CC BY
114
Науки о Земле
Вестник ДВО РАН. 2012. № 6
УДК 551.467 А.М. ПОЛЯКОВА
К сверхдолгосрочному прогнозу ледовитости дальневосточных морей
Рассмотрена сверхдолгосрочная связь суммарной продолжительности действия типов атмосферной циркуляции над северной частью Тихого океана с учетом перемещения циклонов и положения антициклонов с площадью льдов дальневосточных морей. Получены уравнения регрессии для прогноза площади льдов Охотского и Берингова морей на период с января по май с заблаговременностью 4 года и более, проверена их надежность. Общие коэффициенты корреляции 0,67 и более. Оправдываемость прогнозов, выполненных на независимом ряде лет, составила 75,0—88,9%.
Ключевые слова: ледовитость, типы атмосферных процессов, заблаговременность.
On superlong-term forecasts of the Far East seas ice extent. A.M. POLYAKOVA (V.I. Il'ichev Pacific Oceanological Institute, Vladivostok, FEB RAS).
Superlong-term connection of total duration of action of atmospheric circulation types above the northern part of the Pacific Ocean with on account of cyclone movements and anticyclone locations with the Far East seas ice extent is considered. The regress equations for the ice coverage forecast in the Okhotsk and Bering seas are received for the period from January till April with lead time more than 4 years, their reliability is checked up. It turned out that the general correlation factors are 0.67 and more. Accuracy of forecasts performed for an independent series of years has equaled 75.0-88.9%.
Key words: ice coverage, types of atmospheric processes, lead time.
В холодный сезон большая часть морей, омывающих берега России, на определенный срок покрывается плавучими и неподвижными (припаем) льдами, создавая сложности для навигации. Не являются исключением и моря Дальнего Востока, особенно Охотское и Берингово, где льды, препятствующие судовождению и рыболовству, обычно наблюдаются с октября по июль включительно.
Разработкой ледовых прогнозов на акваториях дальневосточных морей занимались многие исследователи. Важное значение для надежности прогноза имеет выбор прогностических параметров (предикторов). В работе [1] для составления прогноза ледовитости Охотского и Берингова морей рекомендуется использовать аномалии температуры воды в субтропической части западной периферии Тихого океана и Охотском море в предзимний период. Ледовитость Охотского моря в декабре некоторые исследователи [2] связывают с полем температуры воды в августе, выраженной коэффициентами разложения по полиномам Чебышева. Общий коэффициент корреляции (R) этой зависимости 0,74, а обеспеченность невыхода ошибок за пределы 0,67с равна 88%. Для прогноза средней месячной и средней за зиму ледовитости по всем неарктическим морям в работе [3] используются: средняя месячная ледовитость моря, коэффициенты разложения приземного барического поля за январь-март, средняя месячная температура воздуха над морем в январе-феврале и температура 200-метрового слоя воды на меридиане Кольского полуострова в феврале. В качестве факторов ледовитости рассматриваются действие атмосферной циркуляции, влияющей на сезонные изменения ледовитости и положение кромки льда, а также
ПОЛЯКОВА Антонина Марковна - кандидат географических наук, ведущий научный сотрудник (Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичёва ДВО РАН, Владивосток). E-mail: [email protected]
температурное поле океана, формирующее аномалии атмосферной циркуляции и аномалии суровости зим на морях [4, 5]. Кромки льда некоторые исследователи [13] предлагают рассчитывать по радиальным лучам на навигационных трассах Охотского моря. В работе [14] инерционность и колебания ледовитости дальневосточных морей рассматриваются в зависимости от цикличности солнечной активности.
В.В. Плотниковым [10] представлен алгоритм долгосрочного и сверхдолгосрочного прогноза ледовитости дальневосточных морей. На первом этапе выполняется качественный прогноз интегральных показателей ледовых условий (сезонная, максимальная или средняя месячная ледовитость, общий объем льда и т.д.) с заблаговременностью 1 год и более. На втором и третьем этапах уточняется количественный прогноз с заблаговременностью от 3 мес до 1 года и от 1 декады до 3 мес, соответственно, и расширяется список прогнозируемых параметров. На четвертом этапе прогноз может корректироваться на каждый день.
