критического значения (эт/еф)^ = -Н(де/дг)(^@|>, соответствующему условию бароклинной неустойчивости атмосферы в двухслойной модели. Здесь н = - масштаб высоты (высота однородной атмосферы), де/дг - вертикальный градиент потенциальной температуры, ф - широта.

Проведенный более детальный анализ с использованием более обширных данных выявил, что наряду с достаточно близким соответствием меридионального градиента температуры в средней тропосфере условию бароклинного приспособления в средних широтах СП (особенно в среднегодовом и зимних режимах) проявляются существенные отклонения в высоких и средних широтах ЮП. В отдельные года отмечены значительные вариации характеристик степени бароклинности атмосферы со значительными отклонениями от бароклинного приспособления. Существенную закритичность по сравнению с условием бароклинного приспособления по Стоуну в атмосфере ЮП можно связать, в частности, с эффектом подавления неустойчивости бароклинного течения при наличии баротропного сдвига а также с зависимостью условия бароклинной неустойчивости от влажности атмосферы [30, 61].

Следует отметить, что осенью в средних и высоких и весной в высоких широтах СП получена заметно большая надкритичность по сравнению с зимним режимом. Это нетривиальный эффект ввиду того, что перепад температур экватор-полюс у поверхности зимой в СП выше, чем в другие сезоны, и бароклинная неустойчивость в целом должна быть более развитой. При анализе годового хода меридиональных градиентов дт/д<р в различных широтных зонах СП для разных атмосферных слоев выявлена в свободной тропосфере (850-300 мб) и тропосфере в целом на

широтах полярнее 50° с.ш. (за границей тропической тропопаузы) существенность полугодовой гармоники. При этом максимальных значений в годовом ходе величины Зт/бф достигают в 50-60 широтах СП осенью и весной. Для бт/Зф в планетарном пограничном слое (ШС) этих широт доминирует годовая гармоника.

При диагностике особенностей эволюции температурного режима в средних и субполярных широтах СП в годовом ходе методом амплитудно-фазовых характеристик [61] (см. далее разделы 3-5) проявляется, что весной тропосфера СП греется от поверхности средних широт и при этом меридиональный градиент температуры в более высоких широтах увеличивается (максимальные градиенты в марте-апреле), в том числе и в ППС (максимальные градиенты в марте). Осенью охлаждение атмосферы СП распространяется от полярных широт в более низкие. При этом, как и весной, меридиональные градиенты температуры осенью возрастают (в свободной тропосфере они максимальны в 50-60-х широтах в октябре, в ППС - в ноябре). В южном же полушарии весенняя динамика прогрева и осенняя динамика охлаждения атмосферы меньше различаются, чем в СП. Существенно, что меридиональные градиенты температуры в тропосфере 40-50-х широт ЮП минимальны зимой и максимальны летом в отличие от окружающих широт. При этом надкритичность для зимнего сезона в ЮП меньше в средних й субантарктических широтах, чем для других сезонов.

Вследствие развития Сароклинной неустойчивости формируются вихри в атмосфере - циклоны и антициклоны. В то же время условие бароклинной неустойчивости зависит от характеристик статической устойчивости атмосферы. Проведено сопоставление эмпирических и модельных оценок тенденций изменения характеристик бароклинной неустойчивости и статической устойчивости и вихревой активности в атмосфере [55,56,63,64,74,76,81]. Согласно полученным результатам, при потеплении ЗКС в целом действие механизма бароклинной неустойчивости характеризуется двумя противоположными эффектами. С одной стороны, уменьшение меридионального градиента и перепада температур экватор-полюс в тропосфере при потеплении способствует снижению вероятности реализации бароклинной неустойчивости и скорости генерации вихрей и их общего числа в атмосфере. С другой стороны, уменьшение при этом статической устойчивости [10,23,52]

приводит к обратной тенденции. Различие относительной роли этих конкурирующих факторов в разных регионах и режимах приводит к различным тенденциям вихревой активности в атмосфере.

Исследование стабилизирующей или дестабилизирующей роли в ЗКС отдельных климатических связей проведено, в частности, в [5,61] на основе нестационарной зональной энергобалансовой модели типа модели Будыко. Так при учете в модели зависимости количества облаков п от термического режима ЗКС условие устойчивости для современного климата сводится к условию

йп/<И! > О,

где т - полушарная приповерхностная температура. Согласно оценкам [7,9,20,40,49,50] по данным годовом ходе и межгодовой изменчивости количество облаков в целом увеличивается с ростом приповерхностной температуры при полушарном (глобальном) осреднении. Это соответствует (при неизменных других характеристиках облаков) отрицательной обратной связи со стабилизацией ЗКС.

При зависящем от термического режима параметра интенсивности МПТ (3 условие устойчивости для ЭБМ типа модели Будыко имеет вид

ар/сИр > О при Тр > Те,

ар/(Ир < о при тр < тз,

где Тб - температура на снежно-ледовой границе. Современному режиму соответствует первое условие и согласно эмпирическим оценкам (см. раздел I). условия устойчивости для современного режима ЗКС выполняются.

В [5,37,61,73] получены также условия устойчивости с учетом различных климатических обратных связей, отмеченных в разделе I, в том числе для случаев, если наряду с изменением солнечной постоянной (0) в ЭБМ аб=а0(х3) или а0=аб(Тр) из-за изменений, в частности, биосферы (включая эффект опустынивания) и ал(х3) из-за криосферных изменений. Получены также условия устойчивости системы при функциональной зависимости температуры Тб на криосферной границе от

ее положения. При этом оценено, что современный режим устойчив.

Устойчивость термического режима ЗКС существенно определяется зависимостью планетарного альбедо от зенитного угла Солнца. При учете этой зависимости согласно [61] запас устойчивости ЗКС А<30/<}0 (где о0- солнечная постоянная, а Д0о - ее изменение относительно современного значения, необходимое для достижения неустойчивого режима системы) увеличился втрое (до 5%). С учетом же дополнительной модификации параметризаций компонентов радиационного баланса ЗКС величина запаса устойчивости достигает 20%, т.е. на порядок превосходит первоначальные оценки [1,2,3,61].

Раздел 3. Диагностика глобальной эволюции климатической системы

В годовом ходе и в межгодовой изменчивости проявляется инерция процессов в ЗКС, взаимная эволюция климатических переменных. Сравнительный анализ временных сдвигов соответствующих изменений в годовом ходе климатических переменных относительно друг друга необходим, как отмечено в [22], для выявления и подтверждения причинно-следственных связей в ЗКС.

Так в [22,61] на основе сделанных эмпирических оценок предложена следующая схема причинно-следственных связей энергетически значимых климатических переменных СП в целом при аппроксимации внутригодовых вариаций годовой гармоникой: Солнце (Б) грееет поверхность Земля (Тэ), которая отдает тепло в атмосферу (Та), с изменением температурного режима поверхности и атмосферы перестраивается динамика атмосферы (К - кинетическая энергия атмосферы), облачность (п) и поле влажности (ча).

Соответствующие предложенной схеме значения времени инерции т:Х1(Х2) переменной х1 относительно режима переменной в пределах четверти периода годового хода оценивались по формуле

тХ1 (х^ = с^ЧвСш^., (Хд)]

на основе уравнения ч^дх^/а = -х1 + х^вшы^ для переменной Х1 с гармонической вынуждающей силой х^ = х^дло^ и гармоническим решением в виде х1 = х^ЬпсОр^-Д-к), где дг = д-ь^^) -запаздывание х1 относительно вынуждающей силы (х^. При этом в [22] оценено Сэ) = 1.6 мес (49 сут), а для остальных оценок при малых Д1;х (в пределах полумесяца) тХ1 (Х^ й Д^ (Х^ < 9 сут.

Оценки времени инерции без гармонической аппроксимации используемых данных можно сделать, сравнивая для различных переменных х значения времени достижения 1;х в годовом ходе соответствующих среднегодовых значений 1с. При этом значения времени достижения 1;х среднегодового режима весной (весенняя, или 0-фаза) и осенью (осенняя, или тс-фаза) не обязательно отличаются на полгода, в частности, из-за эффектов нелинейности ЗКС и ее неоднородности

(более детальное описание фазовых характеристик предложенного специального метода диагностики эволюции ЗКС [21,61] дается в разделе 4). Эволюция ЗКС, ее причинно-следственные связи и соответственно инерционность внутренних процессов в различные сезоны могут заметно различаться. О структуре ЗКС можно судить по степени асинхронности достижения климатической переменной определенной фазы годового хода. При этом, в частности, моменты достижения 0-фазы с положительной производной по времени для температуры характеризуют весенний прогрев системы, а моменты t=t, достижения х-фазы с отрицательной производной по времени - осеннее выхолаживание.

При полушарном осреднении среднегодовой режим температуры Тр(г) на уровне г для СП в пределах тропосферы до высоты 12 км достигается весной (0-фаза) позже, чем для полушарной температуры поверхности Тер. Это указывает на то, что для СП в целом прогрев тропосферы до высоты тропопаузы н^, среднеполушарное значение которой близко к 12 км, в годовом ходе идет от поверхности. Выше 12 км в стратосфере источник прогрева должен быть другой (связанный с озонным слоем). При этом тропосферу согласно [21,22,23] можно характеризовать как температурный скин-слой для годового хода (нр ~ и£1/2) граничных термических условий. Следует отметить, что средние значения высоты тропической тропопаузы около 16 км, а полярной - около 10 км. Максимальные значения высоты нижней границы тропопаузы в тропиках более 17 км, а минимальные в полярных широтах.

