Исследование изменчивости уровня океана в системе вод Куросио-Ойясио на основе спутниковой альтиметрической информации

Белоненко, Татьяна Васильевна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Исследование изменчивости уровня океана в системе вод Куросио-Ойясио на основе спутниковой альтиметрической информации
ВАК РФ 25.00.28, Океанология

Автореферат диссертации по теме "Исследование изменчивости уровня океана в системе вод Куросио-Ойясио на основе спутниковой альтиметрической информации"

САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

На правах рукописи

Белоненко Татьяна Васильевна

□0305380Э

Исследование изменчивости уровня океана в системе вод Куросио - Ойясио на основе спутниковой альтиметрической

информации

Специальность 25.00.28 - «Океанология»

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата географических наук

Санкт-Петербург-2007

003053809

Работа выполнена в Санкт-Петербургском государственном университете.

Научный руководитель: доктор географических наук, профессор Фукс Виктор Робертович.

Официальные оппоненты:

доктор географических наук, профессор Смирнов Николай Павлович, кандидат географических наук, Волков Владимир Александрович.

Ведущая организация:

Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН.

Защита состоится 22 марта 2007 г. в 15 часов на заседании диссертационного совета Д 212.232.21 по защите диссертаций на соискание ученой степени доктора наук при Санкт-Петербургском государственном университете по адресу: 199178, Санкт-Петербург, Васильевский остров, 10 линия, д. 33, ауд. 74.

С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке Санкт-Петербургского государственного университета по адресу: Университетская наб., д. 7/9..

Автореферат разослан

Ученый секретарь диссертационного совета

Мосолова Г.И.

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность темы. Уровень океана является важнейшей характеристикой, определяющей как гидродинамические процессы в самом океане, так и характер взаимодействия океана И атмосферы. С развитием спутниковых методов появились новые возможности исследования пространственно-временной изменчивости уровня в различных районах Мирового океана. Океанологические съемки и разрезы, выполняемые ежесезонно или ежемесячно, не дают возможности исследовать процессы с характерным временным масштабом даже в несколько десятков суток. Более того, наблюдения на кораблях и на полигонах буйковых станций не показательны для явлений с пространственными масштабами в несколько сотен километров. Следует признать, что даже самые крупные полигоны недостаточно представительны для получения статистически обеспеченных параметров низкочастотных колебаний уровня океана, так как их пространственные масштабы сравнимы с размерами полигонов. Невозможность осуществления наблюдений за течениями с достаточным пространственным разрешением, как и невозможность получить продолжительные ряды наблюдений за уровнем в открытом океане для описания межгодовой, сезонной и синоптической изменчивости стандартными методами, заставляет обращаться к косвенным методам исследования океанологических полей, связанных, прежде всего, с развитием спутниковой альтиметрии, в особенности после появления ИСЗ Topex/Poseidon, ERS-1, ERS-2, GFO и Jason-1.

Большой вклад в изменчивость уровня океана вносят градиентно-вихревые волны (преимущественно горизонтально-поперечные). Их исследование - одна из главных задач познания причин изменчивости крупномасштабной океанской циркуляции. В частности, при анализе натурных наблюдений часто предполагается присутствие градиентно-вихревых волн и вихрей в тех или иных океанологических явлениях, но до сих пор крайне ограниченными являются попытки выделить их в океане на основе статистически представительных рядов наблюдений, исследовать закономерности распространения и трансформации в реальных условиях, сопоставить эмпирические данные с теорией. Градиентно-вихревые волны ответственны за западную интенсификацию циркуляционных круговоротов. Они являются динамическим механизмом приспособления океана к крупномасштабным изменениям атмосферных воздействий. Спутниковая альтиметрия и ИК-информация о температуре поверхности воды представляют уникальные возможности для исследования океанологических полей в широком диапазоне пространственно-временных масштабов, хотя опыт совместного анализа этих видов спутниковых измерений крайне ограничен.

Кроме того, уровень океана, являясь интегральной характеристикой, несущей в себе информацию о термодинамическом состоянии Мирового океана, может рассматриваться и как индикатор климатических изменений на Земле, являясь индикатором не только собственно климатических трендов, но и различных катаклизмов во взаимодействии океана и атмосферы, механизмы возникновения которых также остаются предметом дискуссий. Все сказанное выше определяет актуальность исследования. Цель и задачи работы. Целью диссертационной работы является исследование межгодовой, сезонной и синоптической изменчивости уровня в северо-западной части Тихого океана (СЗТО) на основе спутниковой альтиметрической информации. Эти цели достигаются путем решения следующих задач:

1. Оценка изменчивости статистических характеристик уровня океана.

2. Оценка сравнительного вклада в изменчивость уровня океана межгодовых, сезонных и синоптических колебаний.

3. Разработка термодинамических основ анализа альтиметрических измерений.

4. Выделение стерических колебаний уровня океана и оценка их вклада в межгодовую и сезонную изменчивость уровня океана

5. Описание зависимости колебаний уровня от гидрометеорологических условий.

6. Волновая интерпретация синоптической изменчивости колебаний уровня океана. Научная новизна работы состоит в следующем-

• На основе спутниковой альтиметрической информации для СЗТО проведен статистический и вейвлет-анализ наблюдений за уровнем океана и получены оценки сравнительного вклада в изменчивость уровня океана межгодовых, сезонных и синоптических колебаний. Получены новые оценки пределов изменчивости статистических характеристик уровня океана для СЗТО (дисперсия, спектральная плотность), исследованы свойства взаимно-корреляционной и взаимно-спектральной функции уровня и температуры поверхности океана. Показано, что вейвлет-анализ наиболее приспособлен для изучения структуры неоднородных и нестационарных океанологических процессов, позволяющий, в частности, исследовать информацию об эволюции относительного вклада компонент исследуемой характеристики разного масштаба во времени. Показано, что вейвлет-анализ позволяет зафиксировать наличие потоков энергии колебаний уровня океана и перераспределение этих потоков по различным масштабам во времени.

• Установлена статистическая зависимость между температурой поверхности океана и колебаниями стерического уровня.

• Показано впервые, что изменчивость уровня в СЗТО в синоптическом диапазоне частот может быть интерпретирована в терминах градиентно-вихревых волн. Классифицированы различные виды элементарных градиентно-вихревых волн, для которых получены дисперсионные соотношения, а также рассмотрены различные механизмы их генерации, в том числе резонансные условия анемобарическими возмущениями. Исследован сравнительный вклад баротропных и бароклинных градиентно-вихревых волн в годовые и полугодовые колебания уровня океана и определены параметры этих волн.

• Получено новое аналитическое решение нелинейного уравнения переноса тепла градиентно-вихревыми волнами и показано, что адвекция тепла течениями, обусловленная градиентно-вихревыми волнами, играет существенную роль в термодинамике океана, в частности в меридиональном трансфронтальном переносе теплоты.

• Предложены модели синоптического вихря и низкочастотной волны. Показано, что на основе наблюдений за течениями по характеру пространственно-временной изменчивости можно при некоторых условиях сделать заключение о доминировании вихревых или волновых движений в изменчивости уровня

Обоснованность и достоверность исследования. Обоснованность научных положений, выводов и рекомендаций, содержащихся в диссертационном исследовании, обеспечивается апробированной методологией и применением современных методов вейвлет-анализа и статистического анализа эмпирической информации с использованием гидродинамических и термодинамических моделей. Достоверность исследования определяется репрезентативностью спутниковой альтиметрической и ИК-информации, которая дает возможность исследования океанологических полей в широком диапазоне пространственно-временных масштабов.

На защиту выносятся:

Оценки изменчивости статистических характеристик уровня океана.

Оценки сравнительного вклада межгодовых, сезонных и синоптических колебаний уровня океана для акватории СЗТО, полученные на основе спутниковой альтиметрической информации.

Термодинамические основы интерпретации альтиметрических съемок океана, в которых уровень океана рассматривается как интегральный показатель интенсивности термодинамических процессов в океане, отражающих абиотические условия обитания и распределения промысловых организмов.

Оценки стерических колебаний уровня океана и их вклада в межгодовую и

сезонную изменчивость колебаний уровня океана.

Расчеты течений для СЗТО по альтиметрическим данным уровня океана, полученным со спутника Topex/Poseidon.

Оценки вклада основных энергонесущих колебаний Тихоокеанской декадной циркуляции (PDO) и Эль-Ниньо (ENSO) в изменчивость уровня океана.

Классификация различных видов элементарных градиентно-вихревых волн.

Новое аналитическое решение нелинейного уравнения переноса тепла градиентно-вихревыми волнами, позволяющее объяснить возникновение под воздействием периодических течений нестационарных фронтальных зон со значительными горизонтальными градиентами характеристик и возникновение нестационарных областей положительных и отрицательных температурных аномалий.

Модели низкочастотной волны и вихря, описывающие изменчивость уровня океана в синоптическом диапазоне частот, позволяющие на основе наблюдений за течениями по характеру пространственно-временной изменчивости с достаточной определенностью сделать заключение о доминировании вихревых или волновых движений.

Апробация работы и практическая ценность.

Результаты исследований были представлены на 25 научных конференциях, в том числе на научно-технической конференции МГИ АН УССР. (Севастополь, 1987), IV Всесоюзной конференции по географии океана (Калининград. 1989), 8 Всесоюзная конференции по промысловой океанографии (Ленинград, 1990), Международная конференция по дистанционному зондированию океанов (Proc. of 4th Pacific Ocean Remote sensing Conference: PORSEC, 2002, BALI), семинаре «Математическое моделирование и информационные технологии в исследованиях биоресурсов мирового океана» (Владивосток, ТИНРО-Центр, 2004 г.), The North Pacific Marine Science Organization (PICES XIII (2004), PICES XIV (2005), PICES XV (2006), 31 International Symposia on Remote Sensing of Environment (St. Petersburg, 2005), North Pacific Marine Science Organization, Fourteenth Annual Meeting (Vladivostok, 2005), XIII международной конференции по промысловой океанологии» (Калининград, 2005), XII географическом съезде РГО (Кронштадт, 2005), РЕАСЕ III (Qingdao, 2006) Методологические и методические аспекты решаемой проблемы докладывались на научных семинарах факультета географии и геоэкологии СПбГУ, Научно-исследовательского института географии СПбГУ и СПбГОИН. Проводимые исследования были поддержаны грантами РФФИ (96-05-65157-а, 98-05-64468-а, 01-05-64988-а, 04-05-64876-а) и Минвуза (Г 10-16).

Результаты исследования используются при научном обеспечения рыбного промысла сайры и кальмара Тихоокеанским институтом рыбного хозяйства и

океанографии. Автор являлся ответственным исполнителем при разработке хоздоговорных тем СПбГУ-ТИНРО: «Разработка методов оценки термодинамического состояния вод в системе течений Куросио-Ойясио на основе спутниковой альтиметрической информации», «Разработка методов прогноза океанографических условий промысла в СЗТО и дальневосточных морях на основе спутниковой информации».

Результаты исследования нашли также свое приложение в разработке федеральной программы «Мировой океан» и программы 2001-2003 гг. «Исследование изменчивости океанологических условий промысла по совместным данным спутниковых альтиметрических и ИК-измерений», выполненной для Научно-технической фирмы «Комплексные системы» (г. Мурманск)

По теме диссертации опубликовано 32 оригинальные работы, в том числе следующие монографии:

Белоненко Т.В., Фукс В.Р. и др «Истоки Ойясио». Под ред. В.Р.Фукса, А.Н.Мичурина. СПб. 1997. 247 е.;

Белоненко Т.В, Захарчук Е.А, Фукс В.Р. «Градиентно-вихревые волны в океане». СПб.: Издательство С.-Петербургского ун-та, 2004. 215 с.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Во введении сформулированы цель и задачи исследований, отмечаются научная новизна и практическая значимость результатов, перечисляются основные положения, выносимые на защиту, обосновывается актуальность проблемы. Приводится описанию используемых материалов и методов их анализа.

Первая глава посвящена межгодовой и сезонной изменчивости уровня океана в системе вод Куросио-Ойясио.

В первом параграфе даны термодинамические основы интерпретации альтиметрических съемок океана. Отклонение уровня океана от геоида связано также с различными статическими и динамическими эффектами К статическим эффектам можно отнести действие «обратного барометра», а также стерические эффекты - увеличение плотности воды за счет уменьшения температуры воды или увеличения ее солености приводит к понижению уровня. Динамические изменения уровня возникают под действием внешних сил- тангенциального напряжения ветра, силы градиента атмосферного давления и приливообразующих сил Луны и Солнца. Эти силы, а также силы инерции, отклоняющая сила вращения Земли и силы трения формируют поле течения и соответствующие им уклоны уровня моря, возникающие как результат приспособления поля масс к полю скоростей течения.

Оценка основных факторов, определяющих колебания уровня моря, может быть дана на основе уравнения неразрывности массы, представленном в следующем виде

1 dp ... Sw

+ div V + = П, р dt 8z

где р - плотность воды, V - вектор горизонтальной скорости течения, IV - вертикальная

составляющая скорости течения, пресный баланс П = 0- И+ ^ -, где О - осадки, И -

испарение, С - сток, в - площадь акватории.

Пренебрегая для интересующих нас масштабов времени пресным балансом и интегрируя это уравнение от поверхности моря до дна при приближенном кинематическом

условии на поверхности моря при г = О, и условии непротекания на дне моря (при

Эг

г = Н (х, у)), м/ = 0, получим

01 ¿рЛ

д гг

где — - скорость изменения уровня, V - средняя по вертикали скорость течения, УН Зг

имеет смысл полного потока.

Первое слагаемое в правой части уравнения имеет смысл скорости «динамического» изменения уровня, а второе слагаемое характеризует скорость стерического изменения уровня моря. В условиях, когда стерические эффекты малы, скорость изменения уровня определяется дивергенцией полного потока. Если дивергенция полного потока положительна, происходит понижение уровня моря, когда она отрицательна (конвергенция), уровень повышается. Наши исследования показали, что аномалии в поле возвышений уровня океана, регистрируемые спутниковыми альтиметрами, часто соответствуют аномалиям в поле температуры воды. Как правило, положительным аномалиям уровня соответствуют положительные аномалии температуры поверхности воды и увеличение глубины залегания термоклина. Показано, что уровень океана можно рассматривать как интегральный показатель интенсивности термодинамических процессов в океане, отражающих абиотические условия обитания и распределения промысловых организмов.

Во втором параграфе даны оценка сезонных колебаний и межгодовой изменчивости уровня СЗТО по спутниковым дшпшм, оценка аномалий геострофических скоростей и показано что сезонное изменение уровня значительно влияет и на сезонное изменение геострофической поверхностной циркуляции, при этом главные океанологические особенности исследуемого района во многом определяются системой течений и фронтальных зон. Межгодовые аномалии уровня океана, вероятно, формируются не только за счет внешних источников, но и за счет перераспределения внутренней энергии по различным пространственно-временным масштабам, что важно для выбора прогностических моделей. Сравнение межгодовой изменчивости среднегодовых значений уровня океана и температуры поверхности воды отмечает их несогласованность, косвенно свидетельствующую о второстепенной роли чисто стерических эффектов в межгодовой изменчивости среднегодового уровня моря в СЗТО, тогда как при исследовании сезонной изменчивости уровня океана именно стерическая компонента дает доминирующий вклад в изменчивость уровня океана.

В третьем параграфе временные ряды колебаний уровня океана и температуры поверхности воды, построенные по спутниковым апьтиметрическим и ИК-данным, анализируются при помощи вейвлет-анализа. При помощи вейвлет-анализа проведено

выделение масштабов сезонной и межгодовой изменчивости уровня океана и температуры поверхности воды, а также определены промежутки времени, соответствующие максимальной энергии колебаний выделенных масштабов. Исследование сезонной изменчивости геострофической циркуляции вод региона свидетельствует о том, что эволюция характеристик системы течений района в значительной мере определяется климатическими факторами - особенностями сезонной перестройки атмосферных процессов (их муссонный характер). В связи с этим в системе Курило-Камчатского течения - Ойясио хорошо выражены сезонные колебания. Они связаны как с сезонной изменчивостью поля ветра над океаном, так и с соответствующими сезонными колебаниями поступления вод в истоках течения, включая приток беринговоморских и, особенно, охотоморских вод через проливы. С переходом от летнего периода к зимнему, с установлением зимнего муссона, усиливается приток охотоморских вод, происходит интенсификация всей системы Курило-Камчатское течение - Ойясио. Воды Ойясио в этот период проникают далеко на юг, смещая границу фронтальной зоны Ойясио-Куросио, неся в океан холодные низкосоленые воды. Во всех этих процессах выражены межгодовые различия в особенностях сезонного хода. Пространственное распределение амплитуд годовых колебаний уровня океана указывает на выраженную их тенденцию к увеличению с севера на юг, соответствующую общей тенденции увеличения среднеквадратического отклонения колебаний уровня по мере приближения к потоку Куросио

Анализ вейвлет-изображений приходит к двум основным выводам Во-первых, экстремумы на графиках значений уровня океана, осредненных за 3 месяца, определяются процессами различных масштабов, закономерности изменчивости колебаний уровня моря достаточно разнообразны, что, вероятно, связано с разнообразием динамических условий в системе вод Ойясио Во-вторых, в изменчивости уровня моря значительную роль играют нелинейные потоки энергии, как от крупномасштабных возмущений к мелкомасштабным (положительная вязкость), так и в обратном направлении (отрицательная вязкость).

Для исследования возможных физических механизмов изменчивости океанологических характеристик в четвертом параграфе проведен вейвлет-анализ индекса Тихоокеанской декадной осцилляции и температурных индексов Эль-Ниньо Показано, что наблюдается фазовое запаздывание максимумов индекса Тихоокеанской декадной осцилляции относительно температурных индексов Эль-Ниньо. В промежутке времени с 1950 до 2004 гг. дважды происходит изменение фазы изменчивости. Дополнительно установлено, что для большинства промысловых рыб СЗТО индекс Тихоокеанской декадной осцилляции по сравнению с температурными индексами Эль-Ниньо является лучшим гидрометеорологическим предиктором.