Разработка методов прогнозов различной заблаговременности для морей Дальнего Востока особо актуальна, так как эти моря имеют большое хозяйственное значение. Здесь осуществляется всесезонная навигация морского флота и круглогодичный рыбный промысел. Однако количественный метод сверхдолгосрочного прогноза ледовитости заблаговременностью 1 год и более пока отсутствует. Целью данной работы является создание способа сверхдолгосрочного прогноза ледовитости дальневосточных морей.
Ледовитость морей зависит от особенностей взаимодействия атмосферы и океана, причем океан воздействует на атмосферу преимущественно термическим, а атмосфера на океан - как термическим, так и динамическим путем [6]. В нашем случае в качестве факторов влияния выбраны типичные для акватории северной части Тихого океана атмосферные процессы, выраженные количественно, в виде суммарной продолжительности их действия, измеряемой сутками [8, 9, 11].
Материалы и методы исследования
Исходной информацией для исследований послужили карты ледовых авиаразведок, выполненных с 1-й по 5-й день каждой декады на акваториях морей Дальнего Востока за период с 1957 по 1989 г. (Охотское море) и с 1959 по 1989 г. (Берингово море) для всех месяцев со льдом. Обследование производилось по единой методике специалистами Колымского управления гидрометеослужбы (Ежегодные отчеты по ледовым авиаразведкам). Информация о площади льдов идентична на протяжении всего ряда наблюдений и представляет собой надежный материал для анализа. В 1990 г. авиасъемки, к сожалению, были прекращены.
В работе использовалась также информация о суммарной продолжительности действия атмосферных процессов с учетом перемещения циклонов и положения антициклонов над северной частью Тихого океана с прилегающими морями и прибрежными частями азиатского и североамериканского материков за различные промежутки времени (месяц, сезон, год, три года, пять лет) в период с 1949 по 1995 г. [11]1.
В процессе исследований применялись классические методы статистики. В частности, проводился корреляционный анализ временных рядов, составленных с учетом суммарной продолжительности действия типов атмосферной циркуляции за месяц, год, три года и пять лет, с одной стороны, и месячной площади льдов дальневосточных морей - с другой. Тайфуны отдельно не рассматривались, они входили в типовые поля атмосферных процессов в общей схеме циркуляции атмосферы. Для всех месяцев со льдом по каждому из морей (Японскому, Охотскому и Берингову) были рассчитаны вначале частные, а затем
1 См. также http://www.pacificinfo/climate
общие (Я) коэффициенты корреляции. Далее выполнялись расчеты уравнений регрессии с использованием одного-трех предикторов:
У = Дх...) ± с, где х - предиктор, с - степень точности.
Типы атмосферной циркуляции
В результате исследований все многообразие барических ситуаций над северной частью Тихого океана классифицировано в шесть типов атмосферной циркуляции, названия которых соответствуют географическому положению основных траекторий циклонов: северо-западный (СЗ), охотско -алеутский (ОА), широтный алеутский (ША), южный широтный (ЮШ), охотско-гавайский (ОГ), циклоны над океаном (Цн) [11]2.
При действии северо-западного типа атмосферных процессов (рис. 1а) циклоны продвигаются в северо-восточном направлении от Японских островов в алеутскую депрессию. Сибирский и гавайский антициклоны занимают классическое положение. В холодное время года при действии атмосферных процессов данного типа холодные и сухие воздушные массы с азиатского материка устремляются на акваторию Охотского и северную половину Японского морей, усиливая процессы ледообразования.
Охотско-алеутский тип атмосферных процессов (рис. 1б) представляет собой систему двух барических депрессий: охотской и алеутской. Антициклон располагается к югу от обеих депрессий, от него к северу, разделяя обе депрессии, распространяется гребень высокого давления, который переходит в другой антициклон, расположенный над Беринговым морем и Северным Ледовитым океаном. При действии атмосферной циркуляции этого типа в холодное время года на акваторию Охотского моря поступают теплые и влажные океанические воздушные массы, принося с собой большие запасы тепла и замедляя процессы ледообразования. На акваторию Берингова моря, наоборот, в результате действия алеутской депрессии приходят холодные и сухие воздушные массы с североамериканского континента, усиливая процессы ледообразования.