Аналогичный температурный скин-слой характерен и для суточного хода (Нс ~ в пределах пограничного слоя атмосферы [21,22,23].

Соотношение для характерных высот тропопаузы и температурного погранслоя нь1 С I км) близко к соотношению характерных высот годового и суточного температурных скин-слоев

нг/нс ~ (шс/шг)1/2 ,

которое в простейшем случае одинаковой эффективной теплопроводности атмосферы по вертикали внутри погранслоя и для тропосферы в целом около 20 [21,22,61].

Одна из наибольших неопределенностей климатических моделей связана с воспроизведением поля облачности и его изменений. На рис.

3.1 представлен годовой ход общей облачности для СП (а), ЮП (б) и при глобальном осреднении (в) для разных моделей общей циркуляции (сплошные кривые) в сопоставлении с различными климатологическими данными (штриховые и штрихпунктирные кривые). Следует отметить, что существует достаточно большой разброс не только в модельных результатах, но и в данных наблюдений. Тем не менее, несмотря на заметные различия в средних значениях все данные наблюдений, и наземных (данные Берлянд и Строкиной - БС; данные Уоррена и др. -wka) и спутниковых (Метеор, в том числе для двух разных Ю-летних периодов: М I /1971-1980/ и М II /1979-1988/; Nimbus-7 /1979-1985/; IS ССР /1983-1988/), выявляют общую тенденцию увеличения облачности от зимы к лету для полушарий в целом [49,50,54,65,70,71,72]. Существенные различия' проявляются в межгодовой изменчивости облачности не только в разных моделях (например в численных экспериментах в рамках АМХР [78,79]), но и по разным данным, а для разных типов облачности существенные различия проявляются и в годовом ходе [71,72].

Значительная неопределенность климатических моделей общей циркуляции связана также с воспроизведением гидрологических полей и их эволюции, в том числе в годовом ходе и межгодовой изменчивости. Тем не менее согласно проведенному в [59] сравнению результатов ряда МОЦ с различными данными наблюдений общие тенденции изменения осадков, по крайней мере в годовом ходе, соответствуют их увеличению для СП и ЮП в целом при увеличении приповерхностной температуры при переходе от зимы к лету.

Важной характеристикой ЗКС наряду с глобальной или полушарной

приповерхностной температурой тр является перепад температур

экватор-полюс т . Простейшие оценки тенденций его изменения можно бр _

получить в рамках энергобалансовых моделей климата. В частности, при изменении содержания аэрозоля в атмосфере с соответствующими изменениями планетарного альбедо над поверхностью со снежно-ледовым покровом (бал) и без него (öaö) изменение тер выражается в виде

6Т = {Qtstneajj - s(0)6a6] - TepCß>/(B + ß),

для ЭБМ типа Будыко с варьируемым параметром эффективности

Рис. 3.1. Годовой ход общей облачности для северного (а) и южного (б) полушарий, а также при глобальном осреднении (в) для разных моделей общей циркуляции (сплошные кривые) в сопоставлении с различными климатологическими данными (штриховые и штрих-пунктирные кривые).

меридионального переноса (3, где QS(1) и QS(O) - значения инсоляции на полюсе и экваторе (см. раздел I) [27,61].

При допущении, что увеличение содержания фонового аэрозоля в атмосфере увеличивает альбедо системы в приэкваториальных областях (с относительно малым альбедо подстилающей поверхности) и уменьшает его в приполярных широтах (с большим альбедо поверхности), в случае p=const с бал<0 и баб>о для современного режима следует STep <0. При альбедо системы, зависящем от альбедо атмосферы аа и альбедо подстилающей поверхности, в предположении влияния аэрозоля только на

аа (баа >0) слеДУет 8Тер/Эаа <0-С учетом р=р(Тр)

бТер = (5Тер/(Эаа)ааа + (аТер/5УбТр ■

где (бтер/этр)= - (6p/3Tp)Tep/(B+p) <о и (ST.p/Saa) <о. В этом случае при

ар/атр > (в+р)(зтр/9аа)_1(атер/еаа)/тер = (зр/атр)сг следует Стот> > о. Таким образом, при учете достаточно сильной

ер

зависимости р=(3(Тр) при общем выхолаживающем эффекте фонового аэрозоля (бтр <0) интенсивность меридионального переноса тепла ослабевает по сравнению с вариантом с p=const, высокие широты выхолаживаются интенсивнее и увеличивается. Из . оценки

выполнимости последнего условия для современного климата следует, что т в данной ЭВМ, а также и в диффузионной ЭВМ типа модели

ер

Hopea, возрастает при увеличении содержания фонового аэрозоля в атмосфере [27,61].

Условия знакоопределенности изменений т можно изменить варьированием оптических свойств аэрозоля. В частности, при включении поглощающего аэрозоля в атмосферу возможно выполнение не только Сал <о, но и Саб <о, и условие бтер > о может выполняться даже при p=oonst.

Аналогично в [27,61] проанализированы тенденции изменения тер при изменении содержания С02 в атмосфере.

Наряду с исследованием эволюции средних значений климатических

переменных необходимо также исследование эволюции характеристик изменчивости, в том числе спектральных особенностей, функций распределения, дисперсий для климатических переменных. В [31,46,48] проведена диагностика межгодовой эволюции дисперсий термодинамических характеристик ЗКС с использованием эмпирических данных и нестационарной ЭВМ с трендом ее температурного режима при учете случайных флуктуаций в системе. Исходное уравнение для климатической ЭВМ диффузионного типа при этом имеет вид

cST(x,t)/at = QS(x, t )a(x,xs(t)) - ^(x.t) +

+ d[ (1-x2)D(0T(x,t)/3x)]/9x + í(x,t),

где т - зонально осредненная приповерхностная температура; о -характеристика теплоемкости системы; QS(x,t) - инсоляция; а -коальбедо; х = sincf), ф - широта, xs = sin$s, фз - широта снежно-ледовой границы; FT - поток УТР; D - термический коэффициент диффузии; f - случайная сила (гауссова, с нулевым средним, дельта-коррелированная по времени). Эволюция режима ЗКС в стохастической ЗБМ связывалась, в частности, с увеличением содержания С02 в атмосфере. В двухмодовом приближении при разложении по полиномам Лежандра модельный режим характеризуется полушарной температурой и площадью (широтой границы) снежно-ледового покрова полушария (или перепадом температур мевду экватором и полюсом).

При моделировании трендов характеристик изменчивости термодинамического режима ЗКС учитывались возможные изменения в структуре случайной силы. В частности, в [31] интенсивность Af случайной силы г предполагалась связанной с полушарной температурой

= А0 + - 1рс).

где а0 - интенсивность случайной силы при современной полушарной приповерхностной температуре тро, параметр к может зависеть от широты. Величина ао определялась при современных значениях дисперсии

(а2) и характерном времени корреляции для реальных возмущений (тк).

Получено, что модель лучше характеризует современные значения о|р и а2 (или а|з) и заметно занижает о2ер (о|р = 0.15К, о2 = о.9"1о8 км2, о^ер = 0.37К). При независимой от температурного режима случайной силе с глобальным потеплением в модели связано слабое уменьшение о|р, о|ер и ог8 (на 6-9% при ДТр = ЗК). Это уменьшение дисперсий становится более существенным в случае уменьшающейся интенсивности случайной силы при потеплении. Выявлены критические значения параметра зависимости интенсивности случайной силы от температурного режима, при превышении которых тенденции изменения о2р, о2ер и о23 с ростом Тр меняют знак.

Существенно, что тенденции изменения дисперсий с изменением температурного режима могут различаться на разных уровнях в атмосфере. При этом в [48,61] отмечено, что тенденции изменения дисперсий термодинамических характеристик ЗКС при глобальном потеплении существенно зависят от характеристик гидрологического цикла в атмосфере и ее вихревой активности.

В частности, согласно [55] получены модельные оценки для тенденций изменения полушарного циклогенеза рс при изменении температурного режима атмосферы, характеризуемого полушарной приповерхностной температурой тр , соответствующим перепадом температур мезду экватором и полюсом тер и параметром температурной стратификации тропосферы по вертикали (в том числе, вертикальным градиентом 7, частотой Брента-Вяйсяля N или соотношением масштабов Россби ьк и Обухова ь0). При этом для плотной упаковки вихрей на сфере получено для параметра чувствительности 6У = у"1(йУ/сИр)

бРо » - зетр/2 + бтер - зб^/Ьо»

6рс з - ЗбТр/2 + бТер - б^Л-о*

для свободной упаковки вихрей. Последний случай в целом соответствует реальным распределениям циклонов [55,63].