В пятом параграфе рассматриваются годовые и полугодовые возмущения уровня н СЗТО. На Ockqbç спектрального анализа значений уровня океана, подученных и» основе альтиметрических съемок спутника Topcx/Poseidon на акватории, ограниченной 35-45" с.ш. и 130-180° В.д. (дискретность данных 10 сугок). показано, что в сезонную изменчивость динамических, н термодинамических процессов & СЗТО существенный вклад вносят годовые и полугодовые град иейтно-вихревые волны. Построенные для этой акватории просгранственво-временные разрезы - зональные и меридиональное йзоплеты (на рис. 1) показывают:, что в полосе от 35" до 4Г с.ш. в неточной пожждай полигона 35-45' с.ш. « 130-180' в.д. отмечаете* выраженное распространение гребней волн волновых систем на запад. Характерные длиш,т этих волн 550-800 км, периоды год, фазовые скорости - 0,02 м/с. Фазовые скорости несколько уменьшаются с юга на север; ни 42-44° с.щ. волновые дня же ни л не выделяются; сезонный код уровня ira всех широтах лучше всего прослеживается западней 140' в.д. в Японском морс, где он не искажен океанскими попкам к годовою периода. В Японском море (13(Ы40'и.д.) структура ИЗэдтет достаточно проста, без особенностей в меридиональном направлении: в целом детом высокое стояние уровня, зимой - низкое, причем широтное положение этих экстремумов на разных меридиана* разное. Если трактовать эти колебания как меридиональную копну, то линии е наименьшими амплитудами колебаний должны совпадать с узловыми линиями, положение которых im различных меридианах значительно различаются. В пределах 35-45" ели. отмечаются 2-3 узловые линии. Подученные результаты свидетельствуют о том, что в СЗТО существенный вклад в сезонную изменчивость термодинамических процессов вносят годовые и полугодовые волны Pot с б и,

Дс : I : i.

Рис. 1. Пример зональной шопле™ уровня океана 37° с.ш. [Время отсчитываете от 22 октября 1992 г.).

Стерические колебания уровня океана, связанные с изменением плотности воды за счет температуры и солености, вносят доминирующий вклад в изменчивость сезонного хода уровня океана. Они существенно влияют на климатические тренды и определяют многие особенности в синоптическом и межгодовом диапазонах изменчивости. В шестом параграфе на основе системы уравнений движения и неразрывности разработан и апробирован для СЗТО оригинальный метод расчета скорости и абсолютных значений стерических колебаний уровня. Приведены расчеты скорости изменения стерического изменения уровня для Курильского района Тихого океана. Использовался массив ОБЕМ -данных о температуре и солености на стандартных горизонтах в узлах регулярной сетки, осредненных по месяцам. Для 24 пунктов океанской части Тихого океана получены значения колебаний стерического уровня и их скоростей изменения, найдены коэффициенты парной и взаимной корреляции с температурой поверхности моря и соответствующие временные сдвиги. Показано, что температура поверхности океана является хорошим предиктором для прогноза стерических колебаний уровня, в том числе для оперативного прогноза стерического уровня по ИК-съемкам с учетом запаздывания колебаний стерического уровня относительно изменений температуры поверхности воды.

Вторая глава посвящена синоптической (от нескольких суток до нескольких месяцев) изменчивости уровня в системе вод Куросио-Ойясио и ее интерпретации с точки зрения волновых и вихревых возмущений Несмотря на то, что синоптический диапазон изменчивости является весьма важным, он остается все еще мало изученным. Это объяснялось до недавнего времени большими трудностями в организации синхронных продолжительных наблюдений на обширной акватории океана. Спутниковые альтиметрические методы, которые предоставляют возможность непрерывного мониторинга океана, открыли новые горизонты в изучении изменчивости океанографических полей в синоптическом диапазоне частот.

В первом параграфе рассматривается взаимосвязь на основе спутниковой информации уровня и температуры поверхности океана. Проведено сравнение для одной и той же акватории СЗТО серии последовательных температурных карт поверхности воды и альтиметрических карт уровня океана, а также статистическое исследование взаимосвязи между рассматриваемыми характеристиками, проведенное для 80 пунктов СЗТО, расположенных в пределах. 42,25-45, 75°с ш., 145,25-149,75°в.д. Показано, что максимальные значения коэффициентов корреляции наблюдаются в области, наиболее удаленной от островов в сторону Тихого океана, здесь они достигают 0.85, а также в достаточно мелководном районе - около острова Кунашир и островов Малой Курильской гряды (0.75). Соответствующие им временные сдвиги в юго-восточной части области

невелики и не превышают 20 суток, в то время как в районе островов Кунашир и Шикотан временные сдвиги в несколько раз выше и достигают 80 суток. Полученные оценки взаимосвязи доминирующих компонентов в процессах изменения уровня и температуры поверхности океана отражают общие закономерности этих процессов в синоптическом диапазоне частот.

Во втором параграфе для исследования геострофических полей течений, построенных по данным спутника Торех/Ро5е1(1оп, применен вероятностный анализ векторных временных рядов, которые рассматриваются, как реализации случайных процессов и характеризуются моментными функциями первых двух порядков и спектральными плотностями. Все расчеты проводились для массива из 6400 значений 20-градусного квадрата (шаг по широте и долготе 0, 25°). В качестве теста было принято аналитическое выражение для возмущения уровня в виде гармонической волны, распространяющейся в зональном направлении с амплитудой, уменьшающейся по экспоненте в меридиональном направлении. Для всех пунктов одноградусной сетки протяженность акватории СЗТО от 30 до 50° с.ш. и от 140 до 160° в.д. при помощи векторно-алгебраического метода был проведен корреляционный и спектральный анализ массива временных рядов уровня океана и течений. Среднеквадратическое отклонение уровня океана на этой акватории изменяется от 2-4 см до 20-30 см. Наибольшие значения среднеквадратического отклонения в системе вод Куросио вытянуты в зональном направлении, а в зоне Ойясио преимущественно ортогональны к береговой линии.

Спектральный анализ временных рядов показывает значительное разнообразие энергонесущих максимумов и их устойчивость, выделяется высокая повторяемость энергонесущих максимумов, соответствующих периодам 21-22 сут., а также в диапазоне 24-30 суток. Изменчивость течений оценивалась с помощью вероятностных характеристик тензора дисперсии течений, линейный инвариант которого характеризует интенсивность флуктуаций скорости течения. Показано, что в потоке Куросио и его северо-восточной ветви интенсивность достигает максимальных значений. Большая полуось тензора дисперсии течений почти везде направлена вдоль меридиана, что является доказательством преобладания течений, обусловленных волнами Россби.

В третьем параграфе главы для исследования колебаний в синоптическом диапазоне частот для 6 районов СЗТО применен метод вейвлет-анализа (базисные вейвлеты Морле) для альтиметрических данных с дискретностью 7 суток и реализаций с месячным осреднением (см. пример на рис. 2) Отмечено, что характерные наклоны областей энергетических максимумов дают возможность определять, в каком направлении передается энергия по масштабам. Локализованные максимумы энергии на вейвлет-

изображении могут означать области энергоснабжения от внешних источников. Вытянутые области максимальной энергии связаны, вероятно, с передачей энергии от одних временных масштабов к другим. Когда этот наклон направлен из области больших периодов в область малых, идет поток энергии от крупномасштабных движений к мелкомасштабным, связанный с нелинейной генерацией турбулентности, обусловленной динамической неустойчивостью крупномасштабных движений (см., например, наклон для промежутка времени от второй половины 1999 г. до первой половины 2000 г. на рис. 2). Когда в обратную сторону, то происходит энергоснабжение крупномасштабных движений от мелкомасштабных (на рис. 2 это соответствует области для промежутка времени с 2001 до 2002 г.). Соответствующие коэффициенты турбулентного обмена имеют отрицательный знак. Эти явления достаточно хорошо известны в метеорологии, когда энергоснабжение крупномасштабных струйных течений в высоких слоях атмосферы происходит от циклонов. В океане явления, связанные с отрицательной вязкостью, изучены чрезвычайно мало, хотя при решении обратных задач оценки коэффициентов турбулентного обмена нередко имеют отрицательное значение. Такого рода информацию было невозможно получать в рамках спектрального анализа, где отдельные особенности сигнала вызывают незначительные изменения частотного Фурье-образа во всем интервале частот от -от до со, которые «размазываются» по всей частотной оси, что делает их обнаружение по спектру практически невозможным.

В четвертом параграфе показано, что спутниковые альтиметрические съемки не только дают возможность получать непрерывную информацию о поле возвышений уровня океана, что дает возможность рассчитать поля скоростей течений практически для любой акватории Мирового океана (до 60° широты). Для расчета скорости течений в качестве исходного материала нами использовались альтиметрические измерения уровня спутника Торех/Ро5е1ёоп, полученные в 17 пунктах полигона Дискретность данных -приблизительно 10 суток, начало отсчета- 1.01.92, конец: 31.12.92. Пространственная дискретность составляла 1° по меридиану и 3° по широте.

В рамках баротропной геострофической модели составляющие скорости течений и и V вычислялись по следующим формулам:

2р0уа ' / ду у = _! (х + 2р0уа г / дх

где и, V - составляющие скорости течения по осям х, у декартовой системы координат; вертикальное смещение уровня океана; р0- плотность воды; V- коэффициент

вертикального турбулентного обмена 'импульсом; а - параметр Зуолана ди» океана, т(, ту

- составляющие касательного трения ветра, которые вычислялись по формулам Акерблома:

аСЗР БР\ _ а 'дР _дР\

%х~ 2/{дх +дуУ Ху~ 2/{дх дуУ

где Р - атмосферное давление; и - константа модели Акерблома (атмосферное давление ■задавалось в девяти точках области); е - ускорение свободного падения; / -

параметр Кориолиса. В формулах для расчета скоростей течения первые слагаемые -составляющие чисто дрейфового течения, вторые - составляющие градиентного течения. Так как аяьтиметрические ряды уровня представляют собой возмущения относительно Среднего фонового состояния, го и скорости течения оцениваются также относительно среднего невозмущенного течения.

Scale of colors from WIIN to MAX

Рис. 2. Пример тменчшюсти значений уровня океана (ем) и и к вейгл№изо6ражение для 525'с.ш. 163° в. д. Значения на olh ординат соответствуют масштабам колебаний. Колебания с периодом одни год соответствуют параметру 43.

Для вычисления зональной и меридиональной составляющих течений потребовалась пространСтйекно-временная интерполяция несинхронных рядов уровня и атмосферного давления, а также их производных в разных точках. С использованием кубических сплайнов данные уровня были интерполированы по широте и долготе й сетку

карты с дискретностью 0,3°. В результате был получен трехмерный массив синхронизированных по времени данных. Так как исходная функция уровня гладкая, то производные д^/дх, д^/бу определялись в каждый момент времени на той же сетке. Для уменьшения погрешности данные трехмерной интерполяции корректировались двумерной пространственной интерполяцией для каждого фиксированного момента времени выбранной сетки. Данные для атмосферного давления интерполировались таким же образом и приводились к выбранной для смещений уровня сетке. В результате были рассчитаны для выбранного года составляющие скоростей с дискретностью 10 суток и построены карты скоростей течений, на которые были нанесены изолинии уровней (рис. 3). Кроме того, для каждого ряда были построены графики временного хода уровней и векторов скоростей течений.

Выяснилось, что составляющие скорости градиентных течений по величине в несколько раз превосходят составляющие скорости дрейфовых течений. При этом, как и следовало ожидать, векторы течений направлены вдоль изолиний смещения уровня и имеют величину 5*10 см/с. Следует отметить, что на всех картах меридиональная составляющая скорости превосходит зональную. Рассчитанные по альтиметрическим данным скорости течений анализировались в сравнении со скоростями течений, полученными на буйковых станциях, относящихся к эксперименту «Мегаполигон»: величины и направления течений в большинстве случаев совпадают.

В третьей главе рассматриваются градиентно-вихревые волны, определяющие значительную часть энергии синоптических колебаний в полях уровня моря и течений.

Вопросы происхождения и механизма возникновения градиентно-вихревых волн в океане остаются мало изученными. С целью исследования изменчивости уровня в различных частотных диапазонах и механизма возникновения градиентно-вихревых волн океана в первом параграфе рассмотрена передаточная функция динамической системы атмосфера-океан. Нами исследовались случаи резонансного и нерезонансного возбуждения шельфовых волн. Показано, что нерезонансный механизм возбуждения шельфовых волн существует, в частности, при анемобарическом воздействии на океан, при котором отклик океана существенно зависит от параметров анемобарического воздействия. Эти параметры определяют величину отклика, динамическая составляющая которого может в сотни раз превышать статический отклик, определяемый законом обратного барометра. Исходя из общих уравнений баротропной модели длинных волн в океане, рассмотрен характер отклика океана на возмущение атмосферного давления и тангенциального напряжения ветра. Для различных видов элементарных градиентно-вихревых волн: волн Россби, струйных и топографических волн приведены графики рассчитанной передаточной

функции. Показано, что полученные оценки фазовых скоростей резонансных градиентно-вихревых волн меньше характерных значений скорости перемещения циклонов (8-11 м с"1) и тропических циклонов (3-4 м с"'), однако спектр анемобарических возмущений в диапазоне интересующих нас пространственно-временных масштабов достаточно широк и разнообразен. Вероятно, в резонансных для градиентно-вихревых волн областях спектра атмосферного давления и тангенциального напряжения ветра содержится достаточно энергии для преодоления фрикционных эффектов и возбуждения вынужденных волн, и тогда источниками возникновения градиентно-вихревых волн могут быть квазистационарные барические системы, а также медленно перемещающиеся или стационирующие циклоны и антициклоны.

Во втором параграфе работы дается волновая интерпретация синоптической изменчивости колебаний уровня океана. Рассматривается система гидродинамических уравнений в приближениях «р-плоскости», Буссинеска; пренебрежения диссипативными процессами (трение, теплопроводность, диффузия); пренебрежения сжимаемостью воды. С математической точки зрения наиболее общей постановкой задачи о свободных низкочастотных колебаниях является численная задача на собственные значения и собственные функции полной системы гидродинамических уравнений, описывающих крупномасштабные движения. Решение для возвышения уровня общей системы гидродинамических уравнений в приближении «теории мелкой воды» без учета внешних массовых сил и трения представляется в виде гармонической волны Анализ характеристического уравнения этой системы при различных условиях позволяет выделить различные классы градиентно-вихревых волн, для каждого из которых даются характерные дисперсионные соотношения, характеристики распространения и условия захвата этих волн. Выделяются виды стационарных и нейтральных градиентно-вихревых волн, волн Россби, топографических волн, частным случаем которых являются шельфовые волны.

В работе подробно рассматривается один из классов градиентно-вихревых волн -топографические волны. В классе топографических волн важную роль играют процессы захвата волновой энергии морфометрическими особенностями океана. В частности, существенную роль в динамике прибрежной зоны играют шельфовые волны, которые образуются в зоне шельфа-материкового склона. Шельф играет роль волновода, по которому волновая энергия распространяется на большие расстояния с минимальными потерями. Из анализа изменчивости уровня океана и наблюдений за течениями в СЗТО в настоящее время хорошо известно, что топографические волны, в частности шельфовые волны, играют важную роль в динамике океана в синоптическом диапазоне частот. Рассмотрен также вопрос взаимодействия шельфовых волн с течением. Для района

Курильской 1'ряды исследуется такое взаимодействие шсльфовых волн со средним течением Ой «с но, природа которого, с одной стороны, обусловлена общей глобальной циркуляцией вод СЗТО, а с другой — стоком охотоморских вод из проливов Фриза и Буссоль. По-видимому, именно свободные шельфовые волны ответственны за большую часть наблюдаемой низкочастотной изменчивости течения Ойясио. Показано, что при развитии щеяьфовых волн на течении происходит не только доплеровское изменение частоты и фазовой скорое™, но и существенная трансформация параметров воли за счет взаимодействия шельфовых волн с течением.

10 и

В проблеме синоптической изменчивости океанологических полей дискуссионным остается вопрос о различии и сравнительном энергетическом вкладе синоптических вихрей и различных видов низкочастотных волн.

Синоптические вихри и градиентно-вихревые волны могут быть описаны одними и теми же гидродинамическими уравнениями, которые в линейном квазигеострофическом приближении приводят к следующим выражениям для составляющих скорости течения на и и у:

здесь % - вертикальное смещение уровня моря, g - ускорение свободного падения; /параметр Кориолиса.

Очевидным кажется основное существенное отличие синоптических вихрей от низкочастотных волн, вихри при своем движении переносят массу воды и течения в них близки к круговым; в волне же перемещается лишь форма, а частицы жидкости совершают движения по сильно вытянутым в меридиональном направлении эллипсовидным орбитам. Оценкам кинематических характеристик вихревых и волновых движений с целью интерпретации экспериментальных данных посвящен третий параграф, в котором предложены и анализируются модели возвышения уровня в вихрях и волнах.

Для оценки кинематических характеристик вихревых и волновых движений с целью интерпретации экспериментальных данных зададимся простейшими моделями вертикального смещения уровня в вихрях и волнах (рис. 4). Смещение уровня в волновой модели представим в виде зональной волны

здесь А - амплитуда волны, волновое число; а - частота волны; п - параметр затухания, выбранный так, чтобы на границе области захвата волны (ширина 200 км) составляющие скорости уменьшались в два раза. Частота рассчитывалась нами по дисперсионному соотношению для зональных бездивергентных волн Россби: ст = — р/к.