Основные траектории циклонов широтного алеутского типа (рис. 1в) пролегают с азиатского материка через акваторию Японского и Охотского морей к п-ову Камчатка, далее вдоль Алеутских островов - в алеутскую депрессию. Исключительно обширный антициклон с одним или несколькими ядрами располагается к югу от области циклогенеза и занимает всю акваторию океана от азиатского материка до североамериканского побережья. Другой антициклон находится над акваторией Северного Ледовитого океана. В холодный сезон действие циклонов ША типа над акваториями Охотского и Берингова морей обусловливает преимущественно зональный перенос с востока на запад относительно однородных воздушных масс, не оказывающих заметного воздействия на процессы ледообразования.
Основные пути циклонов при атмосферной циркуляции южного широтного типа (рис. 1г) проходят с запада на восток через акваторию Японского моря и Японские острова по 40-45° с.ш. к побережью Северной Америки, в алеутскую депрессию. Один антициклон располагается к югу от области циклогенеза (южнее 30-й параллели), другой - лежит к северу от нее, занимая всю северную часть Тихого океана. При этом воздействие воздушных масс на акватории дальневосточных морей малозначительно из-за небольшой повторяемости атмосферных процессов данного типа.
Для охотско-гавайского типа атмосферной циркуляции (рис. 1д) характерно наличие двух депрессий - охотской, территориально тяготеющей к Охотскому морю, и гавайской, развивающейся в районе Гавайских островов. Один антициклон занимает юго-западную часть акватории океана, другой - лежит на северо-востоке акватории, вместо алеутской
2 См. также http://www.pacificinfo/climate
Рис. 1. Типы атмосферной циркуляции с учетом положения траекторий циклонов и антициклонов в северной части Тихого океана: а - северо-западный, б - охотско-алеутский, в - широтный алеутский, г - южный широтный, д - охотско-гавайский, е - «циклоны над океаном». На врезках - барическая схема типа с указанием траекторий циклонов и положения антициклонов
депрессии. Уникальность атмосферных процессов этого типа заключается в том, что только в период их действия наблюдается перестройка мировых барических центров в Тихом океане: на месте алеуткой депрессии развивается антициклон, а вместо гавайского максимума появляется депрессия. В холодное полугодие данный тип атмосферной циркуляции обеспечивает перенос теплых и влажных воздушных масс с океана на восточную часть акватории Берингова моря, замедляя рост ледовитости в данном районе. Охотская депрессия не получает значительного развития, поэтому на развитие ледовых процессов в Охотском море не оказывает существенного влияния
Атмосферная циркуляция типа «циклоны над океаном» (рис. 1е) характеризуется преобладанием низкобарических образований над северной частью Тихого океана. Антициклоны появляются в виде отдельных ядер высокого давления, неустойчивых во времени и пространстве. Перенос воздушных масс осуществляется в результате действия циклонических вихрей, которые иногда создают в целом один глобальный циклонический вихрь, соизмеримый по площади с акваторией северной части Тихого океана. Под воздействием отдельных вихрей в холодное полугодие на акваторию Охотского моря поступают влажные и теплые морские массы воздуха, замедляя процессы ледообразования, а на акваторию Берингова моря, наоборот, - холодные и сухие с Северной Америки, усиливая эти процессы.
Таким образом, атмосферная циркуляция разных типов в северной части Тихого океана в зависимости от направления переноса, термических и влажностных характеристик воздушных масс оказывает различное влияние на ледовые процессы в дальневосточных морях.
