АТМОСФЕРНЫЕ ПРОЦЕССЫВ ТРОПИЧЕСКОЙ ЧАСТИ ИНДИЙСКОГО И ТИХОГО ОКЕАНА. КОЛЕБАНИЯ МЭДДЕНА-ДЖУЛИАНА.
Реферат
студента 2М курса
А.М. Аристова
Научный руководитель
д.г.н. профессор
В.А. Шкляев
Пермь 2021
Оглавление
ВВЕДЕНИЕ.. 3
1. ИСПОЛЬЗУЕМЫЕ ДАННЫЕ.. 4
1.1 Тихий океан. 4
1.2 Индийский океан. 4
2. РЕЗУЛЬТАТЫИССЛЕДОВАНИЙ.. 6
2.1 Тихий океан. 6
2.2. Индийский океан. 9
ЗАКЛЮЧЕНИЕ.. 13
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК.. 15
ВВЕДЕНИЕ
Тропическая атмосферная циркуляция демонстрирует признаки значительного спектрального пика во внутрисезонной спектральной полосе, что указывает на важность внутрисезонной изменчивости для тропической погоды. Активность тропических циклонов (ТЦ) колеблется в зависимости от крупномасштабных изменений окружающей среды, вызванных различными
атмосферными и океаническими колебательными явлениями. Наиболее доминирующее тропическое внутрисезонное колебание известно как колебание Мэддена–Джулиана (MJO). Оно представляет распространяющиеся на восток квазипериодические сигналы циркуляции и конвекции. Берет свое начало над Индийским океаном и движется на восток через Морской континент к Тихому океану.
Страны Восточной и Юго-Восточной Азии ежегодно страдают от нескольких ТЦ. Поскольку ТЦ приносят обильные осадки и сильные порывы ветра, которые приводят к серьезным стихийным бедствиям, они неизменно приводят к гибели людей и имуществу. Поэтому важно повысить точность прогнозов месячной или сезонной активности выпадений осадков. Для этих долгосрочных прогнозов важно понимать активность захоронения ТЦ, связанную с атмосферной/океанической низкочастотной изменчивостью во временных масштабах, варьирующихся от подсезонных до межгодовых.
ИСПОЛЬЗУЕМЫЕ ДАННЫЕ
Тихий океан
Ежедневный интерполированный OLR, полученный с полярных орбитальных спутников Национального управления океанических и атмосферных исследований (NOAA), использовался для определения структуры и фазы MJO учеными Либманн, Б., и С. А. Смит. Набор данных находится в сетке широты и долготы 2,5°×2,5° и доступен за период с июня 1974 года по настоящее время, за исключением периода с 17 марта по 31 декабря 1978 года. Ежедневные данные горизонтального ветра на семи уровнях давления (от 850, до 200 гПа), относительной завихренности на 850 ГПа и высоты геопотенциала на уровне 500 гПа были получены из национальных центров по прогнозированию окружающей среды –Национального центра атмосферных исследований. Ниньо-3.4 (5°ю.ш.–5°с. ш., 120°-170°з.д) показатель был выбран как Эль-Ниньо индекс.
Информация о ТЦ, используемая в данном исследовании, была получена из архива Региональных специализированных метеорологических центров–Токийского центра тайфунов. Этот набор данных содержит 6-часовую запись (в некоторых случаях 3-часовую запись) положения по широте/долготе нижнего центра, минимального значения центрального давления и максимальной усредненной скорости приземного ветра за 10 минут (μ max) для всех тропических штормов (μ max ≥ 17 м с-1) и тайфунов (μ max ≥ 33 м с-1) в период 1951-2004 годов.
Индийский океан
Для Индийского океана были отобраны данные TC, полученные из JTWC в SIO с 1979 по 2004 год. JTWC в основном использует метод Дворака для определения интенсивности TC, который анализирует структуру облаков в видимых и инфракрасных изображений D22101, полученных как с полярных орбитальных, так и с геостационарных спутников. Данные каждого наилучшего трека содержат местоположения центров ТС и интенсивности (минимальное давление и максимальная скорость ветра) с интервалом в 6 часов. В настоящем исследовании ТЦ определяются, когда максимальная скорость ветра, выдержанный в течение 1-минутного периода, превышает 17 м/с. Следовательно, ТЦ являются сильными системами, включая: тропические штормы (17 м/с<vmax 24 м/с); сильные тропические штормы (24 м/с<vmax 32 м/с) и сильные тропические циклоны (vmax>32 м/с; они относятся к ураганам или тайфунам в других океанских бассейнах). В другом наборе данных TЦ из архива RSMC La Reunion TЦ определяется как момент, когда его система достигает vmax 30 узлов и давления в центре менее 1000 Гпа.