Вертикальное смещение уровня в вихре представим в виде колоколообразной

функции: £, = Ае'"^'^ ^ _ амплитуда; а и Ь - параметры "колокола"). Фазовая

скорость зональной волны и скорость перемещения вихря задавались равными: 2 см/с. Длина волны принималась равной 200 км.

£, = Ае п,у cos(fcc-uf),

1 Т

мП'1 ! 1 : • * 1

! 1 ' ■' 1 •

1 1 1. I '

' 1 '' ^

г 1 \ I '

' ' ' (--да

I I

«л а

11 V

5 д."

ы I-

1Л1

Те

№

■. / 1--1Ю

Рис 4. Пространственное распределение векторов скоростей течений в волне, перемещающейся с фазовой скоростью 0,2 см/с. Розы скоростей течений на различных расстояниях от оси ОХ. а) 0 км, 6) 7,5 км; в) 10 км; г) 25 км, д) 50 км.

Используя эти модели, нами исследовано, как видоизменяется температурное поле при прохождении синоптического вихря и низкочастотной волны в случае, когда адвекция тепла являлась доминирующим фактором изменчивости температурного поля океана.

Начальное поле температуры было выбрано равномерным с градиентом

—2 о '

1,8-10 С/км, вектор которого направлен на северо-восток Расчеты показывают, что в волне через определенное время происходит деформация начального поля температуры: изотермы прогибаются к северу и югу в зонах наибольших меридиональных составляющих скорости течения, принимая меридиональное направление в зоне минимальных скоростей, где горизонтальные градиенты температуры достигают наибольших значений. Через половину каждого из указанных периодов изменения происходят в обратном направлении, а через полный период температурное поле возвращается в исходное состояние.

В вихре (рассматривались как стационарный вихрь, так и перемещающийся со скоростью 0,2 см/с) изотермы закручиваются, образуя диполь с ядрами максимальной адвекции теплоты и холода на некотором расстоянии от центра вихря, соответствующем зоне максимальных скоростей течения. В центре вихря градиенты температуры максимальны, а вся система вращается и перемещается относительно начала координат при поступательном движении центра вихря.

В заключении формулируются основные результаты исследования:

• 1. В Северо-западной части Тихого океана изменчивость уровня происходит в широком диапазоне пространственно-временных масштабов. Спектральный анализ и вейвлет-анализ временных рядов при различных масштабах осреднения, показавший значительное разнообразие энергонесущих максимумов и их устойчивость, свидетельствует о наличии синоптических, сезонных и межгодовых масштабов изменчивости. Общие пределы межгодовой изменчивости колебаний среднегодового уровня ±2-10 см. На годовом периоде отмечается сравнительно высокая повторяемость энергонесущих максимумов (75 %). В области синоптических периодов, приближающихся к дискретности исходного ряда, выделяется высокая повторяемость энергонесущих максимумов, соответствующих периодам 21-22 сутки. Среднеквадратическое отклонение уровня акватории СЗТО от 30 до 50° с.ш. и от 140 до 160° в.д изменяется в пределах' от 2-4 см до 20-30 см

• 2. Вклад межгодовой, сезонной и синоптической изменчивости колебаний уровня океана в общую изменчивость в различные промежутки времени существенно различен, что отражается на графиках вейвлет-преобразований. В частности, если 1992 до 1997 гг. преобладает вклад низкочастотных колебаний от 2-3 лет и более в общую изменчивость, то после 1997 г. низкочастотная составляющая выражена существенно меньше, в то время как преобладают колебания 1-1.5 года. Для СЗТО выражена годовая составляющая изменчивости уровня океана, а полугодовая составляющая колебаний уровня океана хорошо выделяется лишь в отдельные годы, в частности, в осенние периоды 1997-2000 гг. В динамически активных районах главных течений, где основной вклад дают синоптические процессы, сезонная изменчивость объясняет менее 30% всей изменчивости уровня. В то время как в субполярных областях вклад значительно выше, иногда превышая 50%, в умеренных широтах Северной части Тихого океана вклад составляет 40-50%. Оценки сравнительного вклада годовых, сезонных и синоптических колебаний уровня для акватории СЗТО свидетельствуют, чго сезонные аномалии уровня в Северной части Тихого океана вызваны, главным образом, стерическим откликом на сезонные изменения притоков тепла и адвекции.

тепла. Взаимосвязь между альтиметрическими данными и данными ИК-информации для Курильского района Тихого океана статистически подтверждена результатами взаимного корреляционного и спектрального анализа для 80 пунктов СЗТО. Предложенное аналитическое решение нелинейного уравнения переноса тепла градиентно-вихревыми волнами доказывает существенный вклад в термодинамику океана адвекции теплоты течениями, обусловленньми градиентно-вихревыми волнами, что играет существенную роль, в частности в меридиональном трансфронтальном переносе тепла.

• 4. Стерические колебания уровня в СЗТО вносят доминирующий вклад в сезонную изменчивость уровня океана, причем, температура поверхности воды является хорошим предиктором для прогноза стерических изменений уровня. Коэффициенты взаимной корреляции показывают выраженную связь между стерическим уровнем и температурой воды на поверхности океана, причем максимальные значения коэффициентов достигаются на сдвигах от 1 до 4 месяцев. Для Курильского района СЗТО изменчивость стерического уровня невелика: 2-6 см. Расчеты значений стерического колебаний уровня, показывают, что наибольшие значения достигаются осенью (3 см), наименьшие - поздней весной (-3 см).

• 5. Для индекса Тихоокеанской декадной циркуляции (РОО) и температурных индексов Эль-Ниньо (£N80) - факторов, определяющих изменчивость уровня океана, основные энергонесущие периоды колебаний - 22 г., 19, 11, 7 лет 14 месяцев, год и полгода, однако во временной области вклад этих колебаний существенно различается. Вклад низкочастотных составляющих: удвоенный цикл солнечной активности, период действия приливообразующих сил Луны и Солнца, период солнечной активности в 2-3 раза превышает вклад годовой составляющей. Основные энергонесущие области РБО и Е№0 соответствуют, с учетом фазового запаздывания индекса РБО относительно ЕЫЭО на 2-4 года, приблизительно одним и тем же промежуткам времени: обширные области максимумов энергии характерны для 1950-1965 гг. и 1980-2004 гг. В промежутке времени с 1950 до 2004 гг. дважды происходит изменение фазы изменчивости. Смена различных режимов РБО определяют существование различных биологических циклов и проявляется в изменении биологической продуктивности Тихого океана, в частности, в изменении численности популяций рыб.

• 6 В СЗТО изменчивость альтиметрических данных в синоптическом и сезонном диапазонах может интерпретироваться, как градиентно-вихревые волны, распространяющиеся в юго-восточном направлении, с периодами год и полгода, а фазовой скоростью 2-4 см/с. Предложена классификация различных видов

элементарных градиентно-вихревых волн, для которых даны дисперсионное соотношение. Рассмотрены модели генерации градиентно-вихревых волн анемобарическими возмущениями, описывающие колебания уровня океана в синоптическом диапазоне Предложены модели низкочастотной волны и вихря, описывающие изменчивость уровня океана в синоптическом диапазоне частот. Показано, что, используя эти модели, на основе наблюдений за течениями по характеру пространственно-временной их изменчивости, можно сделать заключение о доминировании вихревых или волновых движений в изменчивости уровня океана. При помощи векторно-алгебраического метода анализа инструментальных скоростей течений на различных горизонтах для 17 станций эксперимента "Мегаполигон» СЗТО показано, что на данной акватории изменчивость поля скоростей течений обусловлена не столько фронтальными вихрями, сколько низкочастотными волновыми возмущениями в районе течений Куросио и Ойясио.

Основные итоги диссертации опубликованы в следующих работах:

1) Белоненко Т.В. О небарометрическом отклике океана на шельфе Южно-Курильского района. Тез. докл научно-технической конференции МГИ АН УССР. Севастополь, 1987.

2) Белоненко ТВ., Фукс В.Р. Дисперсионные соотношения шельфовых и планетарных волн в океане. «Вестник ЛГУ», сер.7, вып.З (№ 21). 1988

3) Белоненко Т.В. Шельфовые волны на постоянном течении. «Весгник ЛГУ», сер.7, вып. (№ 4). 1988.

4) Белоненко Т.В. Передаточная функция анемобарического воздествия на низкочастотные волновые движения в океане. «Вестник ЛГУ», сер.7, вып. (№ 4), 1988, с. 98-101.

5) Белоненко Т.В., Фукс В.Р., Чистяков Ю.А.Крупномасштабные волновые возмущения в поле температуры поверхности воды Тез. докл конференции по проекту "Волна". Севастополь., 1988.

6) Белоненко Т.В., Фукс В.Р. Влияние топографических волн Россби на изменчивость температурных условий промысловых районов океана. Тез. докл. IV Всесоюзной конференции по географии океана. Калининград. 1989

7) Белоненко Т.В. О возможности нерезонансного возбуждения в океане крупномасштабных волновых движений. «Вестник ЛГУ», сер 7, вып 1 (№ 7). 1990, с.74-83.

8) Белоненко Т.В., Старицын Д.К. Крупномасштабные волновые возмущения в поле температуры поверхности океана. «Вестник ЛГУ», сер.7, вып.З (№ 21). 1990, с 93-97

9) Белоненко Т.В., Фукс В.Р. и др. Методические основы "Промыслово-океанографического атласа Южно-Курильского района. Тез. докл 8 Всесоюзная конф. по промысловой океанографии. Л., 1990.

10) Белоненко Т.В , Лавренов И.В., Шариков Ю.Д.Пространственная неоднородность поля ветрового волнения как индикатор скоростей течений в океане. «Известия РАН. Физика атмосферы и океана» Т.28, № 2,1992.

11) Белоненко Т.В., Фукс В.Р. Нестационарные фронтальные зоны в океане, вызванные волновой адвекцией. В сб. «Физическая океанология и проблемы биологической продуктивности», 1992,с 5-22.

12) Белоненко Т.В. Пространственно-временные спектры в поле температуры поверхности океана. «Вестник Санкт-Петербургского университета» Сер 7, выл 2 (№14) 1996, с 7484.

13) Белоненко Т.В., Бобков A.A., Мичурин А.Н., Старицын Д.К., Фукс В.Р. и др. Истоки Ойясио. Монография под ред. В.Р.Фукса, А.Н.Мичурина. СПб. 1997.

14) Белоненко Т.В, Фукс В.Р. Передаточная функция динамической системы атмосфера-океан в диапазоне градиентно-вихревых волн. «Вестник СПбГУ». Сер.7, 1998, вып.2 (№14), с. 97-101.

15) Белоненко Т.В , Захарчук Е А , Фукс В Р. Волны или вихри? «Вестник СПбГУ». Сер.7, 1998, вып.З (№21), с. 37-44.

16) Белоненко Т.В., Радченко A.A., Фукс В.Р. Опыт оценки низкочастотной изменчивости поля скорости течения северо-западной части Тихого океана по альтиметрическим данным. «Вестник СПбГУ». Сер. 7,2001, вып. 2 (№ 15), с. 123-129

17) Белоненко Т.В., Фукс В.Р. Годовые и полугодовые возмущения уровня северозападной части Тихого океана. «Метеорология и гидрология», 2001, № 8, с. 69-77.

18) Белоненко Т.В Градиентно-вихревые волны в северо-западной части Тихого океана. «Вестник СПбГУ», сер 7. 2001 г., вып. 3 (№ 23), с. 93-98.

19)Belonenko T.V., Foux V.R. Experience of Estimation of Low-Frequency Variability Fields of Currents Velosity at the Northwest Part of the Pacific Ocean from Altimetric Data. PORSEC 2002 BALI Proceedings. PP. 281-286.

20) Белоненко T.B., Захарчук E.A., Фукс В.Р «Градиентно-вихревые волны в океане». Издательство Санкт-Петербургского ун-та. 2004. 215 с.

21)Белоненко Т.В., Колдунов A.B. Исследование взаимосвязи колебаний уровня и температуры воды в северо-западной части Тихого океана на основе спутниковой информации. Тезисы докладов семинара «Математическое моделирование и информационные технологии в исследованиях биоресурсов мирового океана» 14-17

сентября 2004 г. Владивосток, ТИНРО-Центр. С. 41-43.

22)Tatyana V. Belonenko and Alexey V. Koldunov. Research of the interrelation of a sea level deviations and water temperature fluctuations in the northwest part of the Pacific on the satellite information basis. North Pacific Marine Science Organization. Thirteenth Annual Meeting. Hinolulu, Hawaii, USA. (SI 1-1806) PICES ХШ. P. 151.

23) Belonenko T.V., Foux V.R., Shilov I.O. The experience of using of wavelet analysis for investigations of the sea level variability on the base satellite altimetry information. «31 International Symposia on Remote Sensing of Environment. Global Monitoring for Sustainability and Security» Saint-Petersburg, Russia. June 20-24, 2005.

24)Белоненко T.B. Межгодовая изменчивость уровня океана в Курильском районе на основе спутниковых данных. В сб. «Теория и практика эколого-географических исследований». СПб, Издательство «ТИН». 2005. С.226-241.

25)Белоненко Т.В., Фукс В.Р., Шилов И.О. Опыт применения вейвлет-анализа для исследования изменчивости океанологических процессов в Курильском районе. В сб. «Теория и практика эколого-географических исследований». СПб, Издательство «ТИН». 2005. С.150-164.

26) Белоненко Т.В., Колдунов А.В . Взаимосвязь колебаний уровня и температуры воды в северо-западной части Тихого океана «Известия ТИНРО». 2005. С. 273-280.

27) Белоненко Т.В., Фукс В.Р, Шилов И.О Вейвлет-анализ межгодовой изменчивости уровня. Доклады XII съезда РГО (Кронштадт). Санкт-Петербург. 2005. С. 91-96.

28) Белоненко Т.В., Фукс В.Р., Шилов И.О Опыт применения вейвлет-анализа для исследования изменчивости океанологических условий промысла (на примере уровня океана). В сб. «материалы XIII международной конференции по промысловой океанологии». Калининград, 2005. С.34-37.

29) Belonenko T.V, Oceanographic field variability in the North Pacific by temperature circulation indices. North Pacific Marine Science Organization. Fourteenth Annual Meeting. Vladivostok, 2005. Russia (POC_Paper-2483) PICES XIV. P. 139.

30) Белоненко T.B. Обзор исследований по стерическим колебаниям уровня Тихого океана. Сборник «География и современность». Издательство СПбГУ. Вып. 11. 2005.

31) Белоненко Т.В. Вейвлет-анализ индекса Тихоокеанской декадной осцилляции И температурных индексов Эль-Ниньо. В сб. «Вопросы промысловой океанографии». Вып. 2. Москва. 2005. С. 189-205.

32) Белоненко Т.В., Колдунов А.В. Стерические колебания уровня в северо-западной части Тихого океана. Вестник СПБГУ. Сер. 7. 2006. Вып. 3. С. 81-88.

Подписано в печать 08.02.2007 Формат 60x84 1/16. Бумага офсетная. Печать офсетная. Усл. печ. л. 1,4. Тираж 100 экз. Заказ № 378.

Отпечатано в ООО «Издательство "JIEMA"»

199004, Россия, Санкт-Петербург, В.О., Средний пр., д.24, тел./факс: 323-67-74 e-mail: izd_lema@mail.ru

Содержание диссертации, кандидата географических наук, Белоненко, Татьяна Васильевна

ВВЕДЕНИЕ. Постановка задачи исследования и используемая информация.

ГЛАВА 1. Межгодовая и сезонная изменчивость.

1.1. Термодинамические основы интерпретации альтиметрических съемок океана.

1.2. Оценки сезонных колебаний и межгодовой изменчивости уровня Северозападной части Тихого океана по спутниковым данным/.

1.3. Вейвлет-анализ сезонных колебаний уровня океана и температуры поверхности воды.

1.4. Вейвлет-анализ индекса Тихоокеанской декадной осцилляции и температурных индексов Эль-Ниньо.

1.5. Годовые и полугодовые возмущения уровня Северо-западной части Тихого океана.

1.6. Стерические колебания уровня в Курильском районе Тихого океана.

ГЛАВА 2. Синоптическая изменчивость.

2.1. Представления о синоптической изменчивости в океане. Взаимосвязь уровня океана и температуры поверхности воды в Курильском районе.

2.2. Вероятностный корреляционный и спектральный анализ изменчивости океанологических полей.

2.3. Вейвлет-анализ синоптических колебаний уровня.

2.4. Метод расчета течений по альтиметрическим данным.

ГЛАВА 3. Градиентно-вихревые волны.

3.1. Передаточная функция динамической системы атмосфера-океан.

3.2. Волновая интерпретация синоптической изменчивости колебаний уровня океана.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Исследование изменчивости уровня океана в системе вод Куросио-Ойясио на основе спутниковой альтиметрической информации"

Изучение колебаний уровня океана и вклада в них различных факторов является одним из приоритетных направлений Мирового океана. Особую актуальность приобретает проблема возможных изменений уровня океана в связи с возможными климатическими изменениями, в частности, с потеплением климата. Естественно, если такое развитие изменений климата станет реальностью, то это грозит катастрофическим ущербом для инфраструктуры прибрежных территорий, где проживает около миллиарда жителей Земли.

Известно, что систематические наблюдения за уровнем моря имеют довольно длительную историю. Так, регулярные измерения уровня начались в Амстердаме в 1765 г., причем эпизодические наблюдения здесь выполнялись еще вначале 18-го века. В настоящее время сеть наблюдений насчитывает более 1700 станций, которые Межправительственной океанографической комиссией при ЮНЕСКО объединены в единую международную систему GLOSS (Global Sea Level Observing System) - Глобальную Систему Наблюдений за Уровнем Моря. Основной частью этой системы служат среднемесячные данные по уровню, хранящиеся в базе данных Permanent Service for Mean Sea Observing System (PMSL).