Ранее нами установлено, что атмосферные процессы над северной частью Тихого океана имеют циклы 2-3, 5-7, 10-11 лет [11]. Изменчивость ледовитости морей Дальнего Востока имеет похожую цикличность [12]. На рис. 2 представлены графики суммарной продолжительности действия типов атмосферных процессов и среднемесячной площади льдов Охотского и Берингова морей. В отдельные годы обе величины имеют ярко выраженный разнонаправленный ход. Асинхронный сдвиг во времени двух кривых составляет 5 лет для Охотского моря и 6 лет для Берингова, что может быть использовано в качестве прогностического фактора, позволяющего с большой заблаговременнос-тью предсказывать ледови-тость морей. Особенно важно, что предикторами в данном случае являются фактические данные наблюдений за суммарной продолжительностью действия типовых атмосферных процессов.
Рис. 2. Графики суммарной продолжительности действия типов атмосферных процессов и месячной площади льдов Охотского (а) и Берингова (б) морей асинхронного характера. Вертикальными линиями отмечены годы, когда обе величины имеют ярко выраженный разнонаправленный ход. Верхняя шкала для площади льдов Охотского моря смещена на 5 лет, Берингова - на 6 лет
Анализ результатов
Ледовые процессы находятся в зависимости от географического положения дальневосточных морей.
Японское море располагается в самых низких широтах относительно Охотского и Берингова, и, несмотря на то что оно соединяется с океаном лишь узкими проливами, в ледовом отношении это море самое мягкое. Почти все плавучие льды в его пределах сосредоточены в Татарском проливе, акватория которого может покрываться льдами на 79%.
Охотское море условно можно назвать «континентальным», так как оно со всех сторон отделено сушей. Только гряда Курильских островов имеет относительно узкие проливы, обеспечивающие выход в океан. И это, очевидно, одна из причин того, что в суровые по ледовитости годы почти вся акватория (до 98%) Охотского моря может покрываться плавучими льдами.
Южная часть Берингова моря из-за наличия широких проливов Алеутской гряды практически открыта океану, и даже в самые суровые зимние сезоны его ледовитость не превышает 48%, а южная половина моря чиста от плавучих льдов, хотя Берингово море лежит в более высоких широтах, чем Охотское [12].
Для акватории Японского моря корреляции атмосферных процессов и ледовитости оказались неустойчивыми, и прогностические уравнения для него не рассчитывались. Татарский пролив, где формируются основные площади льдов Японского моря, совершенно открыт на юге, поэтому в результате ветрового дрейфа площадь льдов на его акватории может резко меняться в любое время ледового сезона. Значительный их вынос осуществляется в короткие сроки, когда наблюдаются сильные и особенно штормовые ветры северных румбов. Льды, нарастающие в течение нескольких месяцев, за декаду, а иногда в течение 1-3 сут могут быть вынесены в открытую часть моря с последующим их разрушением. Это резко меняет общую ледовитость Японского моря. Например, во 2-й декаде марта 1953 г. ледовитость Татарского пролива составляла 60%, а после шторма в конце декады резко снизилась до 48%. В 1954 г. в 3-й декаде января ледовитость пролива достигла 72%, в 1-й декаде февраля в результате действия штормовых ветров северных румбов она сократилась до 55%, а в начале марта вновь увеличилась до 78%. В 1989 г. несколько раз за сезон в результате воздействия штормового ветра северных румбов происходил значительный вынос плавучих льдов (3-я декада января - 34,6%, 1-я декада февраля - 26,2%, 2-я декада февраля - 14,1%) с последующим ледообразованием в 3-й декаде февраля (21,1%).
Неустойчивость ледовитости Татарского пролива в течение ледового сезона подтверждается низкими значениями коэффициентов корреляции между площадями ледовитости соседних месяцев, которые составляют 0,48-0,63 (табл. 1). Только для января и февраля коэффициент корреляции увеличивается до 0,72 [12]. Этим обстоятельством, очевидно, объясняется отсутствие сверхдолгосрочной связи между месячной площадью льдов Японского моря и суммарной продолжительностью действия атмосферной циркуляции.
Для Охотского моря прогностические уравнения рассчитывались на январь, февраль, март и май, для Берингова - на март и апрель. Коэффициенты корреляции ледовитости соседних месяцев для этих морей колеблются от 0,72 до 0,86 и от 0,72 до 0,80, соответственно (табл. 1). Именно в эти периоды, когда ледовитость Охотского и Берингова морей высокая, с большей степенью вероятности и большой заблаговременностью может быть предсказана месячная площадь льдов этих морей.