Увеличению температуры Т соответствует увеличение ь0: йь0/сШ?>0 . Такая тенденция для характерного горизонтального масштаба в баротропной атмосфере однозначна. В то же время чувствительность

характерного горизонтального масштаба в бароклинной атмосфере к изменению термического режима можно оценить следующим образом

Ь^1 (dl^/dT) = [1/0? - (dT/dT)/(Ta-y)]/2

и возможны режимы с dbR/<ffl>0 и dl^/dlco в зависимости от тенденций изменения характеристик статической устойчивости атмосферы (см. разделы I и 2). При этом возможны тенденции изменения циклогенеза разного знака [55,63]. В частности расчеты долгопериодной (сотни лет) модельной эволюции глобального климата выявили, согласно [55], немонотонность изменений интенсивности вихрегенеза (цикло- и антициклогенеза).

Проведена также более детальная диагностика тенденций изменения глобальных климатических циклов и их эволюции в течение последнего столетия на основе различных температурных данных для северного и южного полушарий. Заметные изменения связаны с внутридекадными межгодовыми температурными вариациями, в том числе вследствие эффектов Эль-Ниньо и квазидвухлетней цикличности [66,75].

Модным средством анализа цикличности явлений служит спектральный анализ, однако при исследовании тенденций структурных изменений ЗКС при ее достаточно быстрых изменениях в течение последних десятилетий применимость спектральных методов существенно ограничена. Предложенный метод исследования глобальных циклических процессов связан с анализом фазовых портретов для ЗКС как динамической системы с диагностикой их эволюции. При этом выявляются характеристики каздого цикла с особенностями конкретных лет, в том числе при использовании среднегодовых данных (с грубой оценкой фазовых портретов) и при скользящем осреднении по году с месячным сдвигом для приповерхностной температуры ( а также для площади снежно-ледового покрова) в северном и южном полушариях. Выявлена, в частности, статистически значимая тенденция укорочения циклов с периодами около 4-6 лет при глобальном потеплении [66]. На рис. 3.2 приведена зависимость этих периодов тщ от вариаций (относительно климатического режима I951-1980 гг.) средней температуры 6т для разных десятилетий и соответствующая аппроксимация линейной регрессией гш на СТ~по данным Годдардовского института космических

Рис. 3.2. Зависимость периодов внутридекадных циклов глооальной приповерхностной температуры для различных десятилетий от вариаций средней температуры для соответствующих десятилетий по данным в межгодовой изменчивости за последнее столетие.

исследования для глобальной приповерхностной температуры за последнее столетие (1880-1989 гг.). При этом т = 4.9 + 2.9 бт о коэффициентом корреляции г = 0.85 и среднеквадратическим отклонением коэффициента регрессии ± 0.6 год/К. В случае реализации подобной тенденции при глобальном потеплении порядка I К возможно существенное изменение резонансных свойств земной климатической системы (в том числе условий параметрического резонанса). Вследствие этого возможна качественная эеолюция климатической изменчивости.

Заметные изменения проявляются также в квазидвухлетней цикличности при глобальных изменениях термического режима. Тенденцию ослабления квазидвухлетней цикличности, по крайней мере для приповерхностной температуры при глобальном потеплении следует, в частности, ожидать в случае ее проявления как параметрического резонанса в связи с уменьшением амплитуда годоеого хода приповерхностной температуры из-за большего потепления зимой, чем летом. Следует при этом отметить различие тенденций изменения характеристик годового хода, в частности для поля температуры, в различных атмосферных слоях и для разных широтных поясов, что выявлено при изменениях климата в последние десятилетия [75].

Раздел 4. Диагностика эволюции зональной структуры климатической системы.

Для диагностики эволюции ЗКС в [21] был предложен специальный метод амплитудно-фазовых характеристик. ЗКС является сложной неоднородной системой с широким диапазоном изменений переменных и параметров в пространстве, что затрудняет ее исследование. В [21,24] изменения климатических переменных предлагается рассматривать на фоне среднего или какого-либо конкретного (начального) неоднородного их распределения. При этом локальный фон, изменяющийся от точки к точке, исключается и не затрудняет анализ временной эволюции климатических переменных.

Для диагностики эволюции ЗКС использовались: I) фазовые характеристики, определяемые, в частности, значениями времени достижения переменной X в годовом ходе ее локального среднегодового значения X на соответствующих широтах (ф), долготах (к), высотах (г) с положительной производной по времени (0-фаза) или отрицательной (*-фаза); 2) амплитудные характеристики с выявлением взаимного расположения последовательных изохрон с изменением переменной X на определенную величину дХ. Для выяснения нелинейных эффектов и влияния неоднородности ЗКС необходимо варьирование величины дХ. Возможны дополнительные или альтернативные варианты выбора динамических характеристик (в зависимости от диагностируемых особенностей системы). Представляет интерес, например, анализ динамики границ экстремальных фаз или фаз экстремальных производных. Характеристиками годового хода переменной X, выявляющими степень его ангармоничности, могут служить интервалы годового цикла с положительной производной бивь (интервал роста) или с превышением X локального среднегодового значения X (интервал превышения). Эти динамические характеристики полезны для диагностики источников и стоков для различных атмосферных переменных [21,26,61].

О структуре ЗКС можно судить по степени асинхронности достижения климатической переменной в различных зонах определенной фазы годового хода. Степень густоты изохронных кривых при анализе, в частности, температурных полей характеризует термическую инерцию

различных зон ЗКС. При этом моменты t=t. достижения 0-фазы характеризуют весенний прогрев системы, а моменты t=t. достижения *-<5азы - осеннее выхолаживание.

При построении изохрон на основе пространственно-дискретных данных необходима пространственная интерполяция. Для дискретных по времени данных возможна временная интерполяция при описании тонкой структуры ЗКС. Для выявления (качественного) неоднородностей в системе с характерными масштабами_ еу по пространству (у -пространственная переменная) и ег по времени (1;) при характерной скорости смещения последовательных изохрон и(у,-о дискретность используемых данных по пространству лу и по времени ьх не должна превышать некоторого предела:

лу < ивь, « ау/и.

Для адекватного (количественно) описания динамической структуры системы необходимо выполнение более сильных неравенств:

4у << им, Ы « «у/и.

Эволюция характеристик ЗКС в годовом ходе зависит, от эволюции радиационного баланса на верхней границе атмосферы и, формируемого поглощенной в системе солнечной радиацией Р3 и потоком уходящей тепловой радиации Рт (й = Р3 - Рт). Согласно [47,61] для РБ характерно увеличение г. и уменьшение ь, с увеличением широты ф во внеэкваториальных зонах как для СП, так и для ЮП с экстремальными значениями в 70-х широтах. Следует отметить, что значения Мф) и МФ) для СП близки (особенно 4.) со сдвигом на на 6 мес к значениям соответствующих характеристик для ЮП. Межширотные различия во времени достижения 0- и х-фаз достигают I мес.

Более существенны различия в СП и ЮП широтных зависимостей фазовых характеристик и для потока уходящей тепловой радиации Рт. Если для весенней фазы годового хлда в СП значения минимальны вне -тропиков в 50-60-х широтах, то в 60-х широтах ЮП значения характеризуются относительным максимумом. Минимальные отмечены в 40-х широтах СП, значения максимальны в субтропических (30-х) широтах с относительным максимумом в полярных широтах.

Широтные зависимости и 1;. для радиационного баланса подобны

'.кроме оО-к широт) соответствующим широтным зависимостям для При этом количественные различия для фазовых характеристик в СП и ЮП больше в 0-фазе, тогда как для Р3 различия в СП и ЮП больше в ■тс-фазе.

Существенно, что величины г.. и 1;. для и получены меньше соответствующих величин для и Рт в одних и тех же широтных зонах. Возможность более раннего достижения среднегодового режима весной и осенью для радиационного баланса по сравнению с его компонентами р3 и Рт показана в [47] с использованием представления годового хода Р5, Рт и я годовой гармоникой. В частности, при шдь <с 1 получено

з - [РТ0/(?д0-РТС))]1Ж,

где - фазовый сдвиг для и относительно инсоляции, ш - годовая частота, Р30 и - амплитуды годовых гармоник для рд и рт, At фазовый сдвиг годовой гармоники для гт относительно Рд.

•Условие ^со реализуется, в частности, при Р30 > ?тп и дг>о или Р50 с Рто и дио, тогда как >о при Р30 < Рто й дt>o или рБО ' РТ0 и Так1™ образом, относительная задержка (или

опережение) достижения среднегодового режима н зависит от соотношения амплитуд годового хода поглощенной в системе солнечной радиации и потока уходящего теплового излучения, а также от соотношения (ДЮ их фазовых характеристик.

Для реальных данных характерно М > о и Р50 > Рто, что соответствует < о. Что и требовалось показать.

При использовании метода амплитудно-фазовых характеристик выявлены принципиальные различия процессов прогрева и выхолаживания атмосферы СП в годовом ходе. В частности, это проявляется при анализе последовательных изохрон (целое число соответствует середине месяца) для широтно (ф) - высотных (г) границ атмосферных областей с прогревом относительно января (а) и охлаждением относительно июля (б) на 1К на рис. 4.1. Атмосфера прогревается на Ш относительно января от поверхности максимально высоких широт (их чувствительность больше), доступных Солнцу в феврале и в последующие месяцы. Граница области прогрева распространяется в среднюю тропосферу и в сторону экватора, выявляя

г*«

Рис. 4.1. Изохронные зональные границы областей прогрева (а) и охлаждения (0) атмосферы северного полушария на I К относительно января и июля. Целое число у изохрон соответствует.середине месяца.