Другим источником информации об уровне служит метод спутниковой альтиметрии. Ее принципиальное отличие от традиционных футшточных наблюдений состоит в том, что альтиметрический метод позволяет получить оценки уровенной поверхности океана практически на всей его акватории, а не только вдоль береговой черты. Спутниковая альтиметрия относится к одному из активных методов дистанционного зондирования поверхности с борта космического аппарата." Спутниковая альтиметрия означает измерение расстояния между спутником и поверхностью отражения по времени прохождения сигнала бортового радарного высотомера, передающего со скоростью света высокочастотные радиосигналы и получающего отраженный от морской поверхности сигнал, что позволяет с определенной постоянной периодичностью картировать топографию поверхности океана, в результате чего мы можем представлять так называемую динамическую топографию. Независимое определение параметров орбиты спутника (широта, долгота, высота) относительно земного эллипсоида позволяет найти высоту уровня океана. При этом альтиметрические измерения, отсчитываемые от поверхности геоида, показывают возмущения относительно среднего стационарного состояния уровенной поверхности океана. Спектр возмущений высоты морской поверхности, измеряемой методом спутниковой альтиметрии, включает в себя почти все физические процессы от капиллярных и ветровых волн до изменений уровня моря, обусловленного бароклинностью морской воды и глобальными изменениями климата.

Пространственно-временные масштабы и точность спутниковой альтиметрии позволяют провести не только ретроспективные исследования (с 1986 г. осуществляется непрерывный мониторинг высоты морской поверхности для всего Мирового океана), но и оперативный контроль изменений уровня. Первые спутники, несущие альтиметрическую аппаратуру,- были запущены США (Skylab и Geos3, Seasat в 1978, а также Geosat в 1985). Параметры орбиты спутника выбираются таким образом, чтобы треки (трек - подспутниковый след на подстилающей поверхности) имели более плотное покрытие. Так, например, для спутника Geosat плотность покрытия составила около 4 км между треками на экваторе.

Расцвет альтиметрических методов пришелся на 90-е годы - запуск спутников ERS-1 (1991-1996), TOPEX/POSEIDON (с 1992) and ERS-2 (с 1995). Запуски этих спутников - часть интернациональных океанографических и метеорологических программ, таких как WOCE (World Ocean Circulation Experiment) and TOGA (Tropical Ocean and Global Atmosphere), которые обе связаны с WCRP (World Climate Research Programme). Проблемы изменения уровня Мирового океана привлекает внимание многих исследователей, как с научной, так и с чисто прикладной точки зрения, в частности, в связи с глобальным потеплением, которое, начавшись во второй половине XIX века, наиболее четко проявилось с конца 1970-х годов и усилилось в 1980-х и 1990-х годах, а затем привело к заметным тенденциям и в изменении уровня Мирового океана.

Спутниковые альтиметрические методы открывают новые горизонты в изучении изменчивости океанографических полей, предоставляют возможность непрерывного мониторинга океана, в частности, построения карт аномалий уровня по данным альтиметрических измерений, а также мониторинга для всего Мирового океана поля рассчитанных по возвышению уровня геострофических течений, определить районы наибольшей изменчивости уровня и течений. Альтиметрические методы дают замечательные перспективы для различных приложений, в частности, при использовании альтиметрических данных на рыбном промысле, для расчета течений в районах нефте- и газодобычи и так далее.

Для исследования изменчивости уровня автором предложены две аналитические модели: градиентно-вихревой волны и перемещающегося (или стационирующего) вихря, и показано, что на основании эмпирических данных, используя эти модели, можно определить доминирующий вклад в изменчивость уровня: волновой или вихревой природы. В работе теоретические исследования проводятся для системы линейных уравнений движения, что определяет сделанный акцент на теории баротропных градиентно-вихревых волн, для которых изучаются различные механизмы их генерации, различные их типы и характеристики.

Океан можно рассматривать как очень сложную механическую систему, всегда стремящуюся тем или иным способом сохранить равновесное состояние. Если какая-либо внешняя сила выводит эту систему из равновесия, то процесс возвращения к исходному состоянию чаще всего реализуется в виде затухающих волновых движений. Как всякая механическая колебательная система, океан обладает набором собственных колебаний. Одним из наиболее эффективных механизмов энергоснабжения океана от внешних источников является резонансный, когда собственные колебания океана совпадают с колебаниями внешних сил, возбуждающих его волновое движение. Волновые движения в океане вследствие того, что они часто оказываются динамически неустойчивыми, разрушаются и передают свою энергию движениям океанских вод других видов. Механическая энергия, передаваемая таким образом в океан, является одним из важнейших источников энергоснабжения термодинамических процессов в нем.

Роль низкочастотных волн в динамике вод океана огромна. Их исследование - одна из главных задач познания причин изменчивости крупномасштабной океанской циркуляции. Градиентно-вихревые волны ответственны за западную интенсификацию циркуляционных круговоротов. Они являются динамическим механизмом приспособления океана к крупномасштабным изменениям атмосферных воздействий. Совместно с береговыми захваченными волнами волны Россби представляют собой один из важнейших механизмов передачи возмущений из тропических зон океана в средние и высокие широты. Предполагается, что волны Россби, генерированные течением Эль-Ниньо, ответственны за аномалии океанской циркуляции, которые происходят с 10-летним запаздыванием в средних широтах северной части Тихого океана. До появления спутниковой альтиметрической информации исследования уровня океана в низкочастотном диапазоне носило эпизодический характер, в частности, оставался неясным вклад баротропных и, особенно, бароклинных градиентно-вихревых волн в годовые и полугодовые колебания уровня.

Теория низкочастотных волн в атмосфере и океане восходит к "приливным уравнениям" Лапласа. В 90-е гт. XIX в. было установлено [Margules, 1893; Hout, 1898; Lame, 1895; см. обзор Platzman G., 1968], что уравнения Лапласа имеют решения, которые наряду с гравитационно-инерционными (колебания первого класса) содержат низкочастотные градиентно-вихревые волны (колебания второго класса), связанные с вращением и сферичностью Земли. Эта теория практически оставалась без приложения к задачам гидрометеорологии вплоть до конца 30-х гг. XX века, когда К. Россби [Rossby С., 1939] открыл в приближении "^-плоскости" низкочастотные волновые движения, а Б. Гаурвиц впервые отождествил волны Россби с лапласовскими колебаниями второго класса на сфере [Haurwits, 1940]. Интерес геофизиков к волнам Россби с каждым годом все возрастает. Однако теоретические предсказания до недавнего времени явно опережали эмпирические представления.

Если для гравитационно-инерционных волн возвращающими силами являются силы тяжести или плавучести, то градиентно-вихревые волны обязаны своим существованием гироскопическим силам и определяются законом сохранения потенциального вихря [Педлоски Дж., 1984]: d dt rot 0 Я / if - параметр Кориолиса; rotrV- завихренность поля скорости; Н - глубина океана). Действие горизонтального градиента скорости течения в известном смысле подобно действию отклоняющей силы вращения Земли, а действие градиента скорости течения воздействию сферичности Земли. Энергия низкочастотных волн может концентрироваться .в определенных зонах океана, которые обычно называют волноводами. Так, энергия топографических волн обычно концентрируется на шельфе: захваченные шельфовые волны, волн Россби в районе экватора: экваториальные захваченные волны Россби, сдвиговых волн в струйных течениях: "струйные волны", фронтальных волн во фронтальных зонах океана.

К внешним силам, которые могут вызывать градиентно-вихревые волны, относятся силы градиента атмосферного давления и тангенциального напряжения ветра, в особенности связанные с перемещающимися в пространстве анемобарическими образованиями, силы плавучести и приливообразующие силы. Эти силы могут, как резонировать со свободными градиентно-вихревыми волнами в океане, так и возбуждать начальные и пограничные возмущения, релаксация которых происходит в виде низкочастотных волн.

Теория волновых движений в океане основывается на классической механике жидкостей, в то же время она тесно соприкасается с общей теорией волн, обладающей удивительной общностью. Вряд ли найдется другой класс явлений, для которых могут быть использованы столь поразительные динамические аналогии и столь общий математический аппарат, причем для описания самых разнородных процессов: механических, электрических, магнитных, акустических, тепловых и т.д. Теория волновых движений в океане, как и всякая теория, находится в сложном диалектическом соотношении с эмпирическими представлениями, получаемыми в результате натурных наблюдений и лабораторных экспериментов. Стремление объяснить наблюдаемые .в океане волновые явления способствует развитию теории, которая, в свою очередь, определяет характер дальнейших экспериментальных исследований. Существенно, что гидродинамическая теория волн, базирующаяся на фундаментальных законах классической механики, нередко предвосхищала эмпирические представления о волновых движениях в океане. Так, например, Г. Стоксом была развита теория волн на границе двух жидкостей разной плотности еще до того, как Ф. Нансен в 1896 г. в период плаванья на "Фраме" у Таймырского полуострова открыл внутренние волны в виде явления "мертвой воды". П. Лапласом в начале XIX в. теоретически были выделены приливы второго рода, впоследствии идентифицированные с планетарными волнами, океанологическая роль которых стала сознаваться совсем недавно, начиная с 1950-х годов XX века.

Содержание теории волн представляется в виде математических моделей волновых движений. Простейшие модели строятся на основе умозрительных физических соображений и часто представляют собой математическую аппроксимацию наблюдаемых явлений или зависимости этих явлений от факторов, их порождающих. Более сложные модели создаются на основе универсальных физических законов, таких, как закон сохранения энергии, второй закон Ньютона, закон сохранения массы и т.п. В приложении к жидкости - это законы гидромеханики. Еще более сложные модели волновых движений в океане должны учитывать вероятностный характер как сил, их возбуждающих, так и закономерности проявления волн в реальных условиях. Построение этих моделей опирается на законы статистической гидромеханики. Разработка подобных моделей в приложении к океану только начинается. Реализация сложных моделей, учитывающих большое число определяющих явление факторов, и, в особенности, интерпретация результатов моделирования по мере их усложнения становятся все более трудными. Это приводит к необходимости искать те или иные компромиссные решения, исходя из задач, которые ставятся перед моделированием.

В связи с этим в работе рассматриваются наиболее простые модели, в ущерб, в известной мере, требованию их адекватности реальным волновым процессам. Предметом нашего обсуждения являются только установившиеся волновые движения в линейном приближении. Сферичность Земли будет учитываться в так называемом приближении "(З-плоскости". Диссипативные процессы в океане нами не рассматриваются.

Хотя эти предположения исключают из рассмотрения важные черты волновых движений в реальных бассейнах, однако нам представляется, что с методологической точки зрения изучение теории низкочастотных волновых движений в океане целесообразно начинать при таких ограничениях. Это оправдано, прежде всего, тем, что при этих допущениях сравнительно простыми методами удается выделить и описать основные элементарные типы низкочастотных волновых движений в океане. Дифференциальные уравнения в частных производных, описывающие волновые процессы при этих допущениях, позволяют с определенным приближением разделить переменные и сводятся к обыкновенным линейным дифференциальным уравнениям второго порядка.

В крупномасштабных волновых системах преобладают горизонтальные движения и градиентно-вихревые волны проявляются, прежде всего, в виде систем перемещающихся течений.

Связанная с климатом, межгодовая изменчивость, как и сезонная изменчивость уровня океана, вызвана крупномасштабными колебаниями во взаимодействии океана и атмосферы. Эти взаимодействия главным образом происходят посредством тепла и водообмена, как и посредством динамического влияния силы ветра. Однако, в отличие от сезонных изменений, на других частотах часто нет никакого явного линейного детерминированного механизма, вызывающего связанную с климатом межгодовую изменчивость. Следовательно, наблюдаемая межгодовая изменчивость уровня моря может быть приписана внутренней изменчивости системы океан-атмосфера из-за нелинейных физических процессов. В работе также исследуются свойства передаточной функции динамической системы океан-атмосфера в рамках линейной модели, где входными процессами являются атмосферное давление и рассчитанные по формулам Акерблома тангенциальные напряжения ветра. Индексы Тихоокеанского декадного колебания (PDO) и температурные индексы Эль-Ниньо (ENSO) являются главными индексами межгодовой изменчивости в Тихом океане, и они связанные с нелинейным взаимодействием океана и атмосферы. Исходя из этого, в работе уделяется внимание исследованию индексов Тихоокеанской декадной циркуляции (PDO) температурных индексов Эль-Ниньо методами вейвлет-анализа.

Механизм происходящих в системе вод Ойясио изменений в синоптическом диапазоне масштабов связан как с синоптической изменчивостью турбулентных потоков тепла и количества движения, приводящей к изменчивости дрейфовых и градиентных течений, возникновению зон прибрежного апвеллинга, ветрового и конвективного перемешивания, так и с крупномасштабной реакцией океана на воздействие анемобарических сил, выражающейся в возникновении свободных и вынужденных береговых захваченных волн, шельфовых волн и волн Россби. Наряду с этими процессами важнейшую роль в синоптической изменчивости температуры воды на поверхности в Южно-Курильском районе (ЮКР) играют динамические процессы и водообмен через Курильские проливы. На основе дистанционных исследований показано, что в результате динамической неустойчивости термических фронтов и локального взаимодействия между атмосферой и океаном формируются пространственные неоднородности вихрей различных масштабов. Амплитуда изменчивости температуры при распространении таких вихрей может достигать межгодовых колебаний. Волнообразные движения при определенных условиях становятся динамически неустойчивыми и трансформируются в крупномасштабные турбулентные образования. Время существования таких вихрей более 30 суток, пространственные масштабы до 100 км. С помощью авиатемпературных съемок выявлены вихри и другого типа, проявляющиеся в поле температуры поверхности океана (Ш110) в виде холодных и теплых «пятен». Подобные аномалии имеют характерные размеры от 25 до 130 км и время «жизни» от 1 до 10 и более суток.

Можно предположить, что в ЮКР существуют два типа неоднородностей. Первый тип предположительно связан с существованием в океане синоптических вихрей. Второй может быть образован динамической неустойчивостью потока Ойясио, либо непосредственным взаимодействием атмосферы и океана в синоптическом диапазоне частот. Численные методы исследования реакции океана на крупномасштабные возмущения в поле атмосферного давления показали, что энергоснабжение движений синоптического масштаба в Северо-западной части Тихого океана (СЗТО) происходит, главным образом, в диапазоне масштабов 3-8 суток.

С каждым годом все более глубоко осознается большой энергетический вклад в океанологический режим, вносимый процессами синоптического масштаба. Благодаря крупным полигонным исследованиям в океане последних двух десятилетий («Полигон-70», «Моде», «Полимоде», «Мета-полигон»), наши эмпирические знания синоптических вихрей в океане значительно продвинулись, однако представления о механизмах возникновения, их релаксации, взаимодействия с течениями остаются далеко не полными. Возникают значительные затруднения при моделировании как отдельных вихрей, так и в построении вихреразрешающих моделей циркуляции вод в океане. Остается проблемой прогноз синоптической изменчивости течений и термохалинной структуры верхних слоев океана. Остается открытым вопрос и о соотношении синоптических вихрей и волн Россби. При каких условиях совпадают эти понятия, не являются ли синоптические вихри результатом динамической неустойчивости волн Россби, когда релаксация синоптических вихрей происходит в виде излучения волн Россби, насколько реалистично предположение о солитонной природе синоптических вихрей? Неоднозначно отвечают различные исследователи и на вопрос, всегда ли синоптичесние вихри являются результатом внутренней энергетики океана (в частности, неустойчивости струйных течений), или они могут резонансно генерироваться под непосредственным воздействием перемещающихся атмосферных образований.

Помимо движений масштаба волн Россби в синоптическом диапазоне масштабов существенную роль в прибрежной зоне океана играют топографические захваченные волны типа волн Кельвина, шельфовых волн и двойных волн Кельвина и др. Сейчас уже накоплен значительный экспериментальный материал, позволяющий уверенно идентифицировать эти виды волновых движений, однако возможности расчета их характеристик и прогноза термодинамических возмущений, ими обусловленных, пока еще очень ограничены. Гораздо более развиты, по сравнению с методами расчета и прогноза волновых движений, методы оценки локального воздействия анемобарических образований на верхний слой океана: расчет потоков тепла, массы и количества движения через поверхности океана и соответствующего перераспределения этих потоков по вертикали путем ветро-волнового и конвективного перемешивания.

В последнее время достигнуты определенные успехи в моделировании локальной термодинамической реакции океана на циклоны и тайфуны в открытом океане. Однако попытки приложения этих моделей к прибрежным районам океана оказываются малоэффективными.

Хотя механизм важного для промысловой океанографии явления нестационарных прибрежных апвеллингов достаточно изучен и качественно хорошо воспроизводится развитие и релаксация апвеллинга, в сложных в морфометрическом отношении районах их прогнозировать весьма затруднительно.

Решение.поставленных и многих других практических и теоретических проблем, адекватных пространственно-временным масштабам синоптической изменчивости, во многом определяет необходимость использования спутниковых данных, которые могут быть положены в основу мониторинга поверхности океана. Методы дистанционного зондирования океана должны опираться на хорошо организованную автоматизированную сеть реперных контактных измерений, которая должна включать наблюдения на заякоренных и плавучих буях, измерения научных и поисковых судов на стандартных разрезах и полигонах, а также попутные наблюдения с помощью автоматических гидрометеостанций на судах. При всем этом нет никакой надежды, что подобная информация сама по себе будет достаточной для реализации прогностических задач.

В трех главах диссертации альтиметрическая информация анализируется для акватории северо-западной части Тихого океана. Наряду с альтиметрическими данными в работе также рассматривается температурная

ИК-информация, получены убедительные доказательства связи этих характеристик океанологических полей как на статистическом уровне, так и на уровне аналитических моделей, в частности, в модели адвекции, тепла течениями в поле градиентно-вихревых волн. Исходя из целей работы, для исследования особенностей характеристик в синоптическом диапазоне частот мы анализировали временные ряды с исходной дискретностью и дискретностью один месяц, для исследования сезонной и межгодовой изменчивости полей - с дискретностью 3 месяца и год.