Также были исследованы SST, исходящее длинноволновое излучение (OLR), горизонтальные ветры на тропосферных уровнях (от 850 ГПа до 200 ГПа), завихренность 850 ГПа и вертикальный зональный сдвиг ветра для изучения связанных термодинамических и динамических полей в связи с изменением активности TЦ. Ежедневный SST был получен на основе еженедельных оптимально интерполированных архивных данных SST в Национальных центрах экологических прогнозов (NCEP) с горизонтальным разрешением 1:1 широты по долготе.. Ежедневные данные OLR были взяты с веб-сайта NOAA.
РЕЗУЛЬТАТЫИССЛЕДОВАНИЙ
Тихий океан
На рисунке 1 представлены места зарождения TЦ в летний период (рис. 1a–d), JJ (рис. 1e–h), и AS (рис. 1i–l) для каждой категории MJO. Горизонтальные и вертикальные линии очерчивают четыре квадранта; эти линии пересекаются в среднем положении (15,9°N, 138,9°E) всех 413 ТЦ в летнее время, при 14,6°N, 136,5°E для всех 151 ТЦ во время JJ и при 16,6°N, 140,2°E для всех 262 ТЦ во время AS. Цифры, значительно превышающие или ниже климатологических по статистике, отмечены звездочками или крестиками, соответственно. Количество генов увеличивается от категории А до С и уменьшается от категории С до А в течение лета (48→65→81→72) и JJ (16→27→40→26).
Рис. 1. Места зарождения циклонов летом
Эти изменения совпадают с вариациями составных аномалий OLR в WNP (рис. 2). Для проверки сезонной разницы связанных с MJO изменений в общем количестве генезиса, она показана отдельно для JJ и AS (рис. l). Изменения от категории A до D меньше во время AS (32→38→41→46), чем во время JJ (16→27→40→26), но число генов велико, что указывает на то, что вышеупомянутые колебания числа генов в летнее время могут быть связаны с этим во время JJ. Отмечается, что модуляция генезиса TЦ в масштабе бассейна спектральной полосой MJO довольно слаба во время AS, что позволяет предположить, что существуют другие крупномасштабные факторы, способствующие генезису ТЦ. Это нарушения типа внеэкваториальной тропической депрессии (TD), которые имеют характерные временные масштабы синоптических волн (т. е. 3-10 дней). Они могут быть инициированы сокращением масштаба смешанных волн Россби-гравитации (MRG) в области слияния муссонов, или рассеиванием энергии волны Россби в результате ранее существовавшего TЦ. Есть предположение, что рассмотрение этих факторов вместе с MJO было бы необходимо для лучшего понимания изменений в генезе ТЦ в дальнейших исследованиях.
Пространственные вариации основных местоположений генезиса ТЦ в масштабе суббассейна обнаруживаются так же четко, как и вариации общего числа в масштабах бассейна. Обнаружено, что ось предпочтительных областей генезиса смещается подобно качелям в соответствии с изменениями в категории MJO. В категории A обнаружено, что число генов в двух нижних квадрантах значительно ниже в течение лета и JJ, но не во время AS (рис. 1a, 1e и 1i). По мере изменения категории с A на B (см. рис. 1a и 1b), количество ТЦ в юго-западном квадранте в течение лета изменяется с 6, что значительно ниже нормы, до 21, (это ни ниже, ни выше нормы). Изменение в этом секторе в основном объясняет это во всем домене (48 против 65). Значительное увеличение также наблюдается во время обоих JJ (2→11, рис. 1e и 1f) и AS (4→10, рис. 1i и 1j). Хотя изменения не так велики, как в юго-западном квадранте, другие заметные изменения в числе от А до В наблюдаются в двух верхних квадрантах: число в северо-западном квадранте становится значительно ниже нормы в категории В, но значительно выше нормы в северо-восточном квадранте.
По мере изменения категории с В на С (см. рис. 1b и 1c), значительное увеличение числа генов TЦ наблюдается как в северо-западном (9→23), так и в юго-восточном квадрантах (13→28), но уменьшение (22→10) в северо-восточном квадранте; это связано с усилением конвективной активности и реакции циркуляции в WNP. Значительные изменения также наблюдаются в северо-восточном (8→1) и юго-восточном (4→14) квадрантах во время JJ (см. рис. 1f и 1g), а также в северо-западном (5→12) и юго-западном (10→6) квадрантах во время AS (см. рис. 1j и 1k). Для перехода из категории C в категорию D (см. рис. 1c, 1g, 1k и 1d, 1h, 1l), общие местоположения генезиса смещаются на север, особенно на запад от средней долготы генезиса; это связано с вторжением пониженной конвективной фазы в тропическую западную часть Тихого океана (рис. 2d). Однако статистическая значимость сдвига на север обнаруживается только в северо-западном квадранте (12→18) во время AS (рис. 1l).