Отсутствие прогностических связей в осенний и весенний периоды не имеет практического значения, так как в эти периоды площади льдов относительно невелики и не создают затруднений для судоходства и рыбного промысла. В Охотском море площади, занятые льдами в ноябре, составляют 3-4%, в июне - и того меньше, в Беринговом - в ноябре
Таблица 1
Коэффициенты корреляции ледовитости дальневосточных морей между соседними месяцами
Море Месяц
Х11-1 1-11 11-111 Ш-1У 1У-У
Японское 0,50 0,72 0,63 0,48 -
Охотское 0,50 0,86 0,84 0,80 0,72
Берингово 0,54 0,60 0,61 0,76 0,80
Примечание. Прочерк означает отсутствие льдов.
до 3%, в июне-июле в среднем 1-2%. Осенью возраст льдов молодой, они имеют преимущественно первичные формы (нилас и серый лед) и не представляют опасности для судов. Весной, в период интенсивного ледоразрушения, лед становится рыхлым, ледовая обстановка в средние по ледовитости годы также не является особо опасной на основных судоходных трассах и в традиционных районах промысла. Очевидно, что для осеннего и весеннего периодов прогнозы ледовых явлений на дальневосточных морях необходимо создавать с использованием других предикторов и другой заблаговременности.
В табл. 2 представлены уравнения для составления сверхдолгосрочного прогноза месячной площади льдов Охотского и Берингова морей и их оценка.
Месячная площадь льдов Охотского моря зависит преимущественно от времени действия атмосферной циркуляции типов Цн и СЗ, которые обладают значительной повторяемостью в течение года. В синхронном взаимодействии атмосферной циркуляции и месячной площади льдов можно выделить ряд закономерностей. Действие СЗ типа во все месяцы холодного сезона способствует увеличению площади льдов Охотского моря, что вполне закономерно, так как в этом случае на акваторию моря обрушиваются холодные сухие массы воздуха с азиатского континента. Процессы ледообразования усиливаются, с одной стороны, из-за морозного воздуха, с другой - из-за сильного ветра, который относит плавучие льды на восток, образуя обширную полынью вдоль северо-западного побережья моря. На открытой поверхности полыньи интенсивно образуется новый лед, который вновь относится ветром, вызывая последующее сильное ледообразование. Таким образом, при действии атмосферных процессов СЗ типа в северо-западной части Охотского моря наблюдается своеобразная «фабрика льда», способствующая интенсивному росту запасов
Таблица 2
Прогностические уравнения и характеристики надежности прогнозов
Прогностическое уравнение Коэффициент корреляции (Я) Вероятное отклонение Я(Е) Среднеквадратическая ошибка связи (8) Среднеквадратическое отклонение (о) Показатель точности метода (8/о) Природная обеспеченность (Р), % Обеспеченность метода (Р ), % Эффективность метода, %
Охотское море
Ь = !37Цн • (-1,1) + !17СЗ • 0,8 + 987 0,68 0,06 131 173 0,76 50 84 34
Ь = !37Цн • (-0,99) + !Х4СЗ • 5,5 + 1021 0,68 0,06 132 173 0,76 50 87 37
Ьп = !37Цн • (-1,02) + !37СЗ • 0,55 + 1184 0,70 0,06 137 185 0,74 53 87 34
Ьп = !37Цн • (-1,2) + !17СЗ • 0,94 + 1314 0,71 0,06 136 185 0,73 53 81 28
Ьп = !37Цн • (-1,2) + !34СЗ • 0,6 + 1304 0,73 0,06 130 185 0,70 53 90 37
Ьп = !17СЗ • 1,12 + £УП6СЗ • 5,7 + !Х4СЗ • 12,2+936 0,71 0,06 116 156 0,71 56 87 34
Ьш = 1/Цн • (-1,01) + !уш5СЗ • 5,9 + 1395 0,67 0,07 119 156 0,77 56 90 34
Ь = £1Х"СЗ • (-3,78) + !Х4СЗ • 13,2 + 350 0,69 0,06 100 133 0,75 47 84 37
Ь = !36Цн • (-0,28) + !Х4СЗ • 10,7 + 394 0,68 0,06 101 133 0,76 47 78 31
Берингово море
Ьш = !38Цн • 0,64 + !37СЗ • (-0,75) + 907,36 0,68 0,07 142 153 0,76 45 82 37
Ь1у = !38Цн • 1,21 + !14ОА • 0,89 + 368,55 0,72 0,06 142 196 0,73 48 79 31
Ь1у = !38Цн • 1,15 + !38ОГ • (-1,25) + 493,12 0,71 0,06 144 196 0,74 48 82 34
= !38Цн • 1,36 + !38ОА • 0,63 + 223,63 0,74 0,06 131 196 0,70 48 86 36
Примечание. Ь-Ьд, - ледовитость моря в январе-мае, тыс. км2; Е38 - суммарная продолжительность действия атмосферных процессов (сут) соответствующего типа. Верхний индекс указывает заблаговременность прогноза, нижний - период наблюдения атмосферных процессов (в годах). Арабскими цифрами обозначены месяцы, за которые определялась суммарная продолжительность действия атмосферных процессов.