Перейдем к описанию используемой информации.

1) Массивы альтиметрических данных. массив I)

Продукт, подготовленный Лабораторией спутниковой альтиметрии NOAA для исследовательской работы. Данные получены со спутника Topex/Poseidon. Массив представляет собой временные ряды, записанные в формате 3F8.2, для нерегулярной сетки с шагом 1° по широте и 3° по меридиану. Данные представлены от 0 до 360° с запада на восток и от 60° ю.ш. до 60° с.ш. Данные не интерполированы по времени в тех случаях, когда отсутствуют наблюдения. Временной шаг приблизительно 10 суток (9.9156 сут.). Массив охватывает наблюдения с 3 октября 1992 г. до 26 июля 1998 г. (массив II)

Массив охватывает наблюдения с 3 октября 1992 г. до 4 мая 1998 г. Это массив, полученный по заявке Европейского космического агентства, подготовленный для совместного использования комбинированных данных 3 спутников: ERS-I, ERS-2 и Topex/Poseidon Отделением космической океанографии (Франция) специально для исследования возмущений циркуляции океана в рамках проекта Европейского союза по исследованию климата и окружающей среды AGORA при финансовой поддержке программы СЕО (Центр исследований Земли) и Средне-Пиренейским Региональным. Советом. Он был получен путем осреднения вдольтраковых альтиметрических значений уровня моря относительно геоида. В этих данных помимо первичной коррекции инструментальных ошибок были исключены приливы, средний уровень, эффект обратного барометра, возмущения за счет влажности тропосферы, ионосферные эффекты и возмущения, вызванные- ветровыми волнами. Данные представлены от 0 до 360° с запада на восток и от 81.5° ю.ш. до 81.5° с.ш. .Между 23 декабря 1993 г. и 24 марта 1995 г. значения отсутствуют (это связано с переходом спутника ERS-I на другую орбиту и с дальнейшей технологией обработки данных). Благодаря тому, что в основе массива лежит большое количество наблюдений трех спутников, их удалось синхронизировать для регулярной сеточной области с шагом 0.25° по широте и по меридиану. Временная дискретность приблизительно 10 суток (9.9156). (массив III)

Массив альтиметрической информации представляет собой серию карт аномалий уровня моря (MSLA), полученных после совместной обработки первичной информации со спутников TOPEX/POSEIDON и ERS-1/2. Анализируемый массив альтиметрической информации представляет собой карты аномалий с дискретностью 7 суток с октября 1992 года по февраль 2002 г. Информация со спутников TOPEX/POSEIDON использовалась в течении всего указанного периода наблюдений. Информация со спутника ERS-1 была не доступна с января 1994 по март 1995 (спутник проходил корректировку орбиты). С июня 1996г. по февраль 2002года для построения карт аномалий кроме информации со спутников TOPEX/POSEIDON использовались данные со спутника ERS-2.

Первичная цифровая информация со спутников TOPEX/POSEIDON (Т/Р) поставляемая компанией AVISO (AVISO/Altimetry, 1996) проходит предварительную обработку. Она состоит в исключении приливов и коррекции эффекта обратного барометра. В используемых данных использовалась методика исключения эффекта обратного барометра с изменяющимся средним, атмосферным давлением (Dorandeu and Le Traon, 1999). Также было выполнена коррекция радиометрического дрейфа и уровня нулевого сигнала приборов ТОРЕХ-А / ТОРЕХ-В/ POSEIDON.

Первичная цифровая информация со спутника ERS-1 распространяемая компанией CERSAT (CERSAT, 1996) также проходила предварительную обработку, состоящую в исключении приливов и эффекта обратного барометра по алгоритмам применявшимся к данным со спутников Т/Р. Дополнительно проводилась радиометрическая коррекция, учет электромагнитных смещений, по методикам рекомендованным в руководстве по подготовке данных (CLS, 1996).

Аномалии уровня моря (SLA) рассчитывались на основе использования традиционного анализа повторяющейся трековой информации. Аномалии уровня моря (SLA) рассчитывались относительно 7-летнего среднего (январь 1993-январь 1999).

Карты аномалий уровня моря (MSLA) были получены на основе метода картирования подробно описанного в работе (Le Traon et al., 1998) и успешно применявшегося уже более чем пять лет к данным Т/Р и ERS (Ducet et al. 2000). -Карты аномалий представлены в меркарторовской проекции с сеткой 1/3°. Таким образом, разрешение по долготе и широте одинаковы и меняются как косинус широты (от37 km на экваторе до 18.5км на 60°N или S широты).

2) Спутниковые температурные съемки.

Для получения детальных оценок изменчивости температуры поверхности океана (ТПО) и скоростей течений использовалась информация предоставляемая совместно службами NOAA, JPL и DAAC. Температура поверхности океана (SST) опубликована на CD-ROM и представляет собой информацию поставляемую радиометром AVHRR установленным на борту спутника NOAA. Опубликованные данные являются результатом обработки радиометрической информации AVHRR со спутников NOAA-7,9,11 и 14 с использованием алгоритмов 'NOAA/NASA Pathfinder SST версия 4.0 для 1990-93г.г, версия 4.1 для 1994-97г.г., и расширенной версией 4.1 для 1998-1999г.г.

Данные о температуре поверхности вод по всему Мировому океану приведенные в узлы регулярной сетки. Возможны два варианта сеточной области: с шагом 0.5°*0.5° (версия WOCE-PODAAC-05d-v2.0) и с шагом 1.0°(версия WOCE-PODAAC-10d-v2.0). В настоящей работе использовалась информация для сеточной области 0.5°*0.5°.

Используемые данные охватывают временной промежуток с января 1990 по ноябрь 1999 г. с дискретностью 5 суток. При пятисуточном осреднении использовались, как дневные так и ночные снимки радиометра AVHRR, всего по 10 снимков на временной интервал.

3). Неравномерные поля температуры воды в узлах сетки Полигона ТИНРО за летне-осенние периоды 1981, 1982 и 1985 гг. Равномерность отсчетов, необходимая в методике пространственно-временного анализа, достигалась параболической интерполяцией временных рядов с приведением их к суточной дискретности. Продолжительность интерполированных рядов наблюдений составила в 1981 году 151 сутки, в 1982 г. — 112 и в 1985 г. — 95 суток.

4) Дистанционные ИК-измерения, сделанные с самолетов в летне-осенний период 1983, 1984 и 1986 гг. в Южно-Курильском промысловом районе.

5) Автономные буйковые океанографические измерения («Мегаполигон»).

В эксперименте «Мегаполигон», организованном в 1987 г. по инициативе Института океанологии им. П.П.Ширшова АН СССР, участвовали 11 научно-исследовательских судов и сделаны уникальные измерения течений на 184 автономных буйковых станциях. Он проводился в районе субарктического фронта в зоне его разделения на северную и южную ветви и в меридиональном направлении охватывал значительную часть межфронтальной зоны Куросио -Субарктическое течение.

В данной работе рассматривается синоптическая, сезонная и межгодовая изменчивость низкочастотных волн и вихрей в системе вод Куросио - Ойясио. Первая глава посвящена исследованию межгодовой и сезонной изменчивости уровня и межгодовой и сезонной изменчивости связанных -с уровнем океанологических полей. Во второй главе рассматривается анализ их синоптической изменчивости. Используются традиционные методы анализа первичной информации при помощи корреляционного и спектрального анализа, гармонического анализа, регрессионного анализа и вейвлет-анализа информации. В третьей главе даны основные теоретические результаты исследования градиентно-вихревых волн, вносящих существенный вклад в изменчивость уровня океана.

Заключение Диссертация по теме "Океанология", Белоненко, Татьяна Васильевна

ВЫВОДЫ:

1) Сделанный обзор существующих методик и результатов расчета стерического уровня океана показывает, что для одного и того же региона значения стерического уровня Moiyr существенно различаться. Для Курильского района Северо-западной части Тихого океана изменчивость стерического уровня невелика: 2 - 6 см.

2) Максимальные значения стерического уровня достигаются в Японском море (до 11 см), при направлении роста с юга на север, увеличение фазового сдвига в океане происходит в направлении от восточной границы области к японскому архипелагу. В открытом океане значительно меньше (4-8 см),

3) Для Курильского района северо-западной части Тихого океана значения стерического уровня невелики, наибольшие значения достигаются осенью (3 см), наименьшие - поздней весной (-3 см).

4) Коэффициенты взаимной корреляции показывают выраженную связь между стерическим уровнем и температурой воды на поверхности океана, причем максимальные значения коэффициентов достигаются на сдвигах от 1 до 4 месяцев.

5) Температура поверхности воды является хорошим предиктором для прогноза стерических колебаний уровня.

6) При оперативном прогнозе стерического уровня по ИК-съемкам температуры поверхности воды следует учитывать запаздывание (сдвиг) стерического уровня относительно температуры поверхности воды.

ГЛАВА 2. СИНОПТИЧЕСКАЯ ИЗМЕНЧИВОСТЬ 2.1. ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О СИНОПТИЧЕСКОЙ ИЗМЕНЧИВОСТИ В ОКЕАНЕ. ВЗАИМОСВЯЗЬ КОЛЕБАНИЙ УРОВНЯ И ТЕМПЕРАТУРЫ ПОВЕРХНОСТИ ОКЕАНА В СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ТИХОГО ОКЕАНА

Согласно принятой классификации, к синоптической изменчивости в океане относятся колебания с временными масштабами от нескольких суток до месяца. Таким временным масштабам соответствует широкий спектр характерных пространственных масштабов от мезомасштабных и макромасштабных неоднородностей (от нескольких км до нескольких тысяч км). Несмотря на то, что этот диапазон изменчивости является весьма важным с точки зрения практического приложения, он остается все еще мало изученным. Пародоксальность такого положения объяснялась до недавнего времени большими трудностями в организации синхронных продолжительных наблюдений на обширной акватории океана. Спутниковые альтиметрические методы, которые предоставляют возможность непрерывного мониторинга океана, открыли новые горизонты в изучении изменчивости океанографических полей в синоптическом диапазоне частот.

Большинство исследователей справедливо предполагают, что синоптическая изменчивость океана определяется крупномасштабным взаимодействием между атмосферой и океаном^ К синоптическому масштабу, как по пространству, так и по времени существования, могут быть отнесены также вихри «открытого океана» размером 60-80 миль (100-150 км) и временем существования 20-40 суток.

Инструментальные наблюдения за течениями, полученные в 1970 - 1980-е годы в океане во время специальных экспериментов "Полигон-70", "Моде-1", "Полимоде", "Мегаполигон" позволили подтвердить представления океанологов о значительном вкладе в энергетику океана вихревых возмущений с характерными размерами от нескольких десятков до нескольких тысяч километров и масштабом времени от нескольких суток до нескольких месяцев.

Энергетические спектры в диапазоне этих масштабов практически непрерывны и во фронтальных зонах океана, и вне этих зон. Вихреобразные возмущения подобного рода называют синоптическими или мезомасштабными вихрями. Скорости движения частиц в синоптических вихрях достигают -20-г-З 0 см/с, вихри перемещаются, в основном, в западном направлении со скоростью 2-5-5 см/с. Пространственно-временные масштабы этих вихрей приблизительно соответствуют дисперсионным соотношениям для волн типа волн Россби. Однако остается неясным, являются ли наблюдаемые мезомасштабные вихри прямым проявлением самих волн Россби либо результатом их динамической неустойчивости, либо результатом динамической неустойчивости крупномасштабных течений, т.е. механизмом, генерирующим волны Россби.

Уровень океана можно рассматривать как интегральный показатель интенсивности термодинамических и динамических процессов в океане. Аномалии в поле возвышений уровня, регистрируемые спутниковыми альтиметрами,.чаще всего соответствуют аномалиям в поле температуры воды. Это связано как со стерическими эффектами, так и с динамическими процессами (адвекция тепла) (В.Р.Фукс, 2003). Как правило, положительным аномалиям уровня соответствуют положительные аномалии температуры поверхности воды и увеличение глубины залегания термоклина.

В данной работе исследуется взаимосвязь температуры поверхности океана (ТПО) и уровня океана для северо-западной части Тихого океана (СЗТО) на основе спутниковой информации.

На первом этапе нами проведено сравнение серии последовательных температурных карт поверхности воды и альтиметрических карт уровня океана за 21-31 мая 2002 г. для одной и той же акватории СЗТО (пример таких карт приведен на рис.2.1.1, а,б). Простой феноменологический анализ позволяет сделать вывод о том, что температурные и альтиметрические карты в целом отражают структуру основных течений.

Это понятно в отношении температурных карт, на которых сгущения изолиний температуры определяют границы потоков, но не очевидно для альтиметрических карт. Альтиметры регистрируют отклонение уровня океана относительно отсчетного эллипсоида. С учетом приливных эффектов и поправки обратного барометра определяются данные, называемые динамической топографией, как отклонения скорректированной высоты морской поверхности относительно геоида, за который принимается средний уровень океана в данной точке. При этом сам геоид (модель) постоянно уточняется с увеличением продолжительности альтиметрических измерений (см., например, Fu and Cazenave, 2001). Поэтому, казалось бы, альтиметрические карты не должны нести информации о средних, стационарных течениях.

В то же время течения являются источниками и волноводами для вихрей и низкочастотных волн, которые проявляются на альтиметрических картах в виде возвышений и впадин в поле уровня океана и тем самым дают косвенно и информацию о постоянных течениях (Океанографический атлас ЮжноКурильского района Тихого океана, 1998; Белоненко Т.В., Захарчук Е.А., Фукс В.Р., 1999).

В поле температуры воды в рассматриваемый период были достаточно выражены температурные неоднородности в виде зон с максимальными горизонтальными градиентами, приблизительно совпадающие с осью потока Куросио и осью Субарктического течения. Севернее этих термических фронтов располагаются зоны дивергенции, представленные цепочкой циклонических круговоротов, а южнее термических фронтов проходит чрезвычайно выраженная зона конвергенции в виде последовательных антициклонических круговоротов. Таким образом, собственно фронтальная зона проходит приблизительно по линии «нулевой» дивергенции. Это подтверждается во всех рассматриваемых случаях (картах).

Сравнивая температурные и альтиметрические карты за период от конца мая до середины июня 2002 г., отметим, что в то время как поле ТПО претерпело определенные изменения, как по абсолютным значениям температуры воды, так и в положении фронтальных зон, основные динамические образования в поле возвышений уровня остались неизменными.

Сравнительный феноменологический анализ этих карт дополнен количественным статистическим исследованием зависимости между различными характеристиками океанологических полей, проведенными для 80 пунктов Северо-западной части Тихого океана (СЗТО), расположенных в пределах: 42,25-45, 75°с.ш., 145,25-149,75°в.д. с пространственной дискретностью 0,5°.

Различные пункты характеризуют термодинамические условия различных водных масс: часть их находится в стрежне струи Куросио, другие -в открытом океане, где влияние течений значительно ослаблено, а третьи - у берегов Курильской гряды, в потоке течения Ойясио (Белоненко Т.В., Фукс В.Р. и др., 1997, Белоненко Т.В., Захарчук Е.А., Фукс B.P.f 2004, Белоненко Т.В., Фукс В.Р., 1992).

Для статистического анализа использовалась информация, предоставляемая совместно службами NOAA, JPL и DAAC. Используемые данные о температуре охватывают временной промежуток с января 1990 по ноябрь 1999 гг. с дискретностью 5 суток. Массив альтиметрической информации представляет собой серию карт аномалий уровня моря, полученных после совместной обработки первичной информации со спутников TOPEX/POSEIDON и ERS-1/2. Анализируемый массив альтиметрической информации представляет собой карты аномалий с дискретностью 7 суток с октября 1992 года по февраль 2002 года. Альтиметрические и температурные данные приводились путем интерполяции по пространству и синхронизации по времени к единой пространственно-временной сетке. а) б)

138"Е 14 ГЕ 144'Е 147"Е 1Б0'Е 1КГЕ 166-Е .

138-Е 14 ГЕ 144'Е 147"Е 150'Е 163'Е 1Б8'Е

Рис. 2.1.1. Карта ТТ10 СЗТО за 21-31 мая 2002 г. (а) и альтиметрическая карта за 26 мая 2002 г. (б)

Для каждого пункта были рассчитаны основные статистические характеристики. Согласно этих расчетов средние значения какЛПО, так и уровня океана оказались значительно ниже для выбранных пунктов акватории Южно-Курильского района (ЮКР), где одним из определяющих факторов является холодное течение Ойясио, чем для пунктов, расположенных в стрежне струи Куросио или в открытом океане, где влияние течений ослаблено: отличия в значениях ТПО достигали 10-15° С, а в значениях уровня - до 70 см.

Для оценки статистической связи между двумя исследуемыми характеристиками сначала рассматривалась функция взаимной корреляции (Григоркина Р.Г., Губер П.К., Фукс В.Р.,1973; Фукс В.Р., Губер П.К., 1973). Для каждого пункта исследуемой акватории были построены корреляционные функции, выбраны максимальные коэффициенты корреляции и рассчитаны соответствующие им временные сдвиги. Полученные результаты были картированы (см. рис. 2.1.2, а,б.). Как видно из рисунка 2.1.2,а максимальные значения коэффициентов корреляции наблюдаются в области, наиболее удаленной от островов в сторону Тихого океана: здесь они достигают 0.85, а также в достаточно мелководном районе - около острова Кунашир и островов Малой Курильской гряды (достигают 0.75). Соответствующие им временные сдвиги в юго-восточной части области невелики и не превышают 20 суток, в то время как в районе островов Кунашир и Шикотан временные сдвиги в несколько раз выше и достигают 80 суток (рис. 2.1.2,6).