особенность субтропической области высокого давления. Сближение границ областей прогрев?, от поверхности и из стратосферы порождает "вторичные фронты" прогрева в сторону полюса и в сторону низких широт. Выявляется термическая особенность, связанная с разрывом тропопаузы и с субтропическим струйным течением на высотах 12-14 км.

Соответствующие последовательные изохроны весенней 0-фазы для температуры атмосферы 6 первой половине апреля смещаются в СП согласно рис. 4.2а от экватора к субтропикам в тропосфере и одновременно из приполярной стратосферы и стратосферы средних широт. Во второй половике апреля проявляется распространение последовательных изохрон 0-фазы от поверхности средних широт. В начале мая из изохрон весенней фазы со стороны экватора и от поверхности средних широт формируется общая изохрона. При этом обособляется субтропическая область высокого давления в пределах пограничного слоя атмосферы (1.5 км), для которой "весна" наступает позднее. В результате последующего сближения изохрон, движущихся от поверхности и из стратосферы, порождаются "вторичные" изохроны: границы весенней фазы распространяются в полярную тропосферу и верхнюю тропосферу внетропических широт южнее 50° с.ш.

Процесс охлаждения атмосферы СП осенью (рис. 4.16 и рис. 4.26 для тс-фазы) носит в целом адвективный характер со смещением вертикальных изохронных границ областей с охлаждением относительно от полярных широт к тропическим.

В [21,22] оценены характерные скорости продвижения границ 0- и тс-фаз для температурного режима атмосферы, в частности для СП в годовом ходе: горизонтальная скорость ир ю км/ч (70° шир/мес), вертикальная скорость и зю м/ч. При этом иг близка к характерной скорости продвижения границ О- и тс-фэз для инсоляции. Отношение вертикальной и горизонтальной скоростей порядка Ю--' соответствует отношению вертикального (Н~ю км) и горизонтального (%р.0/г " ю4км, где - радиус Земли) масштабов для тропосферы. При найденных скоростях для качественного выявления термических особенностей в атмосфере с характерными масштабами мес необходимо

пространственное разрешение Ду^7 км по вертикали и ДФСЛО'^ гг." горизонтали. Для исследовавшихся б [21] данных эта угук>ьк? выполняются: Дф=5°-.< 70°, а тахДг=4 км < 7 км.

Рис. 4.2. Последовательные изохроны 0-фазн (а) и тс-фазы (0) годового хода зонального температурного режима атмосферы северного полушария.

основные особенности годового хода температурного режима атмосферы в широтно-высотном разрешении, выявленные в [21,22,61] можно качественно описать на основе модели системы с вертикальной теплопроводностью и с горизонтально перемещающимся (сканирующим) тепловым источником (сканер-модель). Согласно [21,22] средняя скорость межширотного перемещения границ 0- и тс-фаз годового хода температурного режима в тропосфере близка к скорости смещения (порядка 10 км/ч) границ соответствующих фаз для инсоляции с запаздыванием примерно на месяц. Такая скорость соответствует быстрому - за месяц - горизонтальному перемещению границы фазы среднегодового режима от полюса до тропических широт (70° шир/мес).

Изохроны постоянной фазы годового хода температурного режима атмосферы в сканер-модели [47,61] определяются уравнением

[u/2k(x)]1/2z + wv~1(x)x = const,

где z и х - вертикальная и горизонтальная координаты, х=Кцф, Rg -радиус Земли, ф - широта, w - частота годового хода, к - эффективный коэффициент теплопроводности, У(ф) - характерная скорость межширотного смещения определенной фазы температурной волны на нижней границе (поверхности) из-за годового хода инсоляции.

Если принять, что весной в целом для СП согласно [21,22] У(ф)>о (граница 0-фазы приповерхностной температуры смещается от экватора к полюсу), то изохроны 0-фазы в атмосфере будут иметь наклон в сторону экватора. Осенью с У(ф)<о последовательные изохроны %-фазы смещаются от полюса в сторону экватора и наклонены в сторону полюса. Отмеченные особенности проявляются на рис. 4.2 по реальным данным. С помощью сканер-модели объясняются также особенности разных широтных зон при учете неоднородности подстилающей повехности и различий термодинамических свойств океана и суши. Ограничением предложенной з [47] сканер-модели является невозможность выделения особенности пограничного слоя, поверх которого горизонтальный прогрев и охлаждение атмосферы распространяются быстрее, чем внутри него [61].

Внутригодовая эволюция температурного режима атмосферы южного и северного полушарий принципиально различаются. На рис. 4.3 приведены последовательные изохроны для границ областей атмосферы ЮП

Рис. 4.3. Изохронные границы областей охлаждения-зональной атмосферы южного полушария в годовом ходе на 5 К относительно января.

хм

Рис. 4.4. Последовательные изохроны О-фазы (а) и тс-фазы (б) годового хода температуры океана в глубинно-широтном разрешении по океанографическим данным.

с охлаждением на 5К относительно январского режима. Отмечено проникновение области охлаждения из стратосферы в тропосферу южнее границы тропической тропопаузы, отмеченной штрих-пунктиром. Осенние области охлаждения атмосферы на 5К, расширяющиеся от антарктического щита, при объединении с соответствующими областями охлаждения из стратосферы выявляют особенность океанического области "ревущих сороковых" и "неистовых пятидесятых" широт (ОРС). Подобные особенности проявляются и при прогреве атмосферы ЮП весной (в отличие от СП, где процессы прогрева весной и охлаждения атмосферы осенью принципиально различаются). В частности, весной южнее границы тропической тропопаузы в средних широтах происходит относительно резкое распространение границы прогрева в августе-сентябре глубоко в тропосферу сквозь полярную тропопаузу (в пределах месяца для прогрева порядка 5К относительно июльского режима). При этом также отмечается распространяющийся от антарктического щита прогреЕ (относительно июльского режима с сильным выхолаживанием) атмосфэры.

Различие эволюции температурных режимов атмосферы ЮП и СП связано с географическими особенностями полушарий и солнечной орбиты Земли. В термодинамике ЮП важную роль блокатора взаимного влияния Антарктики и тропических широт выполняет океанический широтный пояс вокруг Антарктиды. При этом термодинамика атмосферы ЮП существенно определяется сочетанием материка на Южном полюсе и окружающего его инерционного и теплоемкого океана. Особенность области стратосферной инжекции в тропосферу, выявленную в [23], связана снисходящей ветвью меридиональной циркуляционной ячейки в атмосфере ЮП.

Сравнение результатов анализа годового хода температурного режима стратосферы и мезосферн по спутниковым и ракетным данным на высотах от 25 до 80 км выявило наряду со сходством общих закономерностей и некоторые различия [44,47].

В [32] отменено, что основные особенности годового хода температурного режима атмосферы воспроизводятся моделями общей циркуляции атмосферы, в частности моделью Лаборатории геофизической гидродинамики (Принстон). В то же время выявлены и заметные различия амплитудных и фазовых характеристик годового хода температурного поля тропосферы и нижней стратосферы. Так отмечено более слабое термическое взаимодействие стратосферы с тропосферой в модели по

■■равнению с реальным взаимодействием, а также более быстрая эволюция температурного режима атмосферы в годовом ходе, смещение в сторону арктических широт особенности Еесеннего прогрева от поверхности в

СП.

Б [25,613 отмечены зональные особенности годового хода температурного режима Мирового океана в пределах квазиоднородного слоя и сезонного термоклина. Для диагностики внутригодовой эволюции температурного поля океана методом амплитудно-фазовых характеристик использовались среднемесячные многолетние данные при зональном (однограду сном; осреднении на основе океанографических измерений на стандартных уровнях.

Отмечается межполушарная асимметрия эволюции температурного режима океана. В осенней эволюции температурного поля верхнего кьазиоднородного слоя океана проявляется стабилизация границы чг-фазы, распространяющейся из ВП, вблизи экватора в июле-ноябре. Влияние ЮП б эволюции границы О-фазы чувствуется вблизи поверхности до широт около 45° с.ш. При этом характерная горизонтальная скорость перехода границы О-фазы из ЮП в СП в приэкваториальных широтах порядка I км/ч.

Севернее 45'"' с.ш. в свободном ото льда океане максимальная скорость прогрева (заглубление О-фазы) порядка 10 см/ч проявляется около 60° с.ш. Аналогичная особенность отмечена и для фазы выхолаживания (тс-фазы) от поверхности в глубь океана.

В результате проведенного анализа океанографических данных и модельных результатов выявлены общие закономерности и особенности эволюции температурного режима Мирового океана в годовом ходе. В целом эволюция температурного поля по океанографическим данным и модельным результатам качественно согласуются. В то же время отмечено, в частности, что модельная динамика весенних (0) и осенних (1с) фаз различается меньше, чем по данным. Согласно последним проявляются заметные различия в годовом ходе температурного поля верхнего квазиоднородного слоя океана и сезонного термоклина весной и осенью (рис. 4.4).

Аналогично с использованием метода амплитудно-фазовых характеристик была проведена диагностика эволюции других климатических полей в годовом ходе, в том числе геопотенциала,

плотности, скорости и кинетической энергии ветра, влагосодержания атмосферы, облачности, содержания озона в атмосфере, энтропии. Следует отметить заметное различие внутригодовой эволюции различных климатических полей в атмосфере СП и ЮП.