льдов в море. Атмосферная циркуляция типа Цн во всех случаях приводит к ослаблению процессов ледообразования в Охотском море, так как отдельные циклоны этого типа, проходящие вблизи Курильских островов, при действии в их восточной части ветров южных румбов выносят на акваторию моря теплые и влажные океанические массы воздуха.
Влияние атмосферной циркуляции на ледовые процессы в Беринговым море сложнее, чем в Охотском. Существенное влияние на месячную площадь льдов здесь оказывают такие типы атмосферных процессов, как Цн, ОА, СЗ, ОГ, из которых первые три имеют значительную повторяемость [11]. Берингово море в холодный период при действии Цн в синхронном варианте в связи с более северным положением относительно Охотского моря оказывается под воздействием северных частей проходящих циклонов, которые несут на его акваторию холодные и сухие континентальные массы воздуха из полярных районов Канады, что способствует более интенсивному ледообразованию. Аналогичное влияние на ледообразование оказывает атмосферная циркуляция типа ОА, так как в этой ситуации на акваторию Берингова моря также воздействуют холодные и сухие континентальные массы воздуха из полярных районов Канады. Северо-западный тип атмосферной циркуляции, наоборот, способствует замедлению процессов ледообразования, поскольку при подходе каждого циклона этой серии в восточную половину акватории Берингова моря с южными и юго-восточными ветрами поступают теплые и влажные океанические воздушные массы. На центральную часть акватории моря этот процесс оказывает более слабое воздействие по причине более южного расположения циклонов. Существенное влияние атмосферных процессов типа ОГ на ледообразование в Беринговом море связано с гавайской депрессией, вследствие циркуляции которой на Алеутские остова и акваторию моря проникают массы теплого и влажного воздуха с океана, замедляя процессы накопления льдов.
Очевидно, что на процессы ледообразования в морях Дальнего Востока влияют не только атмосферная циркуляция, но и ветровые дрейфовые течения, генерируемые воздушными потоками различных барических ситуаций.
В асинхронном варианте действие типов атмосферных процессов в северной части Тихого океана на месячную площадь льдов Охотского и Берингова морей проявляется аналогично вследствие цикличности обоих процессов (рис. 2).
В соответствии с имеющимися нормативными документами прогностические уравнения должны удовлетворять целому ряду требований [6, 7, 12]. Все коэффициенты корреляции (Я) должны иметь значения от 0,67 до 0,81. Показателем надежности связи является вероятное отклонение коэффициента корреляции (Е): связь считается надежной, если коэффициент корреляции достаточно велик, в 6-10 раз выше Е. В нашем случае для всех принятых уравнений Я превышает Е больше чем в 10 раз (табл. 2).