Таким образом, на уровне взаимно корреляционного анализа мы получили оценку взаимосвязи доминирующих компонентов в процессах изменения ТПО и уровня океана. Полученные результаты отражают общие закономерности исследуемой взаимосвязи. Для исследования частотной структуры связи, т.е. степени корреляции спектральных компонент процессов на определённых частотах, необходимо дополнить проведенное исследование спектральным и взаимно спектральным анализом. а)

46N-45N-45N-44N-44N-43N-43N

145 5Е 146Е 148 5Е 147Е 147 5Е 148Е 148 5Е 149Е 149 5Е б)

Рис.2.1.2. Максимальные коэффициенты корреляции (а) и временные сдвиги (в сутках) (б).

Спектральный анализ временных рядов показал, что для всех рассматриваемых пунктов, как для уровня океана, так и для температуры, существуют максимумы спектра на частоте, соответствующей годовому периоду. При этом спектральный состав ТПО оказался более однообразным, чем для уровня: для всех пунктов доминируют только годовые колебания. В то время как для уровня океана выражены максимумы спектра также и на других частотах, которые соответствуют периодам 50, 90 и 185 суток. То есть именно сезонная составляющая ТПО является доминирующей, в то время как в колебаниях уровня океана, наряду с сезонным ходом, содержатся другие составляющие, определяемые иными физическими закономерностями (вклад стерических составляющих, вклад, определяемый динамическими процессами и др.) (Григоркина Р.Г., Губер П.К. и др.,1973, Фукс В.Р., Губер П.К., 1973).

Для частоты, соответствующей годовому периоду, были рассчитаны и картированы результаты расчетов когерентности и разности фаз взаимного спектра ТПО и уровня океана (см. рис. 2.1.3, а,б).

На рис. 2.1.3,а обратим внимание на то, что когерентность взаимно спектрального анализа ТПО и уровня океана превышает 0.5 для всей рассматриваемой акватории и достигает 0.8-0.9 около острова Кунашир и островов Малой Курильской гряды и также для области, наиболее удаленной от островов в сторону Тихого океана. Максимум когерентности (до 0.96) наблюдается в юго-восточной части района, параллельно Курильской гряде на значительном расстоянии от берега (со стороны Тихого океана). Высокие коэффициенты корреляции (более 0.9) также характерны для значительной области у побережья островов Кунашир и Итуруп, достигая максимумов в средней части острова Итуруп (0.95) и в области между островом Кунашир и Малой Курильской грядой, достигая там 0.98 и простираясь на площади диаметром около 60 миль.

Карта разностей фаз (рис. 2.1.3, б) очень напоминает карту временных сдвигов полученных во взаимно корреляционном анализе (рис. 2.1.2,6). Это сходство подтверждается не только направлением изолиний, но и величинами значений разностей фаз.

Таким образом, взаимно спектральный анализ подтверждает основные результаты, полученные при взаимно корреляционном анализе рассматриваемых характеристик. Проведенный анализ также показал, что годовой ход изменения уровня в целом запаздывает относительно годового хода температуры, что доказывает значительный вклад стерической составляющей в изменчивость уровня. При этом в различных пунктах запаздывание разное: в среднем 1-3 месяца: 1,5-2 месяца в районе острова Кунашир и островов Малой Курильской гряды, достигает 100 суток южнее острова Итуруп. В то время как в юго-восточной части района запаздывание не превышает месяца: всего лишь 10-20 суток. Хотя следует отметить, что в ряде пунктов, расположенных южнее пролива Фриза, наблюдающийся на графиках максимум уровня наступал раньше максимума температуры (см. рис. 2.1.3,6), но как раз в этих пунктах значения когерентности относительно невелики и составляют 0.5-0.6.

Проведенный нами взаимный анализ рядов для отдельных лет подтвердил, что в отдельные годы также наблюдалось опережение уровня относительно температуры. Как правило, такое опережение наступления максимумов уровня относительно температуры относилось к пунктам, расположенным в северо-восточной части рассматриваемой акватории. По-видимому, эти отклонения связаны с динамическими условиями, такими как адвекция тепла течениями, так как район имеет очень сложную систему циркуляции вод, являясь разделом между Тихим океаном и Охотским морем.

На других частотах значения когерентности значительно меньшие, чем на частоте, соответствующей полугодовому периоду, где когерентность достигает 0.6 для пунктов, расположенных в ЮКР, разность фаз 40-60 суток. Для других пунктов когерентность незначительна. Для 50 и 90 суток значения когерентности достигают 0.5-0.6 для пунктов, расположенных в открытой части океана при разности фаз 90 суток.

Анализ этих карт дополнен количественным статистическим исследованием зависимости между различными характеристиками океанологических полей, проведенными в отдельных пунктах: полигона из 5 пунктов акватории ЮКР (А, В, С, D и Е), расположенных в пределах одноградусного квадрата и трех пунктов СЗТО (пункты 1, 2 и 3), расположенные так, чтобы они характеризовали термодинамические условия различных водных масс. Координаты пунктов приведены ниже: с.ш. °в.д.

1 34.88 142.88

2 38.88 152.88

3 43.88 146.88

А 42.13 146.13

В 42.13 146.38

С 42.13 147.13

D 42.38 146.13

Е 43.13 146.13

Обратим внимание на расположение выбранных пунктов: пункт 1 находится в стрежне струи Куросио, пункт 2 - в открытом океане, где влияние течений значительно ослаблено, а пункт 3 - у берегов Курильской гряды, в потоке -течения Ойясио. Данные обрабатывались по программе «Эвриста» корреляционного и спектрального анализа, разработанной Центром Статистических Исследований Московского университета в версии, созданной в 1997 г. Результаты этих расчетов приводятся ниже.

Для каждого пункта были рассчитаны основные статистические характеристики, приведенные в таблицах 2.1.1 и 2.1.2.

153

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.

К основным результатам исследования относятся следующие:

• 1. В Северо-западной части Тихого океана изменчивость уровня происходит в широком диапазоне пространственно-временных масштабов. Спектральный анализ и вейвлет-анализ временных рядов при различных масштабах осреднения, показавший значительное разнообразие энергонесущих максимумов и их устойчивость, свидетельствует о наличии синоптических, сезонных и межгодовых масштабов изменчивости. Общие пределы межгодовой изменчивости колебаний среднегодового уровня ±2-10 см. На годовом периоде отмечается сравнительно высокая повторяемость энергонесущих максимумов (75 %). В области малых периодов, приближающихся к дискретности исходного ряда, выделяется высокая повторяемость энергонесущих максимумов, соответствующих периодам 2122 сутки. Среднеквадратическое отклонение уровня акватории СЗТО от 30 до 50°'с.ш. и от 140 до 160° в.д. изменяется в пределах: от 2-4 см до 20-30 см. Наибольшие значения среднеквадратического отклонения в системе вод Куросио вытянуты в зональном направлении, а в зоне Ойясио преимущественно ортогональны к береговой линии.

• 2. Вклад межгодовой, сезонной и синоптической изменчивости колебаний в общую изменчивость уровня океана происходит в широком диапазоне масштабов от месяца до нескольких лет, однако в различные промежутки существенно различается по интенсивности, что отражается на графиках вейвлет-преобразований. В частности, если 1992 до 1997 гг. преобладает вклад низкочастотных колебаний от 2-3 лет и более в общую изменчивость, то после 1997 г. низкочастотная составляющая выражена существенно меньше, в то время как преобладают колебания 1-1.5 года. Для СЗТО выражена годовая составляющая изменчивости уровня океана, а полугодовая составляющая колебаний уровня океана хорошо выделяется лишь в отдельные годы, в частности, в осенние периоды 1997-2000 гг. В динамически активных районах главных течений, где основной вклад дают синоптические процессы, сезонная изменчивость объясняет менее 30% всей изменчивости уровня. В то время как в субполярных областях вклад значительно выше, иногда превышая 50%, в умеренных широтах Северной части Тихого океана вклад составляет 40-50%. Оценки сравнительного вклада годовых, сезонных и синоптических колебаний уровня для акватории СЗТО свидетельствуют, что сезонные аномалии уровня в Северной части Тихого океана вызваны, главным образом, стерическим откликом на сезонные изменения притоков тепла и адвекции.

• 3. Уровень океана можно рассматривать как интегральный показатель интенсивности термодинамических и динамических процессов в океане, отражающих абиотические условия обитания и распределения промысловых организмов. Аномалии в поле возвышений уровня, регистрируемые спутниковыми альтиметрами, чаще всего соответствуют аномалиям в поле температуры воды, что связано не только со стерическими эффектами, но и с динамическими процессами, в частности, с адвекцией тепла. Взаимосвязь между альтиметрическими данными и данными ИК-информации для Курильского района Тихого океана статистически подтверждена результатами взаимного корреляционного и спектрального анализа для 80 пунктов СЗТО. Предложенное аналитическое решение нелинейного уравнения переноса тепла градиентно-вихревыми волнами доказывает существенный вклад в термодинамику океана адвекции теплоты течениями, обусловленными градиентно-вихревыми волнами, что играет существенную роль, в частности в меридиональном трансфронтальном переносе тепла.

• 5. Для индекса Тихоокеанской декадной циркуляции (PDO) и температурных индексов Эль-Ниньо (ENSO) - факторов, определяющих изменчивость уровня океана, основные энергонесущие периоды колебаний -22 г., 19, 11, 7 лет 14 месяцев, год и полгода, однако во временной области вклад этих колебаний существенно различается. Вклад низкочастотных составляющих: удвоенный цикл солнечной активности, период действия приливообразующих сил Луны и Солнца, период солнечной активности в 23 раза превышает вклад годовой составляющей. Основные энергонесущие области PDO и ENSO соответствуют, с учетом фазового запаздывания индекса PDO относительно ENSO на 2-4 года, приблизительно одним и тем же промежуткам времени: обширные области максимумов энергии характерны для 1950-1965 гг. и 1980-2004 гт. В промежутке времени с 1950 до 2004 гт. дважды происходит изменение фазы изменчивости. Смена различных режимов PDO определяют существование различных биологических циклов и проявляется в изменении биологической продуктивности Тихого океана, в частности, в изменении численности популяций рыб.

• 6. Изменчивость уровня в СЗТО в синоптическом диапазоне частот может быть описана в терминах баротропных и бароклинных градиентно-вихревых волн. В СЗТО изменчивость альтиметрических данных в синоптическом и сезонном диапазонах может интерпретироваться, как градиентно-вихревые волны, распространяющиеся в юго-восточном направлении, с периодами год и полгода, а фазовой скоростью 2-4 см/с. Предложена классификация различных видов элементарных градиентно-вихревых волн, для которых даны дисперсионное соотношение. Рассмотрены резонансные нерезонансные модели генерации градиентно-вихревых волн анемобарическими возмущениями, описывающие колебания уровня океана в синоптическом диапазоне. Предложены модели низкочастотной волны и вихря, описывающие изменчивость уровня океана в синоптическом диапазоне частот. Показано, что, используя эти модели, на основе наблюдений за течениями по характеру пространственно-временной их изменчивости, можно сделать заключение о доминировании вихревых или волновых движений в изменчивости уровня океана. При помощи векторно-алгебраического метода анализа инструментальных скоростей течений на различных горизонтах для 17 станций эксперимента "Мегаполигон» СЗТО показано, что на данной акватории изменчивость поля скоростей течений обусловлена не столько фронтальными вихрями, сколько низкочастотными волновыми возмущениями в районе течений Куросио и Ойясио.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата географических наук, Белоненко, Татьяна Васильевна, Санкт-Петербург

1. Астафьева Н. М. Вейвлет-анализ: основы теории и примеры применения // Успехи физических наук. 1998. Т. 166. № 11. С. 1145-1170.

2. Атлас эксперимента «Мегаполигон». Том 2. Течения зоны субарктического фронта в северо-западной части Тихого океана. М., 1992 г.

3. Атмосфера. Справочник. JI., ГИМИЗ, 1991,221 с.

4. Белоненко Т.В. Градиентно-вихревые волны в северо-западной части Тихого океана// Вестник Санкт-Петербургского университета. Сер.7. 2001. Вып. 3 (№ 23), с. 93-98.

5. Белоненко Т.В. О возможности нерезонансного возбуждения в океане крупномасштабных волновых движений. // Вестн. Ленингр. ун-та. Сер. 7: Геология, география. 1990. Вып.1 (№7).

6. Белоненко Т.В. Передаточная функция анемобарического воздействия на низкочастотные волновые движения в океане // Вестн. Ленингр. ун-та. Сер. 7: Геология, география. 1988. Вып.1 (№7).

7. Белоненко Т.В. Шельфовые волны на постоянном течении. «Вестник ЛГУ», сер. 7.1989, № 4.

8. Белоненко Т.В., Захарчук Е.А., Фукс В.Р. Волны или вихри? // Вестн. С.-Петерб. ун-та. Сер. 7: Геология, география. 1999. Вып. 3 (№ 21).

9. Белоненко Т.В., Захарчук Е.А., Фукс В.Р. Градиентно-вихревые волны в океане. СПб.: Издательство С.-Петербургского ун-та, 2004.

10. Белоненко Т.В. Старицын Д.К. Крупномасштабные волновые возмущения в поле температуры поверхности океана. «Вестник ЛГУ». Сер. 7. Вып. 3 (№ 21), 1990.

11. Белоненко Т.В., Фукс В.Р. Годовые и полугодовые волновые возмущения уровня северо-западной части Тихого океана. Вестник Санкт-Петербургского университета. «Метеорология и гидрология», 2001, № 8, с. 69-77.

12. Белоненко Т.В., Фукс В.Р. Нестационарные фронтальные зоны в океане, вызванные волновой адвекцией // Физическая океанология и проблемы биологической продуктивности. СПб., 1992.

13. Белоненко Т.В., Фукс В.Р., Старицын Д.К. и др. /Шельфовые и планетарные волны в системе, вод Ойясио//. "Истоки Ойясио//. Отв. ред. А.Н.Мичурин. Спб., 1997.

14. Белоненко Т.В. Фукс В.Р. Дисперсионные соотношения шельфовых и планетарных волн в океане. «Вестник ЛГУ», Сер. 7, вып. 3 (№ 21 ), 1988.

15. Белоненко Т.В. Фукс В.Р. Нестационарные фронтальные зоны в океане, вызванные волновой адвекцией. В сб. «Физическая океанология и проблемы биологической продуктивности». СПб, 1992.

16. Белышев А.,П., Клеванцов Ю.П.,Рожков В.А. «Вероятностный анализ морских течений». Л., 1983г.

17. БендатДж. ПирсолА. Применение корреляционного и спектрального анализа. Пер. с англ. под ред. И.Н. Коваленко. М. 1983.

18. Боков В.Н., Клеванцов Ю.П., Рожков В.А., Смирнова А.И., Фукс В.Р. Годовая ритмика колебаний уровня Балтийского моря // Труды Государственного океанографического института, выпуск 207,2000.

19. Бондаренко А.Л., Жмур В.В. О природе и возможности прогнозирования явления Эль-Ниньо Ла-Нинья. Метеорология и гидрология. 2004. № 11. С. 3952.

20. Булатов Н.В. Особенности формирования циклонических меандров и вихрей в зоне Субарктического фронта. //Исследования Земли из космоса , 1982, N3, с.53-58.

21. Булатов Н.В. Некоторые черты синоптической и межсезонной изменчивости в системе вод Куросио по данным метеорологических спутников Земли // Тр. ДВНИГМИ, 1980, вып. 80, с.34-45.

22. Булатов Н.В. Рекомендации по использованию спутниковых снимков в океанологических исследованиях / Владивосток, ТИНРО, 1984,44 с.

23. Булатов Н.В., Лобанов В.Б. Исследование мезомаснггабных вихрей восточнее Курильских островов по данным метеорологических спутников Земли. //Исследование Земли из космоса. 1983. N 3.

24. Витязев В.В. Вейвлет-анализ временных рядов. Учебное пособие. Издательство С.-Петербургского университета. 2001

25. Вольф Й.О., Ивченко В.О., Клепиков А.В., Олбер Д. О динамике зональных потоков в океане. Докл. СССР. Т. 313, №3, с.705-710.1990.

26. Воробьев В. И., Грибунин В. Г. Теория и практика вейвлет-преобразования. СПб.: Изд-во ВУС, 1999.208 с.

27. Гарбук С.В., Гершенсон В.Е. Космические системы дистанционного зондирования Земли. М., изд-во А и Б, 1997.296 с.

28. Герман В.Х. Левиков С.П. Вероятностный анализ моделирование колебаний уровня моря. Л. Гидрометеоиздат. 1988.

29. Гидрология Тихого океана. М., Изд-во «Наука», 1968. Гидрометеоиздат, 1974,72 с.

30. Гилл А.Е. Динамика атмосферы и океана. М.: Мир, 1986. Ч. 1,2.

31. Гирская Э.И. Полугодовые колебания атмосферного давления. Труды ГГО, 1976, вып. 378.

32. Глобальное потепление. Доклад ГРИНПИС. М., Изд-во МГУ, 1993.

33. Григоркина Р.Г., Фукс В.Р. О приливном происхождении полугодовой периодичности гидрометеорологических процессов в Северной Атлантике. В кн.: Атлантический океан. Рыбопоисковые исследования, вып.З, Калининград, 1970, с. 152-165.

34. Григоркина Р.Г. Фукс В.Р. Воздействие тайфунов на океан. Л. Гидрометеоиздат, 1986.

35. Григоркина Р.Г., Губер П.К. Фукс В.Р. Прикладные методы корреляционного и спектрального анализа крупномасштабных океанологических процессов. Л.: Изд-во ЛГУ, 1973.

36. Григоркина Р.Г., Мичурин А.Н., Провоторов П.П. и др. Краткопериодная изменчивость океанологических условий в промысловых районах вод Куросио (часть 1). «Изв. ТИНРО», 1969, т. 68, с. 45-66.

37. Дикий JI.A. Теория колебаний земной атмосферы. JL, 1969,390 с.

38. Динамика океана. /Под ред. А.В. Некрасова, Е.Н. Пелиновского. СПб, 1992.