Существенную роль в атмосфере играет ее влагосодержание. фазовые характеристики эволюции поля массовой доли еодяного пара Б тропосфере, в частности СП в целом, соответствуют особенностям эволюции поля температуры в годовом ходе. С помощью амплитудных характеристик выявляется существенность тропических и субтропических широт в снабжении атмосферы водяным паром весной. Это отражается и в особенностях годоеого хода энтропии влажной атмосферы (э ) по сравнению с энтропией сухой атмосферы (Б^).

Характеристики годового хода температуры и энтропии сухой атмосферы подобны. Для энтропии влажной атмосферы в О-фазе годового хода меньше выделяется весенняя особенность средних широт СП, так как существенна роль переноса влаги тропических широт. На значение гидрологического цикла в атмосфере указывает и то, что режим 0-фазы для в пределах атмосферного погранслоя устанавливается заметно быстрее, чем для Б^. При этом режим 0-фазы для устанавливается заметно позже, т.е. относительно небольшие изменения влажности атмосферы могут приводить к существенным изменениям термодинамического режима атмосферы, по крайней мере в пределах погранслоя.

При анализе взаимной эволюции различных климатических полей проявляются особенности общей циркуляции атмосферы. Согласно [43] проявляются различия годового хода осадков Рг в пределах меридиональных ячеек Хэдли, Ферреля и полярной ячейки в общем соответствии с особенностями годового хода облачности п. Формирование облаков связано с вертикальными токами в атмосфере и межширотные особенности п и Рг соответствуют широтной зависимости вертикальных скоростей '«V в атмосфере [43]. Режим 0-фазы годового хода Рг запаздывает относительно п в большинстве широтных зон. Особенно четко запаздывание проявляется в средних и высоких широтах для 0-фазы. При этом, в частности, наряду с высокими положительными (с ростом облачности растут осадки) коэффициентами корреляции для широт восходящих ветвей ячейки Хэдли и полярной ячейки для широт

нисходящих ветвей соответствующих ячеек отмечены отрицательные коэффициенты корреляции. В СП согласно [43] корреляция осадков и облачности по зональным данным в годовом ходе более высокая по сравнению с ЮП.

При диагностике взаимной эволюции атмосферных полей отмечено, что весной 0-фаза для поля температуры во внетропических широтах ЮП достигается в годовом ходе в целом быстрее, чем О-фаза для геопотенциала. Исключение составляют область полярнее 70° ю.ш. около уровня 300 мб и область верхней тропосферы в окрестности 25-30° ю.ш. Осенью режим тс-фазы для температуры атмосферы антарктических широт (кроме уровня 100 мб) достигается позже, чем для геопотенциала.

В СП режим 0-фазы для геопотенциала достигается позже, чем соответствующий режим для температуры, в нижней тропосфере южнее 50° с.ш., а также в нижней стратосфере и верхней тропосфере севернее 45° с.ш. Режим тс-фазы годового хода геопотенциала опережает соответствующий режим для температуры в тропосфере севернее 55° с.ш., в нижней стратосфере и в окрестности тропопаузы в тропических широтах, а также в полярных широтах вблизи уровня 50 мб. Отмеченные особенности взаимной эволюции полей температуры и геопотенциала отражают влияние термодинамических и динамических факторов, относительная роль которых изменяется в годовом ходе.

Особенности годового хода проявляются в межгодовой эволюции климатических полей. В частности,, в [21] выявлена особенность годового хода температуры атмосферы в области субтропического струйного течения (ССТ). Так на 40° с.ш. амплитуда межгодовой изменчивости температуры на уровне 200 мб в зоне ССТ (±2К) в 2 раза больше амплитуды этой характеристики в средней (500 мб) тропосфере (+1К) в тех же широтах. Если учесть, что при этом размах амплитуд годового температуры соответственно около 6 и 16К, то отношения амплитуды межгодовой изменчивости к амплитуде годового хода различаются более чем в 5 раз: 2/3 и 1/8. Существенная межгодовая изменчивость в зоне, связанной с ССТ, более проявляется для январских температур, чем для июльских.

При сравнении межгодовой изменчивости январских и июльских температур в зоне ССТ кроме отмеченного различия амплитуд проявляется различие и характерных периодов межгодовой эволюции:

около 10 лет для январских, и 2-3 года для июльских температур. Для средней тропосферы подобных различий не отмечено. Согласно [21], при наличии выявленного эффекта отражения при перемещении в сезонном ходе границы области охлаждения в атмосферной зоне, связанной с ССТ, как бы увеличивается термическая инерция этой зоны в зимний период по сравнению с летним, что проявляется и в межгодовой изменчивости.

В последние годы отмечена тенденция увеличения сроков весеннего перехода зональной скорости и через нуль (с западного направления на восточное) в антарктической стратосфере. В частности, это выявлено по данным ракетного зондирования на антарктической станции Молодежная за период измерений 1976 по 1985 г. [47].

Общая тенденция для изменений на Молодежной характеризуется задержкой времени разрушения циркумполярного вихря 1;в в стратосфере. По сравнению с ранней весенней перестройкой 1978 г. (в начале ноября) в последующие годы величина 1;в в нижней стратосфере увеличилась более чем на месяц. При этом задерживается заполнение антарктической озонной дыры, на что указывают, в частности, результаты диагностики озонной эволюции в годовом ходе по спутниковым данным. Следует отметить, что наряду с общей тенденцией проявились субсезонные особенности с тремя характерными периодами весенней перестройки, разделенных двухнедельными интервалами [47].

Раздел 5. Диагностика региональных особенностей эволюции климатических полей.

Глобальная энергетика ЗКС связана с инсоляцией. Региональные особенности эволюции климатических полей также связаны с особенностями эволюции радиационных полей.

В [33,34,35] проведен анализ внутригодовых вариаций радиационного баланса Земли и его компонентов по среднемесячным спутниковым данным с разрешением 2.5° по широте и долготе. Наряду с анализом дисперсий, как характеристик изменчивости, анализировалась эволюция радиационных полей, в том числе степень синхронности их годового хода в различных регионах, с использованием метода амплитудно-фазовых характеристик. Выявлены, в частности, особенности энергоактивных зон океана (ЭАЗО). Отмечены противоположные тенденции фазовых сдвигов годового хода потока уходящей длинноволновой радиации и радиационного баланса Земли н: для областей более раннего достижения гт весенней (или осенней) фазы годового хода отмечается более позднее достижение и соответствующих фаз (и наоборот). В частности, в области Ньюфаундлендской ЭАЗО с относительным запаздыванием достижения режима 0-фазы для Рт выявлено относительно раннее достижение режима 0-фазы для к [35].

При исследовании сезонной эволюции температурных полей в ЗКС проявляются региональные особенности, связанные с особенностями радиационных полей, с различием свойств суши и. океана. • В свою очередь региональные особенности структуры и эволюции температурных полей проявляются в особенностях радиационных полей [61]. '

На одних и тех же широтах режим соответствующих фаз для приповерхностной температуры над океаном может достигаться позже на 2 месяца и более, чем над сушей. Это наиболее четко проявляется весной для 0-фазы. Весной наряду со смещением последовательных • изохрон от приэкваториальных широт выявляется сравнительно ранний прогрев континентов в средних широтах. Осенью последовательные изохроны в основном смещаются от высоких широт в более низкие. Следует отметить различие эволюции температурных полей над Атлантическим и Тихим океанами. Над Атлантикой проявляется

I I >

достаточно четкая закономерность смещения последовательных изохрон как 0-фазы, так и тс-фазы с севера на юг. Над Тихим океаном наряду со смещением последовательных изохрон этих фаз с севера в высоких и средних широтах отмечено их смещение с юга на север в тропических широтах. В восточной части океана выделяются области с наибольшей задержкой достижения режимов этих фаз.

Выявленные особенности связаны как с характером сканирования ЗКС Солнцем, так и с различием термических -свойств океана и континентов (в частности, теплоемкости), а также их конфигурации и с соответствующими региональными особенностями атмосферной и океанической циркуляции. При этом проявляются, например, муссонные эффекты с распространением температурных волн с континентов в океанические регионы и наоборот в зависимости от сезона.

Наряду с основными тенденциями температурного режима в годовом ходе достаточно регулярно и устойчиво проявляются динамические особенности отдельных сезонов, в том числе переходных - возвратные крупномасштабные потепления осенью и похолодания весной. В . [36] с использованием ежедневных данных ПГЭП для атмосферных полей температуры и геопотенциала на разных уровнях проведено исследование структуры и эволюции малооблачного осеннего режима "бабьего лета" без осадков в течение недели и более. При этом выявлена достаточно четко выраженная в средней тропосфере меридиональная структура областей потепления и похолодания, повышения и понижения давления, а также подобие структурных особенностей, для изменений полей температуры -и геопотенциала в период "бабьего лета" - относительно предшествующего периода.

Согласно оценкам [36] формирование выявленной глобальной структуры в полях температуры и геопотенциала в тропосфере в периоды "бабьего лета" можно связать с образованием стационарных (или квазистационарных) структур, в частности волн Россби.^ _При этом неединственность локальных квазистационарных субсезонйых режимов должна отражаться, в частности, в бимодальности соответствующих функций распределения [61].

Эволюция полей в атмосфере ЗКС, в том числе радиационных полей и поля температуры, связана с эволюцией поля облачности. При анализе годового хода полей облачности с использованием метода

• I I I

амплитудно-фазовых характеристик в [34,43,80] наряду с эволюционными особенностями известных климатических структур, в частности меридиональных ячеек общей циркуляции атмосферы и муссонов, выявлена структура спирального типа над Евразией с вращением против часовой стрелки (рис. 5.1). Одна из ветвей выявленной при анализе как облачных (спутниковых и наземных) данных, так и данных для поля осадков спиральной структуры [34] связана с эволюцией индийского муссона. Возможность реализации подобной . эволюционной структуры может иметь прогностическое значение. В частности, известная формальная корреляционная связь муссона со азиатским снежным покровом в предшествующие зиму-весну находит объяснение в причинно-следственной схеме, связанной со спиральной структурой в полях облачности и осадков (в том числе снежных) [80].

Необходимость выяснения возможных механизмов формирования стуктуры спирального типа над Евразией в годовом ходе полей облачности и осадков вызвала необходимость соответствующего анализа различных моделей общей циркуляции (МОЦ) [49,50,54,59,71,78,79]. Проведенный анализ результатов моделирования облачности в рамках различных сравнений МОЦ, включая международные программы АНН1 и месса, а также сравнение российских МОЦ, выявил существенные недостатки моделей в целом. Для некоторых версий МОЦ отмечены даже особенности типа "антимуссонов" с облачностью и осадками в сезон муссона меньшими, чем в противоположный сезон. Одна из причин подобных эффектов связана со смещением региона развития муссона в моделях относительно его реального положения.

Рис. 5.2, в частности, характеризует отличия модельных изменений облачности от эмпирических (по спутниковым данным ксср) для перехода от января к июлю (от зимы к лету в СП) - простейшей характеристики внутригодовой эволюции - для 6 моделей общей циркуляции (ОРБЬ, ОКБ, ЩМО, ОЗи, Щ, ЛСАЯ) [49,50,54]. Заштрихованы положительные отклонения с более темной штриховкой для отклонений больше 0.4. Области с максимальной недооценкой модельных вариаций облачности (по крайней мере - 0.4) отмечены редкой штриховкой.

С особенностями эволюции радиационных полей, термического и циркуляционного режимов связаны особенности эволюции глобальных

Рис. 5.1. Последовательные изохроны 0-фазы (а) и тс-фазы (0) годового хода облачности над северным полушарием.

gfoi.-isccp giss-isccp :

90n 70n son jon ion 10s 30s 50s 70s sos

30w зое 90e 150e 150w 90w 30w зое 30w зое 90е 150е 15cw 90w 30w зое ukmo-isccp osu-isccp

QQЛ .....*.....1.....1 . . . i t I ■ « . ■ » I . i . . . I.........., . . . , I . , t , . I.....| . . . . . | , . . , . | . . . . . I . . 1 . . |

ш зое 90е 150е 150w 90w 30w зое ш зое 90е 150е 150w 90w 30w 30f

ul- isccp ncar-isccp

Рис. 5.2. Отличия изменений облачности в моделях общей циркуляции (gfdl, giss, икмо, osu, ui, ncar) для перехода от января к июлю (от зимы к лету в северном полушарии) от соответствующих изменений по спутниковым данным isccp /1983-1988/.

полей содержания озона, С0г, метана, фреонов и других компонентов в атмосфере, в том числе в годовом ходе [26,28,38,45,51,53,62,68].

Наряду с общими закономерностями в глобальной эволюции Мирового океана в целом выявляются существенные особенности каждого океана в отдельности. В частности, в сезонной эволюции с использованием метода амплитудно-фазовых характеристик выделяются режимы струйных течений, океанских круговоротов, термически более активных и менее активных зон океана.

Так при анализе годового хода температурных полей Атлантического океана в СП с использованием среднемесячных данных на 12 стандартных горизонтах верхнего 1000-метрового слоя океана в весенней и осенней фазовой динамике выявлены особенности энергоактивной зоны океана (ЭАЗО), связанной с Гольфстримом и Саргассовым морем [25]. Наряду с более ранним достижением среднегодового режима в годовом ходе как весной, так и осенью в области Гольфстрима, Лабрадорского течения вдоль Ньюфаундленда, возвратного Гольфстрима и Антильского течения выявляются также зоны относительного запаздывания (303). В частности, 303 в фазовой динамике температуры поверхности океана связаны с Саргассовым морем и Ньюфаундледекой ЭАЗО.

Особенно четко 303 проявляются для осенней фазы. Наличие океанических 303 в режиме общего выхолаживания в осенне-зимний сезон предполагает их особую роль в обмене теплом с атмосферой. Их реализацию естественно связать, в частности, с береговым рельефом, рельефом дна и структурой образующихся при этом океанических течений на вращающейся планете. Структура течений типа Гольфстрима-в океане во многом, аналогична структуре атмосферных^ струйных течений.'.' В атмосфере температурная 303 выявлена в * области субтропического струйного течения и связана с тропической тропопаузой [25,61].

Реализация 303 как в океане, так и в атмосфере связывается/.в [25] с частичной изоляцией этих областей струйными течениями в атмосфере и океане от источников нагрева (или охлаждения) из-за анизотропной теплопроводности системы. В атмосфере 303 находится в окрестности тропической тропопаузы над субтропическим струйным течением, замедляющим ее весенний прогрев от поверхности Земли.

Для характерных скоростей распространения фаз годового ходэ

подучены следующие оценки: горизонтальная скорость иг ~ I км/ч, вертикальная скорость ив ~ 5 см/ч, их соотношение ив/иг ~ 5'Ю-5.

Аналогично проведен анализ внутригодовых вариаций полей температуры поверхности океана, приповерхностной солености океана, приповерхностной температуры атмосферы и их взаимной эволюции по различным эмпирическим данным. Проведено также сравнение с результатами расчетов годового хода температурного режима Атлантического океана в модели общей циркуляции океана [61].

Заключение.

1. Для диагностики эволюции климатических полей предложен новый метод амплитудно-фазовых характеристик, апробированный, в частности, при диагностике годового хода различных климатических переменных, в том числе процессов нагрева ЗКС весной и охлаждения осенью, муссонных явлений, структурных образований в общей циркуляции атмосферы и океана, включая струйные течения и ячейки общей циркуляции, особенности энергоактивных зон океана и атмосферы, стратосферные потепления и блокирующие образования, регулярные субсезонные особенности типа возвратных похолоданий * и потеплений, особенности эволюции циркуляции и термического режима атмосферы полярных широт.

2. Предложен метод диагностики эволюции циклических особенностей климатической системы, с помощью которого получены оценки тенденций изменения внутридекадных циклов термодинамического режима глобальной системы атмосфера-океан-криосфера по данным в межгодовой изменчивости за последние более ста лет в сопоставлении с результатами спектрального анализа. Выявлена, в частности, тенденция укорочения циклов с периодами около 4-6 лет при глобальном потеплении.

3. Сделаны оценки тенденций эволюции различных климатических характеристик в годовом ходе и межгодовой изменчивости с оценками их чувствительности к изменению термического режима и оценками чувствительности последнего к разного рода воздействиям (включяя антропогенные) с учетом различных климатических обратных связей. В том числе получены оценки тенденций эволюции характеристик климатической изменчивости (например, дисперсий полей температуры и облачности, характеристик вихревой активности а атмосфере) при глобальной эволюции земной климатической системы. В частности, усиление циклонической активности в атмосфере при антропогенных изменениях климата возможно вследствие выявленной тенденции уменьшения статической устойчивости тропосферы при потеплении

глобального масштаба. Выявлена также тенденция формирования оолее длительных блокирующих антициклонов в тропосфере при глобальном потеплении.

4. Впервые проведено сравнение всех наиболее полных глооалышх климатология облачности по спутниковым и наземным наблюдениям, в том числе по данным со спутников Метеор, Nimbus-7 и isccp. Проведена диагностика эволюции шлей облачности по разным данным с выявлением их различий и причин различий. В частности, по российским (Еерлянд и Строкина) и американским (Уоррен и др.) данным наземных наблюдений и российским спутниковым (Метеор) данным облачность в полярных широтах летом больше, чем зимой, тогда как по данным со. спутников Международного проекта спутниковой климатологии облачности (isccp) и Nimbus-7 изменения облачности противоположны по знаку.

5. Проведена диагностика эволюции и взаимной эволюции глобальных климатических полей (в том числе радиационных потоков, температуры, облачности, осадков) в годовом ходе, межгодовой изменчивости и при возможных антропогенных изменениях климата в различных моделях в сопоставлении с различными данными. В том числе проведена детальная диагностика глобальных полей облачности и их эволюции б годовом ходе, в межгодовой изменчивости и при изменении содержания углекислого газа в атмосфере в моделях общей циркуляции на основе результатов численных экспериментов в рамках всероссийского. и международных (включая амгр и месса) сравнений моделей, одна из существенных проблем моделей общей циркуляции связана с моделированием облачности и ее годового хода в различных

' регионах, в частности над Евразией, что при полушарном осреднении проявляется даже в противоположном годовом ходе по сравнению с данными спутниковых и наземных наблюдений.

ПУБЛИКАЦИИ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Голицын Г.С., Мохов И.И. Об устойчивости и экстремальных свойствах моделей климата // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1978. Т.14. N0.4. С.378-387.

2. Мохов И.И., Голицын Г.С. Вариационная оценка устойчивости климатической системы в простых моделях // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1978. Т.14. N0.6. С.597-606.

3. Голицын Г.С., Мохов И.И. Оценки чувствительности и роли облаков в простых моделях климата // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1978. Т.14. N0.8. С.803-814.

4. Мохов И.И., Петухов В.К. Параметризация уходящей длинноволновой радиации для климатических моделей. Препринт. М.: ИФА АН СССР. 1978. 34 с.

5. Мохов И.И. Реакция простой энергобалансовой модели климата на изменение ее параметров // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1979. Т.15. N0.4. С.375-383.

6. Мохов И.И., Петухов В.К. Уходящая тепловая радиации для малопараметрических моделей климата // Тр. XI Всесоюзн. совещания по актинометрии. Ч. IV. Радиационная энергетика. Таллин. 1980. С.21-26.

7. Мохов И.И. О влиянии С02 на термический режим земной климатической системы // Метеорология и гидрология. 1981. N0.4. С.24-34.

8. Мохов И.И. О влиянии облачности на энергетический баланс климатической системы // Метеорология и гидрология. 1982. N0.3. С.13-18.

9. Мохов И.И. О связи количества облаков с температурой при большом пространственном осреднени // Метеорология и гидрология. 1982. N0.10. С.35-45.

10.Мохов И.И. Вертикальный температурный градиент в тропосфере и его связьс приповерхностной температурой по" эмпирическим данным // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1983. Т.19. N0.9. С.913-919.

11.Мохов И.И., Петухов В.К., Русин И.Н. Чувствительность массообмена на поверхности ледникового щита Антарктиды к климатическим

изменениям // Метеорология и гидрология. 1983. No.II. С.52-59.

12.Мохов И.И. Температурная чувствительность площади криосферы северного полушария // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1984. Т.20. n0.2. С.136-143.

13.Мохов И.И. Эффект ангиэкранирования уходящей тепловой радиации облачностью // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1984. Т.20. n0.3. С.244-254.

14.Грачева И.М., Мохов И.И., Петухов В.К. Моделирование влияния трехслойной облачности на уходящую тепловую радиацию // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1984. Т.20. N0.4. С.242-249.

15.Агаян Г.М., Мохов И.И. Относительный вклад климатических переменных в формирование потока уходящей тепловой радиации // Метеорология и гидрология. 1984. N0.10. С.38-44.

16.Мохов И.И. Оценка роли различных климатических переменных в формировании радиационного баланса северного полушария / Сб.: Радиация, облачность, аэрозоль в атмосфере и методы их исследования. Иркутск: Ж СОАН СССР. 1984. С.128-130.

17.Горчакова И.А., Краснокутская Л.Д., Мохов И.И., Тарасова Т.А. Исследование радиационной энергетики в системе атмосфера-океан по данным ПГЭП в экваториальной Атлантике.- I Глобальный эксперимент ПИГАП. Т.8. Л.: Гидрометеоиздат. 1985. С.119-122.

18.Краснокутская Л.Д., Мохов И.И., Тарасова Т.А. Определение потоков солнечной радиации в безоблачной атмосфере экваториальной Атлантики по данным ПГЭП .// Метеорология и гидрология. 1985. N0.1. С.99-103.

19.Агаян Г.М., Голицын Г.е., Мохов И.И. Зависимость потока уходящей тепловой радиации от приземной температуры по глобальным данным// Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1985. Т.21. N0.1. С.657-661.

20.Мохов И.И. Глобальная связь облачности и температуры по данным об их межгодовой изменчивости // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1985. Т.21. N0.9. С.907-912.

21.Мохов И.И. Метод амплитудно-фазовых характеристик для анализа динамики климата // Метеорология и гидрология. 1985. N0.5. С. 8089.

22.Мохов И.И. Анализ годового хода характеристик климата // Метеоро-

логия и гидрология. 1985. No.9. С.38-45.

23.Мохов И.И. Анализ годового хода зонального температурного поля тропосферы и нижней стратосферы южного полушария // Метеорология и гидрология. 1986. NO.I. С.24-31.

24-Мохов И.И. Анализ годового хода зонального температурного поля тропосферы и нижней стратосферы //Тр. 5 Всесоюзн. совещания по применению статистических методов в метеорологии, л.: Гидрометео-издат. 1987. С.35-40.

25.Мохов И.И. Диагностика динамики температурного режима океана в годовом ходе методом амплитудно-фазовых характеристик // Океанология. 1987. Т.27. Вып.З. С.369-376.

26.Груздев А.Н., Мохов И.И. Диагностика динамики стратосферного и мезосферного озона в годовом ходе методом амплитудно-фазовых характеристик. Препринт. М.: ИФА АН СССР. 1987. 40с.

27.Васюта Ю.Б., Мохов И.И., Петухов В.К. Чувствительность малопараметрических моделей климата к изменению характеристик меридионального переноса тепла // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1988. Т.24. Но.2. C.II5-I25.

28.Груздев А.Н., Мохов И.И. Диагностика динамики стратосферного озона в годовом ходе по спутниковым данным // Исследования Земли из космоса. 1988. N0.2. С.3-10.

29. Мохов И.И., Петухов В.К. Взаимодействие облачности и радиации в моделях общей циркуляции, прогноза погода и климата. - М.: Между-вед. геофиз. комитет АН СССР. 1988. 52с.

30.Арский A.A., Мохов И.И. Анализ бароклинного приспособления по эмпирическим данным // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана.

1988. Т.24. No.II. C.I223-I226.

31.Арский A.A., Мохов И.И., Петухов В.К. Моделирование трендов характеристик изменчивости термодинамического режима земной климатической системы // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана.

1989. Т.25. No.I. С.3-13.

32.Мохов И.И. Диагностика особенностей годового хода температурного режима атмосферы в модели общей циркуляции // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1989. Т.25. N0.2. С.143-150.

33.Козодеров В.В., Мохов И.И., Панова Т.В. Исследование аномалий потока уходящей длинноволновой радиации по спутниковым данным //

Метеорология и гидрология. 1989. N0.6. С.55-62.

34.Мохов И. И. Диагностика эволюции индийского муссона по спутниковым данным // Метеорология и гидрология. 1989. No.7. С.47-52.

35.Козодеров В.В., Мохов И.И., Панова Т.В. Исследование внутри-годовых вариаций радиационного баланса Земли и его длинноволнового компонента по спутниковым данным // Оптика атмосферы. 1989. т.2. n0.6. с.649-656.

36.Агаян Г.М., Мохов И.И. Квазистационарные осенние режимы атмосферы северного полушария в период ПГЭП // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1989. Т.25. No.II. C.II50-II56.

37.Мохов И.И., Петухов В.К. Пространственно-временные климатические структуры. Ч. I, II. Препринт. М.: Институт физики атмосферы.

1989. 191 с.

38.Gruzdev A.N., Mokhov I.I. Peculiarities of global ozone in annual cycle from surface measurements, In: Ozone in the Atmosphere. R. D. Bojkov and. P. Fabian (Eds.), A. DEEPAK Publ. 1989. P.117-119.

ЗЭ.Арский A.A., Мохов И.И. Характеристики статической устойчивости атмосферы при глобальных изменениях климатической системы // Метеорология и гидрология. 1990. No.I. C.II-I7.

40.Арская Н.Ю., Арский A.A., Мохов И.И. Взаимосвязь полей облачности и температуры атмосферы северного полушария в годовом ходе и межгодовой изменчивости. Препринт No.I. М.: Институт физики атмосферы. 1990. 46 с.

41.Мохов И.И., Фролькис В.А. Определение относительного вклада климатических переменных в формирование радиационного баланса Земли // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1990. Т.26. No.3. С.261-268.

42.Голицын Г.С., Мохов И.И. Изменения климата, окружающая среда и приоритеты хозяйствования // Энергетика. Актуальные проблемы.

1990. Вып.З. С.62-69.

43.Матвеев Ю.Л., Мохов И.И. Внутригодовая эволюция глобального поля облачности по спутниковым данным // Метеорология и гидрология. 1990. n0.5. С.38-45.

44.Мохов И.И.- Диагностика зональной структуры антарктической атмосферы и ее динамики в годовом ходе. В: Метеорологические

исследования в Антарктике. Л.: Гидрометеоиздат. 1990. С.150-154.

45.Груздев А.Н., Мохов И.И. Особенности внутригодовой глобальной динамики общего содержания озона // Метеорология и гидрология.

1990. N0.7. С.36-46.

46.Arsky A.A., Mokhov I.I., Petukhov V.K. Study of variability characteristics evolution of the Earth's climate system in the energy-balance model. In: Climatic Change in the Historical and Instrumental Periods. Ed. by R. Brazdil. Mazaruk University, Brno. 1990. P.71-75.

47.MoxoB И.И. Диагноз особенностей годового хода климатических полей в атмосфере. В: Исследования вихревой динамики и энергетики атмосферы и проблема климата. Л.: Гидрометеоиздат. 1990. С.288-310.

48. Арский А. А., Мохов И.И., ГГетухов В.К. Оценка трендов изменчивости климатической системы. В: Физические аспекты теории климата. Л.: Гидрометеоиздат. 1990. С.57-72.

49.Mokhov I.I. Global cloudiness: Tendencies of change. In: ISPP-7 "Piero Caldirola", Controlled Active Global Experiments (CAGE). E. Sindoni and A.Y. Wong (Eds.). SIP, Bologna. 1991. P.19-37.

50.Mokhov I.I. Trends in global and polar cloudiness from satellite data. In: Intern. Conf. on the Role of the Polar Regions in Global Change, Proceedings of a Conf. Held June 11-15, 1990 at the Univ. of Alaska Fairbanks. Vol. I. G. Weller, O.L. Wilson and B.A.B. Severin (Eds.). GIUAP/CGCASR, Univ. of Alaska Fairbanks, Fairbanks, Alaska. 1991. P.176-182.

51.Mokhov I.I. Ozone evolution peculiarities in the polar regions: Analysis of observational data and results of modeling. In: Intern. Conf. on the Role of the Polar Regions in Global Change, Proceedings of a Conf. Held June 11-15, 1990 at the Univ. of Alaska Fairbanks. Yol. II. G. Weller, C.L. Wilson and B.A.B. Severin (Eds.). GIUAF/CGCASR, Univ. of Alaska Fairbanks, Fairbanks, Alaska. 1991. P.736-740.

52.Гулев С.К., Зверяев И.И., Мохов И.И. Вертикальный температурный градиент в тропосфере в зависимости от приповерхностного температурного режима // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана.

1991. Т.27. N0.4. С.419-430.

53.Gruzd.ev A.N., Karol I.b., Kudryavtsev A.P., Mokhov I.I., Sitnov S.A. Peculiarities of polar ozone annual courseanalysis of satellite and ozonesonde data and model results// Norsk Geologist Tidsskrift. 1991. V.71. P.183-187.

54.Мохов И.И. Сравнение глобальных полей облачности по спутниковым и наземным данным и в моделях общей циркуляции. Сообщения Мевдувед. Геофиз. Комитета. Спец. выпуск (Апрель). 1991. C.II-I2.

55-Мохов И.М., Мохов О.И., Петухов В.К., Хайруллин P.P. Влияние глобальных климатических изменений на вихревую активность в атмосфере // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 1992. Т.28. No.I. C.II-26.

56.Мохов И.И., Мохов О.И., Петухов В.К., Хайруллин P.P. О влиянии облачности на вихревую активность атмосферы при изменениях климата// Метеорология и гидрология. 1992. No.I. C.5-II.

57.Мануйлова Н.И., Мохов И.И., Петухов В.К. Оценка влияния характеристик гидрологического цикла на чувствительность глобального климата к антропогенным воздействиям // Метеорология и гидрология. 1992. No.8. С.44-51.

58.Груздев А.Н., Мохов И.И. Квазидвухлетняя цикличность в глобальном поле общего содержания озона по данным наземных наблюдений // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 1992. Т.28. No.5. С.475-486.

59.Мохов И.И. Глобальное поле осадков: тенденции изменения. Препринт N0.6. М.: Институт физики атмосферы РАН. 1992. 31 с.

60.Gruzdev A.N., Mokhov I.I. A global analysis of total ozone quasi-biennial oscillation. In: Intern. Symp. on Middle Atmosphere Science, Kyoto, Japan. Extended abstracts. 1992. P.176-177.

61.M0X0B И.И. Диагностика структуры климатической системы/ СПб: Гидрометеоиздат. 1993. 272 с.

62.Gruzdev A.N., Elokhov A.S., Makarov O.V., Mokhov I.I. Some recent results of Russian measurements of surface ozone in Antarctica. A meteorological interpretation // Tellus. 1993- V.45B. No.2. P.99-105.

63.Мохов И.И., Гряник B.M., Доронина Т.Н., Лагун B.E., Мохов О.И., Наумов Э.П., Петухов В.К., Тевс М.В., Хайруллин P.P. Вихревая активность в атмосфере: Тенденции изменения. Препринт N0.2. М.:

Институт физики атмосферы РАН. 1993. 96 с.

64.Гряник В.М., Доронина Т.Н., Мохов И.И., Тевс М.В. Тенденции изменения размеров вихревых образований в атмосфере в связи с климатическими изменениями // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 1993. Т.29. No.5. С.596-607.

65.Mokhov Г.I., Schlesinger М.Е. Analysis of global cloudiness. 1. Comparison of Meteor, Nimbus 7, and International Satellite Cloud Climatology Project (ISCCP) satellite data // J. Geophys. Res. 1993. V.98. No.D7. P.12849-12868.

66.Mokhov I.I. Climate changes: Analyses of global cycles // Ann. Geophys. 1993. Vol.12 (Suppl. II). P.C334.

67.Frolkis V.A., Mokhov I.I. Radiative fields evolution of cloudiness atmosphere: Model estimates // Proceedings of the Intern. Radiation Symposium (3-8 August 1992, Tallinn). Ed. by S. Keevalik and 0. Karner. A. DEEPAK Publishing. Hampton, Virginia,USA. 1993. P.40-43.

68.Gruzdev A.N., Mokhov I.I. Analysis of satellite measurements of ozone, nitrous oxide and methane: Intra-annual variations in the stratosphere // Polar Research. 1994. Vol.13. No.1. P.13-22.

69.Gruzdev A.N., Mokhov I.I. Characteristics of intra-annual variations of N20 and CH4 in the middle atmosphere // J. A twos. Terr. Phys. 1994. V.56. No.9. Р.Ю95-Ю98.

70.Mokhov I.I., Schlesinger M.E. Analysis of global cloudiness. 2. Comparison of ground-based and satellite-based cloud climatologies // J. Geophys. Res. 1994. V.99. No.D8. P.17045-17065.

71.Moxob И.И., Галин В.Я., Дегтярев А.И. и др. Сравнение моделей общей циркуляции. Диагностика внутригодовой эволюции облачности //. Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 1994. Т.30. No.4. С. 527-542.

72.Мохов И.И., Скроцкая О.П., Остапенко И.Г. О перекрывании облаков различных ярусов в моделях общей циркуляции // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 1994. Т.30. No.4. С.558-563.

73.Александров Г.А., Голицын Г.С., Мохов И.И., Петухов В.К. Глобальные изменения климата и регулирующая роль болот // Изв. РАН. Сер. геогр. 1994. No.2. С.5-15.

74.Mokhov I.I., Doronlna T.N., Gryanik V.M., Khairullin R.R., Korovkina I.V., Lagun V.E., Mokhov 0.1., Naumov E.P., Petukhov V.K., Senatorsky A.O., Tevs M.V. Extratropical cyclones and anticyclones: Tendencies of change. In: The Lile of Eztratropical Cyclones. Vol.11. S. Gronas and M.A. Shapiro (Eds.). Geophysical Institute, University oi Bergen, Bergen, Norway. 1994. P.56-60.

75.Mokhov I.I., Bezverkhny 7.A., Eliseev A.V., Petukhov V.K., 'Senatorsky A.O. Intra-decadal climate oscillations: Global and regional tendencies of change // Arm. Geophys. 1994. Vol.12 (Suppl. II). P.C529.

76.Lupo A.R., Oglesby R.J., Mokhov I.I. Climatological features of blocking anticyclones: A comparison of observed and CCM1 model blocking events // J. Climate Dynamics. 1995. (submitted)

77.Gruzdev A.N., Mokhov I.I. Quasi-biennial oscillation in total ozone: global behaviour derived from ground-based measurements. In: Ozone in the troposphere and stratosphere. R.D. Hudson (Ed.). NASA Conf. Publ. 3266. 1994. P.397-400.

78.Mokhov I-I. Diagnosis of cloudiness evolution in the AMIP simulations. Ann. Geophys. 1994. Vol.12 (Suppl. II). P.C370.

79.Mokhov I.I., Weare B.C. Cloudiness diagnostics in the AMIP (Subproject 13). AMIP Newsletters. 1995. (submitted)

80.Mokhov I.I. Diagnostics of Indian monsoon interseasonal evolution and its relation general evolution of cloudiness and precipitation fields over Eurasia by method of amplitude-phase characteristics. Proceedings of Intern. Conf. on Monsoon Variability and Prediction (International Centre for Theoretical Physics, 9-13 May 1994, Trieste, Italy). Vol.1. WCRP-84. WMO/TD-No.619. ICSU/IOC/WMO. 1994. P.197-200.

81.Mokhov I.I., Petukhov V.K., Senatorsky A.O., Khairullin R.R., Naumov E.P., Korovkina L.V., Lagun V.E. Climate changes and intra- and interannual variations of extratropical cyclones and anticyclones // Ann. Geophys. 1995. Vol.12 (Suppl. II). P.C291.

Информация о работе

Мохов, Игорь Иванович
доктора физико-математических наук
, 1995
ВАК 04.00.22

Автореферат

Похожие работы