Рис. 2. Вариации составных аномалий OLR в WNP.
Индийский океан.
На рис 3 показана летняя климатология Австралии. Происхождение TЦ и номер прохода TЦ в каждом квадрате сетки широты и долготы 5 5 в SIO. Их различия между периодами Эль-Ниньо и Ла-Нинья также представлены на рис 3. Большинство TCS происходят из тропического SIO (50-100 E, 5-15 С) и несколько из Мозамбика Канал (рис. 3а). В среднем, один TЦ каждые два года формируется в пределах каждой сетки 5 5 в контрактной зоне, 65 – 80 E, 10 – 15 S. Отмечается, что некоторые ТЦ, образовавшиеся в Мозамбикском канале, являются переработанными ТЦ в теплом океане после того, как они ударили по Мадагаскару и ослабли (рисунок не показан). Черные точки указывают на то, что различия значимы на уровне 95 % достоверности с использованием непараметрического критерия Манна-Уитни.
Рис 3. Климатологическое распределение австралийского лета, накопленное с декабря по март, для (а) происхождения TЦ и (б) номера прохода в год в каждом квадрате сетки 5 5 долготы-широты и разницы (в) происхождения и (г) номера прохода между Эль-Ниньо и Ла-Ниной.
Для представления пространственного распределения активности TЦ
6-часовые позиции дорожек преобразуются в данные о прохождении с привязкой к сетке; каждая 6-часовая позиция TЦ помещается в соответствующую ячейку сетки 5 5 (рис. 3b). В целом, ТЦ, развитые в тропическом СИО, перемещаются на запад и юго-запад вокруг северо-западного фланга субтропической возвышенности Южной Индии. В среднем, число сезонных средних TCS, которые вошли в 5:5 ячеек сетки, составляют до 2 в центральном западном тропическом SIO и около 1,5 на острове Мадагаскар и в соседних океанах каждый год.
Рис 4. Составные разностные поля (а) SST, (б) OLR, (в) горизонтального ветра при 850 ГПа и (г) относительной завихренности при 850 ГПа между Эль-Ниньо и Ла-Ниной для австралийского лета. Единицы измерения: C для SST, Вт/ 
для OLR, м 
для ветра и 
для относительной завихренности. Отрицательные значения заштрихованы.
Как видно на рисунке 4а, весь тропический SIO показывает распределение увеличенных SST с максимальным/ На 1 °C теплее в центральной области домена (70 – 80 °E, 20 С). Увеличенный SST представляет собой наклонную структуру с северо-запада на юго-восток в центральном SIO от экватора до средней широты. Основная причина этого повышенного SST во время Эль-Ниньо происходит из-за снижения скорости приземного ветра. Ослабленный поверхностный ветер приводит к меньшему
испарению и более теплому SST. С другой стороны, уменьшилось SST наблюдаются в средней широте SIO, к западу от 80 E, и на западе Австралии. Различия в OLR (рисунок 4b) аналогичны таковым в SST, представляя уменьшенные значения (более сильная конвекция) до 10 Вт м2 в области с максимально увеличенным SST. Увеличенные области OLR находятся как в северо-восточном (т. е. в восточном тропическом SIO), так и в юго-западном (т. е. в юго-восточной Африке) регионах по отношению к уменьшенной площади. Кроме того, более слабая конвекция в юго-восточной Африке объясняется антициклонической аномалией 850 ГПа над регионом (рис. 4c).
На рисунках 4c и 4d показаны различия в горизонтальных ветрах и относительной завихренности при 850 ГПа соответственно. Как было задокументировано во многих предыдущих отчетах, в периоды Эль-Ниньо вдоль экватора и на северо-западе в центрально-восточном субтропическом регионе наблюдаются массовые восточные циклоны (рис. 4c). Эти два крупномасштабных изменения приводят к аномалии антициклона с центром в центрально-восточной тропической зоне SIO (90 E, 15 С) и циклоническая аномалия с центром в центральной западной средней широте SIO (70 E, 30 С). Эти изменения также согласуются с изменениями в вышеупомянутом OLR и относительной завихренности (рисунок 3d). В частности, положительные аномалии завихренности преобладают в тропическом SIO. Положительный знак указывает на аномалию антициклонической завихренности в Южном полушарии.
В целом, пространственная разница в OLR совпадает с генезисом TЦ: усиленная конвекция и частый генезис TC в центрально-западном тропическом SIO по сравнению с уменьшенной конвекцией и меньшим генезисом TC в центрально-восточном тропическом SIO. Интересно отметить, что основная область усиленной конвекции (т. е. отрицательная аномалия OLR) и повышенного генезиса TC немного смещена примерно 20 градусов к западу по отношению к области повышенного SST. То есть изменения в генезисе ТС не совпадают напрямую с локальными изменениями SST в SIO. Скорее, эти систематические изменения в циркуляции, конвекции и TCS требуют учета значительных изменений SST в Тихом океане. Они оказывают отдаленное влияние на тропических индейцев
Океан, изменяя циркуляцию Уокера, подавляя конвекцию во время Эль-Ниньо в большом регионе, простирающемся от восточной части Индийского океана до западной части Тихого океана. Увеличение SST в центральном SIO также является реакцией на изменения в крупномасштабной циркуляции, вызванные сильным
Как обсуждалось выше, есть два региона, в которых в периоды Эль-Ниньо происходит значительное снижение проходов TC на уровне 95 % достоверности: центральный тропический SIO и юго-восток острова Мадагаскар. Снижение TЦ в центральной тропической зоне SIO связано с меньшим количеством генов TЦ по всему региону (см. рис. 4c и 4d). Однако
причина снижения ТЦ на Мадагаскаре и в окружающих океанах довольно сложна. Это может быть объяснено аномальными юго-западными направленными потоками к востоку от Мадагаскара(см. рис. 4c). Тем не менее, TCS в первую очередь руководствуются управляющие потоки усредняются по глубокому тропосферному слою, а не по низкотропосферным потокам.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В настоящем исследовании мы исследовали систематические изменения активности ТЦ в летнее время в WNP по отношению к MJO. Применяя пространственно–временной волновой фильтр к данным OLR за 1979-2004 годы, MJO можно определить как распространяющиеся на восток волны, волновые числа которых варьируются от 0 до 5 и периоды от 30 до 90 дней. Затем выполняется анализ EOF для определения фазы и амплитуды MJO. Определены четыре категории активных MJO (A–D) и категория "НЕТ", указывающие на периоды слабой активности MJO. На основе этих определенных категорий TCS помещаются в каждую категорию, и получаются составные карты данных OLR и NCEP–NCAR. Классифицированные TCS дополнительно исследуются путем разделения их на четыре квадранта (т. е. северо-восток, северо-запад, юго-запад и юго-восток), центр которых расположен на (15,9°с.ш., 138,8°в.д.); этот центр является средним положением генезиса всех летних TCS. Процедура классификации TЦ и комплексный анализ повторяются для JJ и AS с учетом сезонности. Кроме того, влияние сильных событий ENSO отделено от анализа TЦ.
Относительно влияния ENSO (Эль-Ниньо минус Ла-Нина), демонстрируется дипольная картина генезиса TC с востока на запад: увеличение TCS в западной половине SIO (к западу от 75 E) и уменьшение в восточной половине SIO (к востоку от 75 E). Связь генезиса ENSO-TC подтверждается очевидным снижением OLR в центрально-западном тропическом SIO в периоды Эль-Ниньо. На генезис ТС влияют также изменения в крупномасштабной циркуляции. В периоды Эль-Ниньо наблюдаются аномалии антициклонической циркуляции в центрально-восточном тропическом СИО и циклонические аномалии, и центральная западная средняя широта SIO. Эти два крупномасштабных круговорота образуют область слияния к северо-западу от острова Мадагаскар, вызывая увеличение генезиса ТС в сочетании с усилением там конвективной активности. Также установлено, что на проходы TЦ влияет реакция на крупномасштабную циркуляцию, связанную с ENSO. Уменьшенные (увеличенные) проходы TC к юго-востоку от Мадагаскара (центральная средняя широта SIO) обусловлены более ранним изгибом TC на восток. Аномальные юго-западные ветры к юго-востоку от Мадагаскара во время Периоды Эль-Ниньо могут препятствовать распространению TCS дальше на запад. Впоследствии TCS управляются аномальными северо-западными направлениями между двумя крупномасштабными круговоротами циркуляции, а затем затухают в центральной средней широте SIO.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Kim, J.; Ho, C.; Kim, H.; Sui, C.; Парк, С.К. (2008). Systematic Variation of Summertime Tropical Cyclone Activity in the Western NorthPacific in Relation to the Madden–Julian Oscillation. URL: https://doi.org/10.1175/2007JCLI1493.1 (дата обращения 2 ноября 2021 г.)
2. Ho, C.-H.; Kim, J.-H.; Jeong, J.-H.; Kim, H.-S.; Чен, Д. (2006). Variation of Tropical Cyclone Activity in the South Indian Ocean: El Nino-Southern Oscillation and Madden-Julian Oscillation Effects. URL: https://www.researchgate.net/publication/234129740_Variation_of_tropical_cyclone_activity_in_the_South_Indian_Ocean_El_Nino-Southern_Oscillation_and_Madden-Julian_Oscillation_effects (дата обращения 2 ноября 2021 г.)