Существует еще один критерий точности прогностических зависимостей: отношение среднеквадратической ошибки связи к среднеквадратическому отклонению (8/с). Чем меньше это отношение, тем надежнее зависимость. При величине ряда наблюдений более 25 и заблаговременности прогноза более 6 мес, что соответствует нашим условиям, это отношение должно быть не больше 0,80 [6, 7, 12]. В нашем случае для всех полученных уравнений оно равно 0,71-0,77, что соответствует принятым требованиям (табл. 2).
Практическое использование методов прогноза заблаговременностью 2-6 мес является целесообразным, если их обеспеченность на 10% выше природной обеспеченности3. Превышение обеспеченности метода над природной обеспеченностью называется эффективностью метода. Для сверхдолгосрочных прогнозов (заблаговременностью более 6 мес) эффективность метода не устанавливается. Тем не менее в данной работе такая оценка была выполнена, и оказалось, что эффективность прогностических уравнений составила
3 Под обеспеченностью метода понимается средняя оправдываемость прогнозов, составленных по данному уравнению на весь период наблюдений. Природная обеспеченность близка к 50% и отражает среднемноголетнее значение данной величины.
28-37%, что выше требований даже для краткосрочных прогнозов, для которых эффективность должна быть не менее 18% [6, 7, 12].
На следующем этапе прогностические уравнения были проверены на независимом материале, не использованном для расчетов этих уравнений. Проверка проведена на основе данных по двум зимам: 1987/88, 1988/89 гг., что соответствует требованиям, предъявляемым для сверхдолгосрочных прогнозов [6, 7, 12]. В Охотском море в феврале, марте и мае все опытные прогнозы оправдались, в январе не оправдался прогноз по одному уравнению, средняя оправдываемость прогнозов составила 88,9%. В Беринговом море в апреле не оправдались прогнозы по двум уравнениям. Так как число прогнозов для этого моря меньше, чем для Охотского, то и средняя их оправдываемость оказалась ниже - 75%. Как видим, оправдываемость проверочных прогнозов весьма высока - на 8-21,9% превышает нормативные требования для долгосрочных и тем более сверхдолгосрочных прогнозов, а сами уравнения соответствуют всем предъявляемым к ним требованиям.
На способы сверхдолгосрочного прогноза ледовитости Охоткого и Берингова морей получены патенты на изобретение [8, 9].
Выводы
На основе данных о суммарной продолжительности действия атмосферной циркуляции разных типов за различные промежутки времени над северной частью Тихого океана получены уравнения для сверхдолгосрочного прогноза месячной площади льдов Охотского и Берингова морей на январь-май, т.е. на самый сложный период навигации, когда наблюдается максимальное количество льдов.
Прогностические уравнения подтверждают существующую связь атмосферной циркуляции над северной частью Тихого океана с площадью льдов Охотского и Берингова морей.
Предлагаемые сверхдолгосрочные прогностические уравнения обладают рядом преимуществ:
они позволяют получать количественные характеристики месячной площади льда дальневосточных морей;
исходные данные для расчетов доступны на сайте ТОИ ДВО РАН, где представлены в виде календаря ежедневных данных (http://www.pacificinfo/climate);
для прогнозов используются фактические, а не прогностические данные по суммарной продолжительности действия атмосферных процессов над северной частью Тихого океана;
из-за простоты расчетов предложенный прогнозный метод можно использовать в оперативной практике.
ЛИТЕРАТУРА
1. Бирюлин Г.М. К вопросу о прогнозировании ледовитости Охотского и Берингова морей // Тр. ДВНИГМИ. 1970. Вып. 30. С. 89-93.
2. Кан С.И. Прогноз и расчет ледовых характеристик в Охотском море // Тр. ЦИП. 1966. Вып. 15. С. 105-121.
3. Каракаш А.И. Ледовые прогнозы на неарктических морях СССР // Тр. ЦИП. 1969. Вып. 51. С. 101-119.
4. Крындин А.Н. Льды Охотского моря (режим и метод прогноза ледовитости). М.: Гидрометеоиздат, 1957. 119 с. (Тр. ГОИН; вып. 25).
5. Крындин А.Н. Сезонные и межгодовые изменения и положения кромки льда на дальневосточных морях в связи с особенностями атмосферной циркуляции. М.: Гидрометеоиздат, 1964. 82 с. (Тр. ГОИН; вып. 71).
6. Кудрявая К.И., Серяков Е.И., Скриптунова Л. И. Морские гидрологические прогнозы. Л.: Гидрометеоиздат, 1974. 310 с.
7. Наставление по службе прогнозов. Разд. 3, ч. 3 / Служба морских гидрологических прогнозов. Л.: Гидро-метеоиздат, 1982. 143 с.
8. Пат. 2442194 Российская Федерация. Способ сверхдолгосрочного прогноза ледовитости Берингова моря / А.М. Полякова. ТОИ ДВО РАН. - № 2009142637/28; заявл. 18.11.2009 г.; опубл. 10.02.2012. Бюл. № 4.
9. Пат. 2443002 Российская Федерация. Способ сверхдолгосрочного прогноза ледовитости Охотского моря / А.М. Полякова. ТОИ ДВО РАН. - № 2009142638/28; заявл. 18.11.2009 г.; опубл. 20.02.2012. Бюл. № 5.
10. Плотников В.В. Изменчивость ледовых условий дальневосточных морей России и их прогноз. Владивосток: Дальнаука, 2002. 167 с.
11. Полякова А.М. Календарь и краткая характеристика типов атмосферной циркуляции с учетом нестационарности над северной частью Тихого океана. Владивосток: Изд-во Дальневост. ун-та, 1999. 116 с.
12. Полякова А.М. Особенности многолетней изменчивости ледовитости дальневосточных морей // Материалы годичной сессии. 1994 / ТОИ ДВО РАН. Владивосток: Дальнаука, 1997. С. 105-109.
13. Яковлев В.Н. К расчету кромки льда на навигационных трассах Охотского моря // Тр. ЦИП. 1965. Вып. 142. С. 16-21.
14. Якунин Л.П. Количество льда и затраты тепла на его таяние в дальневосточных морях СССР // Проблемы Арктики и Антарктики. 1986. Вып. 62. С. 93-96.
Новые книги
Левин Б.В., Сасорова Е.В. Сейсмичность Тихоокеанского региона: выявление глобальных закономерностей.
М.: Янус-К, 2012. - 308 с. - ISBN 978-5-8037-0552-9.
Институт морской геологии и геофизики ДВО РАН
693022, Южно-Сахалинск, ул. Науки, 5
Fax: (4242) 79-15-17. E-mail: [email protected]
Книга посвящена детальному анализу широтных распределений количества землетрясений и выделенной энергии по материалам статистической обработки мировых сейсмических каталогов за период с 1964 по 2010 гг. Выявлена уникальная бимодальная форма широтных распределений сейсмических событий и выделенной энергии с двумя максимумами в средних широтах по обе стороны от экватора (±30-50°), локальным минимумом вблизи экватора и практически нулевыми значениями на полюсах. Представлены доказательства устойчивости обнаруженной формы распределения событий в пространстве и во времени. Выполненный анализ лунной сейсмичности также продемонстрировал подобную форму широтного распределения лунотрясений. Предложено обсуждение возможных физических механизмов, способных обеспечить возникновение неожиданной бимодальной формы широтного распределения сейсмичности. Проанализирована роль приливных воздействий и вариаций скорости вращения Земли. Сделана попытка систематизировать, обобщить и изложить с единой точки зрения материал, проясняющий влияние водного флюида, эффекта Ребиндера и динамики газовых систем на развитие сейсмического процесса и появление обнаруженной формы распределения событий. В заключение книги представлен сопоставительный анализ сейсмичности наиболее активных субрегионов Тихоокеанского сегмента (Курильской и Алеутской дуги, Центральной Америки и Мексики, Южной Америки), выполненный на основе единого методического подхода.
Книга подготовлена по материалам большого цикла оригинальных статей, опубликованных авторами в ведущих российских и зарубежных научных журналах, выступлений на крупных международных конференциях. Книга будет полезна широкому кругу геофизиков и геологов, научным работникам, аспирантам, студентам и позволит ориентироваться в глобальных проблемах современной геофизики и сейсмологии.
г
л