39. Дремин И.М., Иванов О.В., Нечитайло В.А. Вейвлеты и их использование//УФН. Т. 171. по. 5. 2001.465-501.

40. Дуванин А.И. Уровень моря. JL, Гидрометеоиздат, 1956

41. Дьяконов В.П. Вейвлеты. От теории к практике. M.:COJIOH-P,-2002.448 с.

42. Ефимов В.В., Куликов Е.А., Рабинович А.Б., Файн И.В. Волны в пограничных областях океана. JL, 1985.

43. Ефимов В.В. Динамика волновых процессов в пограничных слоях атмосферы и океана. Киев, 1981.

44. Ефимов В.В. Куликов Е.А. Применение методов адаптивной оценки пространственно-временных спектров к анализу захваченных волн. Изв. АН СССР, ФАО, 1978, т. 14, №7.

45. Ефимов В.В. Рабинович А.Б. Влияние краевых волн на формирование приливов в северо-западной части Тихого океана. В сб.: Поверхностные и внутренние волны. Севастополь, МГИ АН УССР, 1978.

46. Ефимов В.В. Рабинович А.Б. О резонансных приливных течениях и их связи с континентальными шельфовыми волнами в северо-западной части Тихого океана. Изв. АН СССР, ФАО, 1980, т. 16, № Ю.

47. Захарчук Е.А. Крупномасштабные волновые возмущения в системе антарктического циркумполярного течения. Автореферат канд. дисс. СПб, 1997.

48. Захарчук Е.А., Фукс В.Р. О вкладе волн Россби и струйных волн в изменчивость Антарктического-Циркумполярного течения// Вестник Санкт-Петербургского университета. Сер.7.1999, Bbin.l(N.7) С. 85-89.

49. Иванов И.А. Янковский А.Е. Длинноволновые движения в Черном море. Киев: Наукова думка. 1992.

50. Изменчивость физических полей в атмосфере над океанами. М., Наука, 1983.

51. Ильичев В.И., Лобанов В.Б., Митник Л.М. Вихревые образования в океане и атмосфере. Результаты исследований в северо-западной части Тихого океана//Материалы семинара "Атмосфера-океан-космос". Препринт N 72. М., ОБМАН СССР, 1984.

52. КалацкийВ.И. Моделирование вертикальной термической структуры деятельного слоя океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1978.

53. Каменкович В.М., Кошляков М.Н., Монин А.С. Синоптические вихри в океане. Л., 1982.

54. Каменкович В.М. Основы динамики океана. Л. 1973.

55. Каредин Е.П. Старицын Д.К. Экспериментальные измерения температуры воды на поверхности ИК-радиометром для целей краткосрочного прогноза промысловой обстановки. Изв. ТИНРО, 1984, т. 109.

56. Карклин В.П., Гасюков П.С. Годовая волна атмосферного давления на земном шаре. Метеорология и гидрология, 1969, № 7, с. 94-97.

57. Клепиков В.В. Изменчивость теплового баланса поверхности океана в районе Куросио. «Изв.ТИНРО», 1972, т. 85, с. 88-98.

58. Клепиков В.В., Фукс В.Р. Межсуточная изменчивость теплового баланса поверхности океана на станции погоды «Танго». «Изв. ТИНРО», 1973, т. 89, с. 123-127.

59. Коняев К.В., Сабинин К.Д. Волны внутри океана. СПб., Гидрометеоиздат. 1992.271 с.

60. Коняев В.К. Спектральный анализ слуайных океанологических полей. J1.: Гидрометеоиздат, 1981.

61. Краснопевцев А.Ю. Виноградова К.Г. Кузьмина Н.П. О пространственной изменчивости поля температуры в поверхностном слое океана. Мезомаспггабная изменчивость поля температуры в океане. Под редакцией К.Н. Федорова. М. 1977.

62. Куликов А.Е. Генерация шельфовых волн атмосферными возмущениями. Изв. АН СССР, ФАО, т. 23, № 7,1987.

63. КуликовЕ. А. Шевченко Г.В. Генерация шельфовых волн движущимся циклонами. Препринт. Южно-Сахалинск, 1986.

64. КуликовЕ. А. Рабинович А.Б. Харви P.P. Глубоководные исследования приливов в северо-зпадной части Тихого океана. Труды СахКНИИ, 1977, вып. 54, Владивосток.

65. Куликов Е.А. Христофоров Г.Н. Некоторые особенности структуры геофизических полей на шельфе северо-западной части Тихого океана. Труды СахКНИИ, 1976, вып. 50.

66. Лабзовский Н.А. Непериодические колебания уровня моря. Л., Гидрометеоиздат, 1971.

67. Лаппо С.С. О связи полей атмосферного давления и уровня океана у побережья Курильских островов. Изв. АН СССР. Сер. физ. атмосферы и океана. 1982. Т. 18, №10.

68. Лаппо С.С. СкрипникА.В. Рабинович А.Б. О связи давления и уровня северо-западной части Тихого океана. Метеорология и гидрология, 1978, № 12.

69. Ларичев В.Д. Влияние границ бассейна на распространение волн Россби. Автореф. канд. дис., 1971,18 с.

70. Ле Блон П., Майсек Л. Волны в океане// Пер.с англ. под ред В.А.Городцова, А.И.Леонтьева, М., Мир, 1981. Т. 1,2. 853 с.

71. Лебедев С.А. Возможности диагностического анализа динамики океана по данным спутниковой альтиметрии: Диссертация на соискание ученой степени канд. физ.-мат. наук. М., 1997. - 132 с.

72. Левасту Т., Хела И. Промысловая океанография. Пер. с англ. Л.: ГИМИЗ. 1974.

73. Левкович-Маслюк, Дайджест вейвлет-анализа, Компьютерра, №8, 1998. Электронный вариант номера доступен по адресу http://www.computerra.ru/offline/1998/236/.

74. ЛевшинА.Л. Поверхностные и каналовые сейсмические волны. М.: Наука, 1973.

75. Лихачева О.Н. Вынужденные колебания у берегов Курильской гряды в синоптическом диапазоне частот. Океанология. 1984. Т. XXIV, вып. 2.

76. Лобанов В. Б., Рогачёв К. А., Булатов Н. В., А. Ф. Ломакин, К. П. Толмачёв. Долгопериодная эволюция теплого вихря Куросио // Докл. АН СССР. 1991. Т. 317, № 4. С. 984-988.

77. Максимихин Д.И., Фукс В.Р. Опыт дешифрирования фронта Ойясио по спутниковым инфракрасным съемкам. «Ученые записки Ленингр. ун-та», 1975, № 379. Сер. геогр. наук, вып. 24, с. 100-109.

78. Максимов И.В. Геофизические силы и воды океана. Л., ГИМИЗ, 1976.

79. Максимов И.В. Долгопериодные лунно-солнечные приливы в океане.-«Океанология», 1966, т.6, №1, с.36-37.

80. Максимов И.В., Саруханян Э.М., Смирнов Н.П. Океан и космос. Л., ГИМИЗ, 1970.

81. Мамаев О.И. TS-анализ вод мирового океана. Л., Гидрометеоиздат, 1970.

82. Мамаев О.И. Морские течения. Изд-во МГУ, 1986.

83. Мамаев О.И. Океанографический анализ в системе a-T-S-P. М., 1963.

84. Миропольский Ю.З. Динамика внутренних гравитеционных волн в океане. JL, Гидрометеоиздат, 1981,301 с.

85. МитникЛ.М. Булатов Н.В. Лобанов В.Б. Океанологические явления на спутниковых радиолокационных изображениях. В кн.: Радиолокация поверхности Земли из Космоса. Сост. М. Назиров и др. Л.: Гидрометеоиздат, 1990.

86. МонинА.С. Каменкович В.М. КортВ.Т. Изменчивость Миового океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1974.

87. Нейман Г.Н. Океанские течения. ГИМИЗ. 1973.

88. Новиков И.Я., Стечкин С.Б. Основы теории всплесков // Успехи математических наук. Т. 53. по.6 (324). 1998. С. 53-128.

89. Новиков Л. В. Основы вейвлет-анализа сигналов: Учебное пособие. СПб.: Изд-во ООО "МОДУС+", 1999.152 с.

90. Одулло А.Б. Вертикальная структура планетарных волн в стратифицированном океане. «Морские гидрофизические исследования», 1971, №6, с. 82-94.

91. ОзмидовР.В. Горизонтальная турбулентность и турбулентный обмен в океане. М.: Наука, 1968.

92. Океан наступает. Парниковый эффект и поднятие уровня моря . Пер. с англ. М., 1989.

93. Океанографический атлас Южно-Курильского района Тихого океана/ Под ред. В.Р. Фукса, Л.Н. Карлина. СПб., 1998.

94. Педлоски Дж. Геофизическая гидродинамика. В 2-х т./Пер.с англ. М., 1984.

95. Петухов А.П. Введение в теорию базисов всплесков: Учебное пособие. СПб: Изд-во СПбГТУ, 1999.132 с.

96. Победоносцев С.В., Лупачев Ю.В. Метод влияния плотности морской воды на изменение уровенной поверхности моря. //Труды гос. океаногр. ин-та. 1979. С. 44-48.

97. Победоносцев С.В., Лупачев Ю.В. Плотностные изменения уровня моря. //В кн. Колебания уровня моря. М., 1982.

98. Предстоящие изменения климата. Л., Гидрометеоиздат, 1991.

99. Привальский В.Е. Методы анализа географических процессов, зависящих от многих случайных факторов. В кн.: Математические методы и география. М. 1968.

100. Провоторов П.П. Стерические колебания уровня моря. В сб. «Колебания уровня в морях». 2003. С 129-138.

101. Прошутинский А.Ю. Колебания уровня Северного Ледовитого океана. СПб, 1993.

102. Прудмэн Дж. Динамическая океанография. Пер. с англ., М., 1957.418 с.

103. Рогачев К.А. Особенности структуры антициклонических рингов фронтальной зоны Ойясио. Докл. АН СССР. 1991.316, № 5.

104. Романов Ю.А. О связи полугодовых колебаний давления и ветра с сезонными смещениями барических систем. Метеорология и гидрология. 1970, №10.

105. Романов Ю.А. Особенности атмосферной циркуляции в тропической зоне океанов. СПб, 1994.

106. Саломатин А.С., Юсупов В.И., Савельева Н.И., Семилетов И.П. Вейвлет-анализ: Примеры обработки акустических и гидрометеорологических данных (Тихий океан, Северо-азиатский регион. Труды Арктического регионального центра, т. 2.2000, с.202-211.

107. Самко Е.В. Новиков Ю.В. Термическая структура эпипелагиали вод в районе Южных Курильских островов. // Изв. ТИНРО-Центра, 1998, т.124, с. 682-707.

108. Саркисян А.С. и др. Методы и результаты расчета циркуляции вод Мирового океана. Л., 1986.

109. Седаева О.С., Шевченко Г.В. О взаимосвязи сезонных вариаций уровня моря и атмосферного давления в районе Курильской гряды. В Сб. «Динамические процессы на шельфе Сахалина и Курильских островов». Южно-Сахалинск. 2001. С. 81-94.

110. Седов В.Е. Полугодовые колебания атмосферного давления на уровне моря во внетропических широтах Северного полушария. Метеорология и гидрология. 1990, № 6. С.45-51.

111. Смирнов А.Н., Смирнов Н.П. Колебания климата и биота Северной Атлантики. СПб, изд. РГГМУ, 1998,149 с.

112. Смирнов Н.П., Воробьев В.Н., Кочанов С.Ю. Северо-Атлантическое колебание и климат. СПб, изд. РГГМУ, 1998,121 с.

113. Смоленцев Н.К. Основы теории вейвлетов. Вейвлеты в MATLAB. Кемерово. 2003.

114. Талсепп Л.А. О захваченных топографических волнах в Балтийском море. «Океанология», 1983, т. XXIII, вып. 6.

115. Тареев Б.А. Динамика бароклинных возмущений в океане. М., 1974, 187 с.

116. Тихий океан. М., Изд-во «Мысль», 1982.

117. Файн И.В. Генерация и распространение захваченных волн. Автореферат на соискание уч. степени к. физ.-мат. наук. Севастополь, 1985.

118. Файн И.В. Расчет захваченных волн для района Курильской гряды. В сб.: Волновые процессы в северо-западной части Тихого океана. Владивосток, ДВНЦ АН СССР, 1980.

119. Федоров К.Н. Физическая природа и структура океанических фронтов. Л.:Гидрометеоиздат, 1987. 512с.

120. Физика океана./Отв.ред. В.М.Каменкович, А.С.Монин М., Наука. 1978. T.I; Т.2.455 с.

121. Фомин А.И. Теоретические основы динамического метода и его применение в океанологии. М., 1961.

122. Фофонов Н.П. Динамика океанических течений.- В кн.:Море. Пер. с англ. Л., 1865, с. 255-345.

123. Фукс В.Р. Введение в теорию волновых движений. Л.: Изд-во ЛГУ, 1982.

124. Фукс В.Р. Гидродинамические основы интерпретации съемок морской поверхности. В сб. «Колебания уровня в Колебания уровня в морях. 2003. С. 79-92.

125. Фукс В.Р. Планетарные волны в океане. Л.: Изд-во ЛГУ, 1977.

126. Фукс В.Р., Губер П.К. Особенности корреляционного и спектрального анализа океанологических процессов со значительной сезонной составляющей //Изв. ТИНРО. 1973. Т. 89.

127. Фукс В.Р., Здоровеннова Г.Э. Уровень северо-западной части Тихого океана как предиктор абиотических условий. Вестник СПбГУ. Сер.7,2001, вып. 1 (№ 7).

128. Храпченков Ф.Ф. Исследование вихрей у побережья Камчатки летом 1985 г. // Океанология. 1987. Т.27(3). С. 391-396.

129. Храпченков Ф.Ф. Особенности гидрологической структуры вод в районе Авачинского залива зимой 1989 г. // Океанология. 1991. Т.31, № 6. С. 949-954.

130. Челпанова О.М. Годовой ход и межгодовая изменчивость давления воздуха над океанами. Труды ГТО, вып. 360. Гидрометеоиздат, Л., 1973.

131. Шаталина Т.А. Долгопериодная изменчивость атмосферной циркуляции над дальневосточным регионом и ее влияние на термический режим и динамику вод // Изв. ТИНРО-Центра, 1998, т. 124, с. 681-707.

132. Шевченко Г.В. Влияние особенностей топографии океана на генерацию и диссипацию длинных волн на шельфе. Автореферат диссертации на соискание уч. степени к. физ.мат. наук. Владивосток, 1987.

133. Эксперимент "Мегаполигон". Гидродинамические исследования в северозападной части Тихого океана. М., 1992.

134. Allen J.S. Continental shelf waves and alongshore variations in kotton topography and coastline. J. Phys. Oceanogr. 6,1976.

135. Allen J.S. Smith R.L. On the dynamics of wind- driven shelf currents. Phil. Trans. Roy. Soc. London, A 302,1981.

136. Atmospheric forcing and large-scale fluctuations in the Pacific ocean// AVISO altimetry, april 1998, № 6, p.60.

137. Battisti D.S. and B.M.Hickey — Application of remote wind-forced coastal trapped wave theory to the Oregon and Washington coasts. J. Phys. Oceanogr. 9, 1984.

138. Beg G. Orlic M. Topografski rossbyevi wjadrany. Geofizika (SFRJ). 1990.7.

139. Bender C.M. Orszag S.A. Advance Mathematical Metods for Scientists and Engineers. Chapter 10, McGraw-Hill, 1978.

140. Biondi F., Gershunov A., Cayan D. North Pacific Decadal Climate Variability since 1661 // Journal of Climate, 2001. Vol. 14. № 1. P. 5-10.

141. Born G., Leben R, Fox C., and Tierney C. Wave monitoring and analysis in the Pacific: AVISO, № 6, April 1998.

142. Brink K.N., Allen J.S. On the effect of bottom friction on barotropic motion over the continental Shelf. // J. Phys. Oceanogr., Vol. 8.1978.

143. Brink K.H. Propagation of barotropic continental shelf waves over irregular bottom topography. J.Phys.Oceanogr. 10,1980.

144. Brink K.H. Scattering of long coastal-trapped waves over irregularies. Dyn. Atmos. Oceans, 10,1986.

145. Brink K.H. The effect of bottom friction on low-frequency coastal trapped waves. J. Phys. Oceanogr. 12,1982.

146. Brink K.N. A compasion of long coastal trapped wave theory with observations off Peru. J.Phys.Oceanogr. 12,1982.

147. Bryden H. L. The Southern Ocean.//Eddies in marine science. 1981.

148. Buchwald V.T. Adams J.K. The propagation of continental shelf waves. Proc. Roy. Soc. London, 1968, Ser. A, vol. 305.

149. Buchwald V.T. Diffraction of shelf waves by an irregular coastline. Waves on Water of Variable Depth, D.G. Provis and R.Radok, bds.Lecture Notes in Physics, Vol. 64, Springer and Australian Akademy of Scinces, 1977.

150. CahillM.L. Middleton J.H. Stanton B.R. Coastal trapped waves on the west coast of South Island, New Zeeland. J. Phys. Oceanogr. 1991. 21, № 4.

151. Cane M.A., Sarachic E.S. Forced baroclinic ocean motions. III. The linear equatorial basin case. J. Mar. Res. 1979. V. 37, p. 355-398.

152. Chao S.-Y. L.J.Pietrafesa and G.S.Janowitz — The scattering of continental shelf waves by an isolated topographic irregularity. J.Phis. Oceanogr. 9,1979.

153. Chavez F.P., Ryan J., Lluch$Cota S.E., Niquen M.C. From anchovies to sardines and back: Multidecadal change in the Pacific Ocean // Science. 2003. -Vol. 299.-P. 217-221.

154. Chelton D.B. and M.G.Schlax. Global observations of oceanic Rossby waves// Science, 272.1996. PP.234-238.

155. Chelton D.B. and R.A. deSzoeke: The dynamics of low-frequency variability of the large-scale ocean circulation: AVISO, № 6, April 1998.

156. Chen Dake, Su Jilan. Continental shelf waves along the coasts of China. «Acta oceanol. siu», 1987, 6, № 3.

157. Chen, J.L., C.K. Shum, C.R. Wilson, and D.P. Chambers, B.D. Tapley, Seasonal Sea Level Change from TOPEX/Poseidon Observation and Thermal Contribution, Journal of Geodesy, Vol. 73,638-647,2000.

158. Chen, J.L., C.R. Wilson, B.D. Tapley, and T. Pekker, Contributions of Hydrological Processes to Sea Level Change, Physics and Chemistry of the Earth, Vol. 27,1439-1443,2002.

159. Cheney R.E., Miller L. Mapping the 1986-1987 El Nino with GEOSAT altimeter data// Eos Trans., Amer. Geophys.Union. 1988,69. PP.754-755.

160. Clarke A.J. Gorder S.V. A method for estimating wind driven frictional, time-dependent, stratified shelf and slope water flow. J.Phys. Oceanogr. 16,1986.

161. Curch J.A. Freeland H.J. Smith R. Coastal-trapped waves on the east australian continental shelf. P.I.: Propagation of Modes. «J.Phys.Oceanogr.», 1986,16, № 11, c. 1929-1943.

162. Delcroix T.J. Picaut, Eldin G. Equatorial Kelvin and Rossby waves evidenced in the Pacific Ocean through GEOSAT sea level and surface current anomalies//J.Geophys.Res. 1991,96 (suppl.). PP.3249-3262.

163. Doodson A.T. The Harmonic Development of the tide generating potential.-Proc. Roy. Soc. A., 1921, vol.100, N A-704. London, p. 305-329

164. Einfeld D.B. Allen J.S. On the structure and dynamics of monthly mean sea level anomalis along the Pacific Coast of North and South America. J. Phys. Oceanogr. 10,1980.

165. EinfieldD.B. and J.S.Allen, The generation and propagation of sea level variability along the Pacific coast of Mexico. J.Phys.Oceanogr. 13,1983.

166. Fofonoff, P. and R. C. Millard Jr Algorithms for computation of fundamental properties of seawater.Unesco Technical Papers in Marine Sciences 44,53 pp. 1983.

167. Frederic Vivier, Kathryn A. Kelly, LuAnne Thompson. The contributions of wind forcing, waves, and surface heating to sea surface height observations in the Pacific ocean. 2004

168. Fu L.-L., Vazquez J., Perigaud C. Fitting Dynamic Models to the Geosat Sea Level Observations in the Tropical Pacific Ocean. Part I: A Free Wave Model// J.Phys.Oceanogr. 1991. Vol.21.

169. Gaspar P., Wunsch С. Estimates from altimeter data of barotropic Rossby waves in the northwestern Atlantic Ocean// J.Phys.Oceanogr. 1989, 19, pp.18211844.

170. Gerges A.M. Manzella G.M.R. Picco P. On the importance of Rossby waves in the large scale circulation of the eastern Mediterrau sea. Bull oceanol. teor. ed. appl. 1990. 8, №2.

171. Gill A.E. Atmosphere-Ocean Dynamics. Academic Press, 1982.

172. Gill A.E., Schuman Т.Н. The generation of long shelf Waves by the wind. J. Phys. Oceanogr., Vol. 7.1974.

173. Goodrich G.B. Influence of the Pacific Decadal Oscillation on Arizona Winter Precipitation during Years of Neutral ENSO/ Weather and Forecasting. 2004r. Vol. 19 N 5. (стр.950-953)

174. Greatbatch, R.: 1994, A note on the representation of steric sea level in models that conserve volume rather than mass, J. Geophys. Res. 99,12,767-12,771.

175. GrimshawR. The effects of variable Coriolis parameter, coastline curvature and variable bottom topography on continental shelf waves. J. Phys. Oceanogr. 7, 1977.

176. Halliwell G.R. and J.S.Allen Large-scale sea level responce to atmospheric forcing along the west coast of North America, Summer 1973. J. Phys. Oceanogr. 14, 1984.

177. HamonB.V. Continental shelf waves and the effects of atmospheric pressure and wind stress on sea level. J. Geophys. Res. 1966, vol. 71, № 12.

178. Hamon B.V. The spectrums of mean sea level at Sydney, Coff s Harbour, and Lord Hove Island. J. Geophys. Res. 1962, vol. 67.

179. Hare, S.R. and R.C. Francis. 1995. Climate Change and Salmon Production in the Northeast Pacific Ocean. In: RJ. Beamish ed. Ocean climate and northern fish populations. Can. spec. Pub. Fish. Aquat. Sci. 121, pp. 357-372

180. Hogg N. Topographic waves along 70 grad. w on the continental rise. J. Mar. Res. 39,1981.

181. Holland, W.R. The role of mesoscale eddes in the general circulation of the ocean numerical experiments using wind driven quasi-geostrophic model. /J. Geoph. Oceanogr. 1978. Vol.8, N3.

182. Huthnance J.M. On trapped waves over continental shelf. J. Fluid Mech. 1975, vol. 69, № 4.

183. Kathryn A. Kelly and Shenfu Dong. The Relationship of Western Boundary Current Heat Transport and Storage to Midlatitude Ocean-Atmosphere Interaction. In Monograph "Ocean-Atmosphere Interaction and Climate Variability". 2004.

184. Killworth P.D., D.B.Chelton and R.A. de Szoeke. The speed of observed and theoretical long extratropical planetary waves// Journal of Physical Oceanography. 1997.Vol.27. PP. 1946-1966.

185. Knauss JA. Introduction to physical oceanography. Pren-tice-Hall, Englewood Cli.s,pp 319-321.1978.

186. Koblinsky C.J., L. Wang and S. Howden. Mid-latitude seasonal-to-interannual variability observed by TOPEX/POSEIDON// AVISO altimetry, april 1998, N 6, p. 65.

187. La Fonde E. Variations of sea level on the Pacific coast of the United States//J. Mar. res. 1939.2-1. P. 73-79.

188. LambH. Hydrodynamics. Dover, New-York, 6th edition, 1945. Перевод: Ламб Г. Гидродинамика. М.-Л. 1947.

189. Landscheidt, Т. (1983): Solar oscillations, sunspot cycles, and climatic change. In: McCormac, В. M., ed.: Weather and climate responses to solar variations. Boulder, Associated University Press, 293-308

190. Landscheidt, Т. (1998 a): Forecast of global temperature, El Nico, and cloud coverage by astronomical means. In: Bate, R., ed.: Global Warming. The continuing debate. Cambridge, The European Science and Environment Forum (ESEF), 172-183

191. Landscheidt, T. (1998 b): Solar activity: A dominant factor in climate dynamics, http://www.iohn-dalv.com/solar/solar.htm

192. Landscheidt, T. (1999 a): Solar activity, controls El Nico and La Nica. http://www.iohn-daly.com/sun-enso/sun-enso.htm

193. Landscheidt, T. (2000 a): Solar forcing of El Nico and La Nica. ESA Special Publication 463,135-140

194. Landscheidt, T. (2000 b): River Po discharges and cycles of solar activity. Hydrol. Sci. J. 45,491-493.

195. Landscheidt, T. (2000 c): New confirmation of strong solar forcing of climate. http://www.iohn-dalv.com/po.htm

196. Landscheidt, T. (2000 d): Sun's role in the satellite-balloon-surface issue, http://www.iohn-dalv.com/solar/temps.htm

197. Landscheidt, T. (2001): Solar eruptions linked to North Atlantic Oscillation. http://www.iohn-dalv.com/theodor/solarnao.htm

198. Landscheidt, T. (1990): Relationship between rainfall in the northern hemisphere and impulses of the torque in the Sun's motion. In: К. H. Schatten and A. Arking, eds.: Climate impact of solar variability. Greenbelt, NASA, 259-266

199. Latif, M. and Barnett, T. P. (1996): Decadal climate variability over the North Pacific and North America: Dynamics and predictability. J. Climate 9,2407-2423

200. Lee-Lueng Fu and Anny Cazenave. Satellite altimetry and Earth Sciences. A Handbook of technicues and applications. Academic Press.2001.

201. Levitus S., Boyer T.P. World Ocean Atlas 1994, Vol.4: Temperature. U.S. Dep. of Commer., Natl. Ocean, and Atmos. Admin., Washington, D.C., 1994.

202. Levitus S., Burgett R., Boyer T.P. World Ocean Atlas 1994, Vol.3: Salinity. U.S. Dep. of Commer., Natl. Ocean, and Atmos. Admin., Washington, D.C., 1994.

203. Longhet-Higgins M.S. On-group velocity energy flux in planetary waves motions. Deep-Sea Res., 1964b, vol. XI, p. 35-42.

204. Longhet-Higgins M.S. Planetary waves on a rotating sphere. J. Proc. Roy. Soc., 1965a, A. 284, N 1396, p. 40-68.

205. Longhet-Higgins M.S. Some dinamical aspects of ocean currents. Quart. J. Roy. Metor. Soc., 1965b, vol. 91, N 390, p. 425-451.

206. Longhet-Higgins M.S. The eigenfunctions of Laplace's tidal equations over a sphere. Phil. Trans. Roy. Soc. London, 1968, A 262, N 1132, p. 511-607.

207. Longhet-Higgins M.S. The free oscilations of fluid on a hemisphere bounded by meridians of longitude. Trans. Roy. Soc. London, 1970, A 266, p. 193-223.

208. Mantua, N. J. (2000): The Pacific Decadal Oscillation and climate forecasting for North America.215. http://www.atmos.washington.edu/~mantua/REPORTS/PDO/PDO cs.htm

209. Mantua, N. J. (2001): PDO index.ftp://ftp.atmos.washington.edu/mantua/pnw impacts/INDICES/PDO.latest

210. Mantua, N. J., Hare, S. R., Wallace, J. M, and Francis, R. C. (1997): A Pacificdecadal climate oscillation with impacts on salmon production. Bull. Am. Meteor. Soc. 78,1069-1079

211. Mc,Williams J. C. Stable jet modes: a special case of eddy and mean flow interaction. J. Phys. Oceanogr. 1979. Vol. 8, №3.

212. Menkes, C., J.-P. Boulanger and A.J.Busalacchi. Evaluation of TOPEX and basin-wide Tropical Ocean Global Atmosphere Tropical Atmosphere Ocean sea surface topographies and derived geostrophic currents. J. Geophys. Res., 100,25,08725,099,1995.

213. Middleton J.N. Foster T.D. FoldvicA. Diurnal shelf waves in the soutern Weddels Sea. «J.Phys. Oceanogr.», 1987,17, № 6.

214. Minobe, S. (1997): A 50 70 year climate oscillation over the North Pacific and North America. Geophys. Res. Lett. 24,683-686.

215. MitshumG.T. Clarke A.J. Evaluation of frictional, wind-forced long-wave theory on the West Florida shelf. J. Phys. Oceanogr. 1986,16, № 6.

216. MunkW.H. Snodgrass F.E. WimbushM. Tides off shore: Transition from California coastal deep-sea waters. Geophis. Fluid Dyn. 1970, vol. 1.

217. Nomitsu Т., Okamoto M. The causes of the annual variation of the mean sea level along the Japanese coast. //Mem. Coll. Sci., Unyv. Kyato. 1927. Ser. A-10-3. P. 1-161.

218. Pattullo, J., Munk, W., Revelle, R. and Strong, E.: The seasonal oscillation in sea level, J.Marine Res. 14, 1955, 88-155.

219. PDF created with FinePrint pdfFactory Pro trial version http://www.fineprint.com.

220. Philander S.G.H. Equatorial waves in the presence of the equatorial undercurrent. J. Phys. Oceanogr., 1079,9, N 2, p. 254-262.

221. Philander S.G.H. Forced oceanic waves. Rev. Geophys. Space Phys., 1978,16, N1, p. 15-46.

222. Ping-Tung Shaw, Chern-Yuan Peng. A Numerical Study of the Propagation of Topographic Rossby Wave. J. of Physical Oceanogr. vol. 17, 1987.

223. Platzman G.W. Waves of Rossby. Quart. J. Roy. Met. Soc. 1968, vol.94, № 401.

224. Qiu В., W. Miao and P.Muller. Propagation and decay of forced and free baroclinic Rossby waves in off-equatorial oceans// Journal of Physical Oceanography. 1997. Vol.27, pp.2405-2417.

225. Rattray M. Time-depended motions in an ocean. A unified two-layer, beta-plane approximation. Stud, on Ocean, 1964, p. 19-29.

226. Ripa P. To What extent are sea level variations due to expansion or contraction on the water column? 13TH Conference on atmospheric and oceanic fluid dynamics. 4-8 June 2001 The Village at Breckenridge, Breckenridge, CO

227. Robinson A.R. Continental shelf waves and the response of sea level to weather systems. J. Geophys. Res. 69,1964.

228. Rogachev K. A., Goryachev V. A. Mixing in warm-core rings of the Kuroshio //J. of Geophysical Res. 1991. V. 96. P. 8773-8777.

229. Rogachev К., E. Carmack. Evidence for the trapping and amplification of near-inertial motions in a large anticyclonic ring in the Oyashio // J. of Oceanography. 2002. V. 58. P. 673-682.

230. Schumann E.H. Brink K.H. Coastal-trapped propagation and current structures. J. Phys. Oceanogr. 1990.20, № 8.

231. Smith R.L. Poleward propagation perturbations in currents and sea levels along the Peru coast. J.Geophys.Res. 83,1978.

232. Solomon H., K. Ahlnas. Eddies in the Kamchatka Current // Deep-Sea Res. 1978. V. 25, P. 403-410.

233. Spall M.A. Rossby wave radiation in the Verde frontal zone. J. Phys. Oceanogr. 1991.21, №4.

234. Stocker T. Hutter K. «Lect. notes coast and estuarine stud.», 1987,21.

235. SuginoharaN. KitamuraJ. Long-term coastal upwelling over a continentalshelf-slope. J. Phys. Oceanogr. 14,1984.

236. SuqinoharaN. Propagation of coastal-trapped waves of low latitudes in a stratified ocean with continental shelf slope. J. Phys. Oceanogr. 11,1981.

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

238. The impact of first mode baroclinic planetary waves on western boundary currents// AVISO altimetry, april 1998, № 6, p.40.

239. The impact of first mode baroclinic planetary waves on western boundary currents// AVISO altimetry, april 1998, № 6, p.40.

240. TOPEX/POSEIDON: 5 years of progress, AVISO, № 6, April 1998.

241. Trenberth, К. E. and Hurrell, J.W. (1994): Decadal atmosphere-ocean variations in the Pacific. Climate Dynamics 9,303

242. Verron, J., C. Le Provost. Response of eddy-resolved general circulation numerical models to asymmetrical wind forsing. //Dynamics of Atmospheres and Oceans. 1991. Vol.15.

243. Volkov Denis L. Monitoring the variability of sea level and surface circulation with satellite altimetry. Proefschrift. Universiteit Utrecht, Nederlands. 2004.

244. Volkov, D.L. and H.M. van Aken (1), Annual and interannual variability of sea level in the northern North Atlantic Ocean, J. Geophys. Res., 108, 3204, doi: 10.1029/2002JC001459,2003.

245. Volkov, D.L. The interannual variability of the altimetry-derived eddy field and associated surface circulation in the North Atlantic Ocean in 1993-2001, J. Phys. Oceanography, in press, 2004.

246. Webster I. Scattering of Coastaily Trapped by Changes in Continental Shelf Width. J. Phys. Oceanogr. 1987,17.

247. White W.B., Graham N., Tai C.-K. Reflection of annual Rossby waves at the maritime western boundary of the Tropical Pacific//J.Geophys.Res. 1990, 95. PP.3101-3116.

248. Wilkin J.L. and D.S.Charman. Scattering of Continental Shelf Waves of a Discontinuity in Shelf Width. J. Phys. Oceanogr. 17,1987.

249. Wunsch C. The long-period tides. Rev. Geophys., 1967, v. 5, p. 447-476.

250. Xiaoyun Zang and Carl Wunsch. The Observed Relationship for North Pacific Rossby Wave Motions//Journal of Physical Oceanography. 1999.Vol.29.

251. Xiaoyun Zang and Carl Wunsch. The Observed Relationship for North Pacific Rossby Wave Motions//Journal of Physical Oceanography. 1999. Vol.29.

252. Yanagi Testua. A topographic Rossby wave off Ashizupy point. «Уми, Мег», 1985,23, № 3.

253. Yeh, S.-W. and. Kirtman, B.P. Pacific decadal variability and decadal ENSO amplitude modulation. Geophysical Research Letters, VOL. 32, L05703, DOI: 10.1029/2004GL021731,2005

254. Yoshida K. The oceanic waves of days to months' periods. Res. Ocean. Works in Japan, 1960, N 5 (2), p. 11-24.

255. Yoshida K. Time-depended responses of stratified oceans. Records of ocean, Works in Japan, 1967, vol. 9, N 1, p. 7-22.

256. Young-Hyang Park. Mise en evidence d'ondes planetaires semi annuelles baroclines au Sud de l'Ocean Indien par altimetre satellitare. C. R. Acad. Sci. Paris, 1990. T.310, Serie II.

257. Yu, Y., W. Emery, and R. Leben. Satellite altimeter derived geostrophic currents in the western tropical Pacific during 1992-1993 and their validation with drifting buoy traectories. J. Geophys. Res., 100,25,069-25,085,1995.

Информация о работе

Белоненко, Татьяна Васильевна
кандидата географических наук
Санкт-Петербург, 2007
ВАК 25.00.28

Диссертация

Исследование изменчивости уровня океана в системе вод Куросио-Ойясио на основе спутниковой альтиметрической информации - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы