Бесплатный автореферат и диссертация по географии на тему

Структура и динамика вихревых образований энергоактивных зон Северо-Западной части Тихого океана

ВАК РФ 11.00.08, Океанология

Автореферат диссертации по теме "Структура и динамика вихревых образований энергоактивных зон Северо-Западной части Тихого океана"

РОССИЙСКИЙ ГОСУдАРСТВШШ Г*ШРОЫЬ.ТШРОЖ>ГИЧЕСКИЙ ИНСШП

.!>,......... ..... ......... .

w >

,<*> -ч

На npacax рувопкои

КРАМАРШ ЛВДША КУЭШШЧНА

СТРУКТУРА А ДИНАМИКА EWXPEBUX ОБРАЗОВАНИЙ ЭШТОАКГЙВНЫХ SOti СШШ) - ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ТИХОГО ОШША

Il.OO.üa - океанодсгкя

AtïTOFL&P/iT

диссертации на совсканиэ уггзггай стввеня доктора геогра^юкзоких наук

г. Санкт - Петэрбург

1995 г.

Работа выполнена в отделении океанологии Тихоокеанского океанологического института ДВО РАН.

ОЩЩШЕ ШПОНШЫ ! Доктор физико - математических наук,

анадемик РАН Саркисян A.C. /г.Москва/

Доктор географических наук, ЦрОфеССОр Сс, £ /г. ^¿са/»

Доктор географических наук, Алексеев Г,В. (г.Санкт-ПетерСург)

ВЕДУЩЕЕ УЧРЩКНИВ: Институт океанологии РАН ей.П.П.Ширшова

(г.Москва)

Защита состоится УЧ 1995г.в № 3 часов на

заседании диссертационного • Совета по океанологии Д -0.63.19.01 при Рзссийском государственной

гадроые те орологиче ском институте (195196 г.Салкт-Пе тврбург, Ыалоохтшский пр. доы 9В)

С диссертацией шш ознакомиться в библиотеке Российского государственного гидрометеорологического института.

Автореферат разослан п/О» У[ 1996г.

Ученый секретарь диссертационного Совета

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность прсблеш.

Тихий океан - объект интенсивных научных исследований, основанных на сочетании натурных экспериментов и численного моделирования.

Вихри и волны Россби - неотъемлемая часть общей циркуляции океана, игнорирование их приводит к искажению поля крупномасштабной циркуляции. Вихревые движения различных масштабов - важный элемент динамики океана и , в значительной степени .определяет мгновенные изменения температуры, солености, плотности, скорости течений.

Вихревые образования играют главную роль в глобальном перемешивании вод океана, осуществляя свехдальнее распространение аномалий температуры, солености , химических примесей.

Изучение динамики «географического распределения вихрей изменяет взгляд на структуру вод океана. Однако, знания и представления, полученные в результате теоретических работ, становятся на реальную почву, будучи проверенными в натурном експерименте. Отсюда важность задачи анализа и физической интерпретации экспериментальных данных.

Цель работы.

Цель настоящего исследования состоит в выявлении основных динамических зон формирования вихревых образований, изучении физических причин генерации вихрей, их систематизации по физическим признакам, в определенна основных динамических и онергетичеасих параметров.

В диссертации определяются:

основные динамические , энергетические , тепловые характеристики выявленных вихревых _ образований

-г -

Прикамчатского, Прикурильского районов, взгаой части Охотского моря, фронтальной и субарктической зон северо-западной части Тихого океана;

- траектории движения вихрей, направление и скорости на основе обработки спутниковых данных , ввиатериосгеики и гадрологических материалов.

- систематизация вихревых образований по физическим признакам;

регионально-генетическая классификация вихревых образований,

- основные параметры вихрей для .энергоактивных зон северо-западной части Тихого океана*,

- количественная оценка енерго-теплового запаса вихрей исследуемого района и делается попытка выявить термическую реакцию океана на различные типы вихрей;

- формулы для расчета параметров свободных волн Россби и их взаимосвязи о колебаниями поля поверхностной температуры воды на основе гидродинамической модели для однородной, невязкой хидкости;

- спектры я основные внергонесущие частоты колебаний температурного поля;

- устойчивость колебаний температурного поля.

Научная новизна. Практическая ценность.

Северо-западная часть Тихого океана относится к высокопродуктивным районам Мирового океана, что связано с .теми условиями природа, которые формируются во взаимодействиях океанических и прибрежных вод , схозденизиг течений Куросио и Ойясио. Меандрирование течений, струйные вторжения в межфронтальную зону, вихреобразоваяие определяют изменчивую картину течений, термохалшных полей, оказывают заметное влияние на гидрологический режим этих акваторий, являющихся важными районами судоходства, рыболовства и ряда хозяйственных отраслей Дальнего Востока. В .связи с этим.

изучение структуры , динамики вихрей и волн Россби составляет практическую ценность работы.

Новизна работы состоит в том, что :

- впервые разработана гидродинамическая модель для однородной, невязкой жидкости на бета-плоскоста; описывающая динамику свободных волн Россби -и позволяющая получить, формулы для расчета характеристик свободных волн Россби; . -определены спектры колебаний температурного поля, основные энергонесущие частоты колебаний, дана оценка устойчивости колебаний температурного поля и взаимосвязи с вихревым;! образованиями и свободными волнами Россби;

- на основе синхронной обработки гидрологических и спутниковых материалов, данных авиатермосъемки выявлены вихревые образования в основных енергоактивных зонах северо-западной Тихого океана, Курильском и Прикамчатском районах, хжной части Охотского моря, в системе вод Куросио и Ойясио;

построены траектории перемещения вихревых образований, определены основные их морфологические, кинематические и энергетические характеристики;

проведена классификация выявленных вихревых образований по регионально- физическим признакам;

- рассчитаны и картированы основные параметры свободных волн Россби для района системы вод Куросио и Ойясио;

- разработана модель механизма адвекции без учета процессов теплообмена вода, воздуха, и турбулентной диссипации тепловой энергии, позволившая получить формулы 'для' расчета амплитуд горизонтальных скоростей течения в

температурных волнах;

- изучена структура , динамика и эволюция вихревых образований основных енергоактавнкх зон . северо-западной часта Тихого океана, Курильского, Прикамчатского районов, юзяой части Охотского поря и их энергетический уровень.

Аппробация работы.

Результаты работы неоднократно докладывались на семинарах отдела динамики моря Гидрометеоцентра (Москва, 1971—1991 г г.), институте океанологии им. П.П. Ширшова, (1971—1994г г.),отдела промысловой разведки Примор-рыбпрома (Владивосток, 1971-1992г.г.), ААНИИ, (Санкт-Петербург, 1972.-1994 гг.), ТИНРО, ДВШИ, (Владивосток, 1975-1991 г.г.),на первом, втором, третьем съездах океанологов (Москва, 1977г., Ялта, 1982 г., Санкт-Петербург, 1988 г.), семинаре:" Атмосфера - Космос", под руководством акад. Марчукв Г.И. (Москва, 1978, 1990 г.), на . первой Ассамблее физических проблем (1974 г.) , совепдении "Интеркосыос \ ( Ялта, 1984 г.).

Публикация' результатов.

Личный вклад автора.

По материалам диссертации опубликовано 48 печатных работ. В основу настоящей диссертации взяты положения и выводы, принадлежащие непосредственно автору.

СОДЕРЖАНИЕ . РАБОТЫ.

•Во введении дано обоснование актуальности поставленной задачи, определена цель , практическая значимость, перечисляются основные положения выполненного исследования.

ГЛАВА I. ОБЗОР ИССЛЕДОВАНИЙ СТРУКТУРЫ И ДОПИШИ ВОЛН РОССБИ И ВИХРЕЙ ТИХОГО ОКЕАНА

Введение дзухсотыильной економическсй зоны вынуждает рыбопромышленные организации многих стран форсировать освоение новых районов лова в открытой части океана с

морфометричесюши особенностями дна, способствующих формированию вихрей и меандря^рованию потоков. Это обстоятельство вызывает определенный интерес к природе вихрей, волн Россби , условиям их формирования и взаимосвязи с динамикой,енергетикой и теплозапасами окружающей водной среда. Обработка большого количества гидрологических наблюдений позволила составить картину общей циркуляда, структуры вод океана, который в противоположность атмосфере представляет медленно меняющуюся систему крупномасштабных круговоротов. Бурное развитие океанологической техники и появление научно-исследовательских судов привело к исследованию больниц акваторий океана, позволившая океанологам выявить интенсивную синоптическув изменчивость с характерными пространственно - временными масштабами от нескольких суток до нескольких месяцев и от 10 до 300 км соответственно.

Изучаемая изменчивость связана с вихреобразованиеы, которое в значительной мере аналогично процессам циклогенеза в атмосфере, протекая гораздо медленнее из-за инерционности вод. Оно обладает большими запасами кинетической и потенциальной энергий и играет важную роль в процессах трансформации гидрофизических полей океана.

Главная цель этих исследований - определить географическое распределение вихрей в океане, понять причины их появления. Отсюда бурный рост научной информации, В 1970 г. в океанологической литературе насчитывалось около-40 работ по экспериментальным исследованиям . вихре-'образования и 100 работ по теоретическим. В 1980 г. число экспериментальных работ увеличилось до 700, а теоретических - до 500. (Блатов,1981). Развитие спутниковых методов привлекло внимание •теоретиков для решения нестационарных задач релаксации вихрей, неустойчивости фронтов , слияния рингов со струйными течениями, возникновения и эволюции вихрей и т.д. Эксперимент ПОЖОДЁ ставил своей 'целью" исследовать динамику, энергетику вихревых образований, их географическое распределение и роль в общей циркуляции. Полученный результат показал, что вихри упакованы не плотно и облйдлвт нелинейной динамикой.

Однако работ, посвященных исследованию ширей открытых областей Тихого океана, практически нет,в противоположность Атлантике. Тем не менее, возрос интерес к ■теоретическому и экспериментальному изучению вихрей Тихого океана,что наило свое признание на Международном симпозиуме (Токио, 1979) и XIV международном Тихоокеанском конгресса (Хабаровск,1979).С развитием методов измерений из Космоса, преимуществом которых стала непрерывная пространственная регистрация .температурных полей на больших акваториях и возможность повторяемости атих измерений по Тихоокеанскому бассейну , появились интересные работы как американских ученых ^ так и советских, посвященных изучению вихревой структуры с помощью спутниковых данных.

ГЛАВА 2. ИССЛЕДОВАНИЕ СТРУКТУРУ И ДИНАМИКИ ВОЛН РОССБИ И ЕИХРЕЙ. С ПОМОЩЬЮ ИСКУССТВЕННЫХ СЛУШКОВ ЗЕМЛИ.

Изучение пространственно - временной изменчивости вихревых образований синоптического масштаба предъявляет определенные требования к размерам области эксперимента I, которые должны превышать характерные горизонтальные шсатабы синоптических возмущений, I 1»1. Для корректного построения "мгновенного" синоптического поля океанологических характеристик информация со всей области должна быть собрана за время 1), значительно меньшее характерного минимального периода возмущений Т=1-2 недели с дискретностью по пространству М «I, где I- -характерный горизонтальный масштаб синоптических возмущений. Все эти трудности привели океанологов к поиску новых путей исследования, одним из которых оказалась космическая океанология. Существует много видов измерительной техники, используемой для изучения параметров океана из космоса , таких как , альтиметры, локаторы, радары, радиометры и т.д. В конце 60-> годов было показано, что на снимках, сделанных в ИК- видимом с помощью соответствующих радиометров, отчетливо выделяются крупномасштабные элементы циркуляции. ..

В течение последнего десятилетия спутниковые методы открыли возможности глобального обзора Земли., Эти метода

основывались на съемках и измерениях с советских метеорологических спутников серии "Космос", "Метеор". . , Первый положительный опыт в использовании спутниковой информации относится к периоду 1971-1981 г.г., когда вихри синоптического масштаба стали распознавать на ИК-снимках и изображениях в видимом диапазоне спектра. К концу 70-х годов спутниковые ИК-изображения стали фундаментально использоваться в океане. Благодаря Ж-изображениям, имеется детальное физическое представление о том, что вихри вписываются в обвдю циркуляции океана. Систематический анализ ИК-скимков дает сведения о процессах вихресбразования, их фронтогенетическсй роли в океане. Информация, получаемая в последнее время в ИК-диапазсне, успешно дополняется другими видами спутниковой информации об океане.

Интересные исследования проведены с помощью спутниковой информации по изучению перемещения, изменчивости океанических.фронтов, одного из наиболее резких проявлений пространственной неоднородности физических полей в океане. С помощью спутников была преодолена не адекватность судовых измерений вдоль линии курса, дающих одну точку положения фронта в пространстве ^ обнаружена сложная структура

фронтальных зон и сформулирована концепция их многофронтальности, подтвержденная впоследствии судовыми измерениями. Для фронтальных зон климатического характера удалось оценить характерное время обострения, релаксации-скорости деформации сезонных процессов; выяснить фроктогеническую роль вихрей; наглядно понять процесс адвекции фронтальных разделов вихрями. Впервые была реализована возможность реконструкции трехмерной структуры фронтальной зоны на основе комбинации синхронной спутниковой информации и судовой. Детальные сведения были получены о фронтальной структуре прибрежного апвеляинга и о связи продуктивности разлиных звеньев биологических сообществ с этой структурой.

ГЛАВА 3. ОСНОВНЫЕ ПАРАМЕТРЫ, КЛАССИФИКАЦИЯ И ГЕОГРАФИЯ ВИХРЕЙ того ОКЕАНА

Вихревое образование характеризуется набором тепловых,, гидрологических, кинематических, динамических, внергетичес-квх параметров, определяющих их тип, структуру, механизм их формирования. В связи с 8там задача современных и будущих исследований-соотоит в создании методов, позволяющих выявить их основные характеристики. К морфометрическим параметрам вихрей относится горизонтальный, вертикальный размеры вихревого образования, величина максимального отклонения глубины залегания изоповерхностей океанологических характеристик относительно невозмущенного (фонового) уровня. Часто отот параметр называют деформацией изоповерхностей Из кинематических параметров важную роль играет максимальная скорость орбитального движения в вихре

Энергетические параметры вихревых образований определяются по оценкам доступной потенциальной енергии. Фронтальные вихроЕые образования изучены лучше, чем другие типы вихрей. Для районов Куросио, Восточно-Австралийского течения, где неоднократно выполнялись серии наблюдений одних и тех еэ рингов, легче определить вышеперечисленные параметры. Поток фактической информации о синоптических вихрях вызывает необходимость ее систематизации. Основной причиной и критерием предполагаемой классификации является механизм их формирования, который определяет особенности структуры и характер пространственно-временной еволюции вихревых образований и, в значительной степени, ■ их пространственную локализацию .

Вяхревые образования Тихого океана ксшго подразделить на 'А типа . Первый - фронтальные, формирующиеся вследствие гидродинамической неустойчивости океанических течений. Эти вихревые образования обладают болыцими запасами ' механической энергии, ярко выраженной аномальностью гкдролого-химических и биологических характеристик в ядрах.

Ко второму типу вихревых образований относятся топогешше вихревые образования, где рельеф дна является основным впарообразующим фактором. Третьим типом

с.а.

50*

45*

40°

35*

30°

140° 144° 148° 152° ' 156° 160° '164° в.д.

Рис.1.Распределение 0 -циклопических и э - антициклонических вихревых образовать, внявлетшх по гидрологическим данным за период 1980-1985 гг. (цифры - количество вихрей).

вихревых образований являются вихри, индуцированные прямыми атмосферными воздействиями. Четвертый тип - фрикционные синоптические вихревые образования, имеющие основной источник возникновения - горизонтальный сдвиг скорости среднего (в смысле Рейнольдса) течения.

За период 1965-85 гг. в районе течения Куросио, Ойясио и субарктического фронта проведено свыше 400 тыс. експериментальных гидрологических наблюдений, обработка которых позволила выявить вихри с температурными перепадами 3-5°0 .градиентами 0,3-0,8 С/кы и скоростями 0,5-1,5 км/сут.^ Рис.1

ГЛАВА 4 ФИЗИКА ОКЕАНСКИХ ШИРЕЙ И СВОБОДНЫХ ВОЛН РОССБИ

Вихрь представляет собой вращательное движение кидкости.При обтекании кромки потока давление падает в месте изменения направления. Вниз по потоку оно возраотает. Ослабленная трением о стенку, кидкость не преодолевает его, находясь под действием градиента давления и отстает.При втом мезду стенкой и движущимся над ним основным потоком образуется капля, заполненная циркулируемой жидкостью. В данном случае линия тока больше не следует контуру стенки, а отрывается от него.Таким образом,в реальной жидкости за местом изменения направления ' потока возникает пузырек отрыва. В результате етого кромка действует как

округление, при отом наблюдается явление разряэкения; кидкость входит в пузырек отрыва,' который быстро растет.По мере роста пузырька разряжение исчезает. Пузырек не растет и не удерживается на стенке, а плывет как вращающееся тело. Снова образуется кромка, по которой

спокойно течет поток .Во время начального периода пузырек отрыва вбирает в себя жидкость. Таким образом, возникшее образование представляет собой вращающееся ядро' формирующегося Бихря. Вихрь представляет собой кидкое образование с двумя различными по структуре областями: ядром и полем. Ядро вихря образуется в зоне разрякения обтекаемой кромки и охватывает ограниченную область. Кидкость в ядре

вращается, при этом ядро обладает потенциалом кинетической энергии. На границе ядра господствует определенный кольцевой поток. Вихревое поле возбувдается вращающимся ядром и не дает ему остановиться. В этом круговом движении окружная скорость затухает обратно пропорционально расстоянию от центра вихря. Передача энергии движения за счет вязкости от ядра к окружающему полю лишает вихрь способности воздействовать на расстоянии.

Попытка разобраться в балансе сил и передаче энергии в океане затрудняется изменчивостью течений, которая обуславливается, прежде всего, вихрями. В океанах со слабыми течениями имеются слабо пульсирующие ячейки вращающейся жидкости, которые по своей сути являются горизонтальными волнами с движущимися взад и вперед частицами вдоль меридиана , известными под названием волн Россби, в которых механизмом возвращающим частицу воды в положение равновесия является горизонтальная составляющая силы Кориолиса и ее зависимость от широты места на поверхности Земли.'

Исследование колебаний тонкого слоя однородной жидкости на вращающейся сфере восходит к классическим-трудам Лапласа (Iaplace, 1799), на основе которых Хаф (ffougfl, 1897) указал на двз класса движений в океане. Один из них соответствует гравитационным волнам, искаженным вращением Земли, второй -волнообразным движениям, обусловленным изменением: вдоль меридиана вертикальной компоненты угловой скорости вращения Земли. Физическая сущность волн второго класса была • раскрыта Россби К.Г. в 1939г. (Rossby, 193$), который введя понятие ¡3 - плоскости, указал на следующие их особенности:а)западное направление распространения, б) обратную зависимость меаду фазовой скоростью и длиной волны. Впоследствии, эти волны получили название волн Россби в честь Россби К.Г.

Бездавергенткые волны Россби - это горизонтально -поперечные волны, частицы которых движутся в горизонтальных плоскостях по эллипсам, а сама волна перемещается всегда на запад в направлении, перпендикулярном движению частиц.

При рассмотрении кинематики волн Россби интересным является Еопрос о связи мззду линиями' тока и траекториями

движения частиц а волне Россби при зональной направлении распространения волны.

Гидродинамическая модель , на основании которой К.Г.Россби,(ЙМЗЬу, 1939),показал возможность существования стационарных колебаний, обусловленных влиянием источников завихрения, основана на следующей системе уравнений:

ту + иу) = о (1)

для решения которой были приняты следующие ограничения: а)гидкость является несжимаемой, невязкой, б)движение рассматривается в приближении ^-плоскости, что дает возможность получить систему координат, в которой исследуемая волна . является однородной, плоской,, гармонической,в)двикение зонально и геострофично, г) оси X и У выбираются соответственно . в зональном и меридиональном направлениях.

При решении системы уравнений (1) - (2) было получено уравнение для фазовой скорости волн Россби вида:

С Г2 (3)

т.е. волна движется на запад. Это можно объяснить следующим: если представить,, что переменный параметр Кориолмса / ,как "поле силовых линий" с направлением восток-запад , то можно сказать, что пересечение этих линий скоростями течения создаст в самой волне ряд наведенных вихрей и соответствующих им индуцированных скоростей.

Возникающие при втом фазовые скорости волн име«т только западное направление. Это обусловлено тем, что градиент вращения Земли всегда направлен на север.

. ГЛАВА 5 .ВОПРОСЫ ТЕОРИИ СВОБОДНЫХ ВОЛН РОССБИ ВО ФРОНТАЛЬНЫХ ЗОНАХ ОКЕАНА.

Свободные волны Россби относятся к числу тех крупномасштабных волновых процессов, действующих на- вода океана , в которых ¡заплачена значительная часть общей

энергии океанских движений. Механизм их воздействия состоит из двух факторов: непосредственного влияния и резонансного. В первом случае, спектральный состав океанологических процессов подобен спектральному составу внешних сил, во -втором, - океан избирательно относится к спектру внешних сил, реагируя только на те его составляющие, которые подобны собственным колебаниям океана.

За последнее время появилось значительное число теоретических работ по волнам Россби, развивающихся , главным образом , в двух направлениях:

а) первое, - исследуется природа баротропных и бароклинных волн Россби, их влияние на океаническую циркуляцию, определяются параметры волн Россби;

б)второе, - изучается влияние океанологических характеристик на динамику волн Россби, выясняются закономерности и особенности распространения их в однородной среде и вертикально стратифицированной.

Рассматриваемая в настоящей главе теоретическая задача состоит в изучении особенностей распространения свободных волн Роосби во фронтальных зонах океана, -в исследовании влияния поля скорости невозмущенного потока й горизонтальной плотностной неоднородности водных масс на нейтральные , затухающие и динамически неустойчивые волны Россби.

Основные теоретические закономерности свободных волн Россби изучаются на примере океана прямоугольной фзрмы, расположенного в средних широтах.

При постановке данной теоретической зэдачи били приняты следующие допущения:

а) невозмущенная поверхность океана, близкая по форме к сферической, заменяется горизонтальной плоскостью и , в соответствии с этим, движение рассматривается не в сферической системе координат, а декартовой. Указанное допущение является достаточно обоснованным для ограниченных морей или районов океана;

б) задача решается для р - плоскости; т.е. {3 = / = =conзt, постоянство р оправдано для океана, расположенного на средних сиротах;

в) в уравнениях движения и неразрывности лренебрегзэтся

вертикальной составляющей скорости течения, а горизонтальные составляющие скорости не зависят от вертикальной координаты, т.е. рассматривается плоская двумерная задача;

г) пренебрегается турбулентным обменом и внутренним трением;

Д) учет горизонтальной плотностной стратификации проводится путем отказа от приближения Буссинеска, т.е. в уравнениях движения р = р(я,у).

Учитывая общепринятые допущения, рассмотрим следующую нелинейную систему гидродинамических уравнений:

+ и и. + V \ху + / V = - ( р)"'Р8 (1)

+ и их + ф и = (р.)"' Ру (2)

. % + »у - 0 (3)

Используя метод малых возмущений и полагая, что

основное стационарное состояние системы (1 3)

удовлетворяет геострофическим соотношениям и уравнению

нераврывности, а меридиональная составляющая скорости

невозмущенного потока б и горизонтальные градиенты скорости

й^и отравны нулю, т.е. / 5=- (рГ'Рх,/ ¡¡а - (рГ'Р^, 5= 0 ,

й + и в о, запишем (1) - (3) в виде : х у

и! + й и' -; и'= - (рг'р' (4)

^ + й ^ + / и'= - (рГ'Ру (5)

и* + V = о (6)

г у '

■ В дальнейшем штрихи будут опускаться. Проводя ряд математических операций^получим:

д, и = 0О)[(рГ' Ра ] - / р Р (7)

- уравнение зональной составляющей скорости течения возмущенного потока.

2), и = О02 [(рГ'Ру] +/ (рГ'Р, (8)

- уравнение для меридиональной составляющей скорости течения возмущенного потока.

+ ?т*и + °3 + С4 ^ + °5 Р** - 0 где С, = 2 й /фа)2( р)"2

= - / (ру)5 ТрГ3

С3 = 2 / р (р/ (р)"2

С4 « - 2 / (рГ2

С5 -- 2 / р2 ф/фГ3 - р/ (р)"3 - р f ф/фГ2

- уравнение для определения гидродинамического давления.

Решение уравнения (9) проводится при граничных и начальных условиях вида:

{г и ?хсрг2 )рх - < рг1Рху - и(р)-»ря; -~ / Р)"'Ри}| =0 : (Ю)

|х=0,о

{(й Cps)Cp)-2} Pv - Ср)~'pyi - йфг'рху-

-/(pr'pj -о <11)

V- 0,Ъ

P|t=0 = 0 (12)

Ptjt=0= «(.,») (13)

Таким образом , сформулированная задача сводится к определении возмущений гидродинамического давления с помощью уравнения (9), краевых условий (10 - 13).

Полагая / A const, и р = const., решение уравнения для гидродинамического давления проводим методом Сурье.

Представюл ?(x,y,t) в виде :

Р (Х.у.1 ) » Х(Х) Г(у) Т(П (14)

Проводя ряд преобразований, подучим уравнения для расчета коэффициента неустойчивости волн Роосби 7,частоты колебаний 0 и волнового ч.исла А.:

7 = Р е2 Р (РиГ'-12( й а2 р(5 Г'+Р е2 р(5 X2)"'] (15)

* " ' \/2 а =[ ( 2 р2 \2 + р / е2 р (р Г'-Т2)] (16)

■ " ;/2 X а {2 р2' [о2 + /V р / 6 р <руГ' + Т2]"'} (17)

■I * [ (а, -ц2) а;'],/2 (18)

и аналитическое выражение фазовых скоростей и длин волн Россби :

Ь - 2 и (2 р2 [о2 + /V + р / р(ру)~' + (а, - т2]"' + + <а,(19) С > 2 * о { 2 р2 (о2 + р2 е2+ р / р (р)"'+ у2)'1

+ (а, - ц2) }"' (20)

Используя метод характеристик, рассмотрим решение дифференциального уранекия:

+ й'2 "хх + & = З&'У'*) <21>

где Цх,у,Х) = Ру(рГМ - / (Р)~' Рж

»02 ' й Рх (Р)_' " й вх ~ с граничными и начальными условиями вида:

V I п =0 (22)

у |хзО,а

»\и0 =0, VI = (23)

Проводя ряд математических операций, получим формулу для вычисления меридиональной составляющей скорости течения:

<

7(х,у,* = Цх,у) (/)а£п П +(/Г'[в (г.у.П з1п - т)А

; (24)

и зональной состаляадей скорости течения : t

U(x,y,t) = | 7у (x,y,t) dx + ccnst. (25),.

о

Слокное в вычислительном отношении выражение (24), можно упростить, если учесть ,что iHx,y,t) изменяется с характерной частотой о «/, тогда 7(x,y,t) примет вид:

7(1,у,t) = ?(х,у)(/Г' Sin ft + Mx,y,t)(f)4 +

+<({.«,t)(/Г' eos ft = 7, + 12 + 73 (26)

Гаким образом , меридиональная составляющая скорости флуктуационного спектра течений представляет собой суперпозицию слагаемых, из которых: горизонтальная

скорость инерционного течения, - горизонтальная скорость инерционного течения, модулированного по амплитуде функцией D(X,y,t), 7Д - горизонтальная скорость течения в свободной волне Россби. В дальнейшем выражение " меридиональная составляющая" будет опускаться.

Выражение для горизонтальной скорости течения в свободной волне Россби с учетом предыдущих' математических операций примет вид примет евд:

>.= - 1Э(х,у,£)(/)"'= 0о,[(рГ'Р)(/Г1 -0Г' ?, (27)

02íir' у 4 ' х

где дог = й ps (р)~1 - ц dr - dí,

Р = Ъгехр í)Í3tn о titeos гПсоэ 1п у],

где Ъг = со№).

7Я п -коэффициент затухания или возрастания волн Россби. При 7п > 0 по уравнению (27) определяется горизонтальная скоростьтечения в затухающей волне Россби,

При 7п < 0 по уравнению (27). определяется скорость течения в динамически неустойчивой волне Россби.

При 7и п=0 -скорость течения в нейтральной волне Россби узлы которой расположены в точках:

У ~Чг % <23>

Яри 7 = 0 , скорости невозмущенного потока 5=0, безграничном в меридиональном направлении океане, т.е. Ь -» т. то выражение (27) приводится к виду:

V, » - (Р)"' Р = А. з1па г з1п \ х (29)

3 г X X 1Л 171

Аг*дг и 1С (рГ' (30)

в « 2 р^о2 + /V + р / е р тД ] ,/2[а тс)-'

(31)

Настоящее исследование проводится на примере дисперсионных соотношений (15) и (16): для модели океана со следующими параметрами: / = 10-4с, р а 2.10~'2см/с, й = 50 см/с, е = 1<Н10"5, р8 = Ю",0+ Ю'1Э г/см4, р =10 4 ю'2 г/см"4, X = Ю-5 4 10~8см~\ I - 10"5+ «Г® см"У.

При 7 = 0 свободные волны Россби являются нейтральными, при атом дисперсионное соотношение (32) сводится к виду:

О « [г р2 X2 + 0 / £2р(р)"'- е2],/2 (32)

——5

В случае € = ± (10 +-10 ) общий вид уравнения (32) соответствует частотам свободных волн Россби с длинами от 103 до 105км. В этом диапазоне £ свободные волны Россби

-5

деформируются полем плотности.С уменьшением £ от ±10 и шске деформация значительно ослабевает. В олучае 6 = 0 частота свободных волн Россби равна:

О = - 2 0 Х~' (33)

В случае 8 -к» , т.е. р 0, частота а со, т.е. свободные волны Россби затухают.

Детальный анализ проведенных исследований показывает , что динамические условия устойчивости свободных волн Россби можно получить в случае:

а) равенства нулю зональных градиентов плотности р ,(е=0);

—.9 —О __ _«

б) выполнения условия:((I) - (X) )= и р . Рассмотрим динамически , неустойчивые .,(7 <0), и

затухающие , ( 7> 0) , волны Россби.

При е = ± (10 + Ю~5) и й =0, т.е. при отсутствии невозмущенного потока, характер плотностной стратификации водных масс оказывает влияние на соотношение мевду периодами Т и длинами I волн. Начиная с соотношения £ = ±10-6 и ниже влияние поля плотности ослабевает, а устойчивость волн Россби значительно возрастает .

При наличии невозмущенного потока, т.е. ¡2 Ф 0, в

о « ,

диапазоне £ = г (10 +10 ) происходит деформация волн Россби полем невозмущенного потока и плотности. С уменьшением £ от х 10~2 до * 10~6 деформация значительно ослабевает.

Анализ зависимости коэффициента затухания (возрастания ) от горизонтальных градиентов плотности показывает, что в области положительных £ волны Россби затухают, а в области отрицательных - динамически неустойчивые. Аналитическое выражение критерия неустойчивости при наличии невбзмущенного потока й имеет вид:

Р " ^ " [й < V ^ ]} » 1 ' <34>

ГЛАВА б. ИССЛЕДОВАНИЕ СТРУКТУРЫ » ДИНАМИКИ СВОБОДНЖ ЕОЛН РОССБИ И ВИХРЕЙ ВО ФРОНТАЛЬНОЙ .

ЗОНЕ СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ТИХОГО 01СЕАНД

Фронтальная зона северо-западной части Тихого океана (37"-41"с.о.) разделяется на северную и южную с ответвлением фронта в северо-западном направлении Меаду фронтальными разделает лежит область смешения вод, известная под названием субарктического фронта. Эта область активна в динамическом и энергетическом отнопении. Происходящие здесь процессы трансфронтального обмена выражаются в меандрировании течений Куросио, ОЯясио, Курильского, Субарктического и в формирования различного масштаба вихревых образований.

Для исследования изменчивости поля температуры в районе

оо 09

с координатами: 25 - 41 с.т., 120 - 150 в.д. были использованы факсимильные карты, на которых через

О О

5 фаренгейта( 2.8 С) проведены изолинии температуры воды поверхности океана.Весь район был покрыт сеткой квадратов с шагом 2 градуса по меридиану и параллели. В пределах каждого квадрата были выбраны определенные точки, с которых снимались значения температуры. Таких точек оказалось 120.

Внутрисезонные колебания адвекции преимущественно определяются резонансным взаимодействием океана и атмосферы, как колебательных систем. Рядом авторов была выдвинута гипотеза о влиянии на адвекцию многочисленных длинноволновых процессов, типа волн Россби и приливно-отливпых . и Исследование внутрисезонной изменчивости данного района, выделение энергонесущих зон спектра, анализ связи с атмосферным давлением позволил считать одной из причин колебаний температурного поля долгопериодные волны Россби. Подробное исследование частотных спектров, пространственной структуры, устойчивости выявленных колебаний проводилось для

0 О

района фронтальной зоны с границами 20 -50 с.ш., 120-160'в.д.. Спектры температурных колебаний на поверхности оказались весьма разнообразными и отличались как по количеству энергонесущих зон, так и по их интенсивности и ширине. Для данного района характерно наличие месячных, полумесячных, десяти- и семисуточных колебаний .

Анализ распределения амплитуд флуктуаций температуры шды с месячным периодом позволил отметить следующее:

1) область значительных амплитуд проходит вдоль восточного побережья Японских островов с увеличением в сторону берега от 0.4*-0.5°С до 0.7'-0.В°С;

2) изолинии 0.5°С четко совпадают с южной периферией основного потока Куросио, южнее которого простирается область, где колебания отсутствуют, либо их амплитуда становится значительной;

3) локальные области значительных амплитуд отмечаются в

зоне смешения, Зосточно-Китайском море.

Для колебаний с периодом 15 суток особенности в распределении амплитуд состоят в следующем:

1) наиболее выражены они в районе поворотаЬсновной струи Куросио на запад, в северо-восточной ветви Куросио,в зоне смешения вод, на восточной и юго-восточной периферии исследуемой области;

2) совершенно отсутствуют в струе Ойясио, распространяющейся вдоль Тихоокеанского берега о-ва Хонсю,в центральной части Восточно-Китайского моря;

3) амплитуда полумесячных колебаний достигает 0.8'-0.2 'С.

Десятисуточные колебания развиты в водах Ойясио, на северной и западной границах зоны смешения, на южной периферии основного потока Куросио и в северной части Восточно-Китайского моря. Наибольшие амплитуда не превышают 0.6°- 0.8"С. Устойчивость их отмечается только • на южной периферии основного потока Куросио.

Семисуточные колебания распространены вдоль южной периферии основного потока Куросио и в зоне смешения вод. Их амплитуда достигают 0.5°-0.6°С. на юге и юго-востоке. Результаты исследований дают право считать, что температурные возмущения на энергонесущих частотах тлеют волновую природу. Особенностью этих колебаний является: 1) локализация в определенных динамических областях;

2) значительная изменчивость амплитуд и фаз колебаний; .3) вероятностный характер колебаний.

Упрощенный механизм адвекции может быть представлен с помощью уравнения теплопроводности. Если не принимать зо внимание процессы теплообмена воды, воздуха и турбулентную диссипацию тепловой энергии, т.е. считать температуру вода некоторым ее консервативным свойством, то уравнение "неразрывности теплового состава" может быть записано в виде: IV + и? + иТ + шТ = 0 (1)

4 х г у г * '

Пусть Г = То + Т , где Т - среднее равновесное поле,

невозиущенное периодической адвекцией, Т- флуктуацнонное

поле температур. Тогда уравнение (1) примет вид:

(Тм + г;) + «<ГМ+ Г,) + 0(ТОи+ Гу) + ш(Г02+ Гг)=0 (2)

где и, У, ш - компоненты скорости течения. Предположим, что

1) Г0{ = 0, т.е. скорость изменения равновесного поля температуры вода принимается малой по сравнению со скоростью изменения поля температуры воды под влиянием флуктуаций;

2) * 71 > Г.,, » Г', т.е. горизонтальные градиенты в

ох * оу у равновесном поле температур больше горизонтальных

возмущений;

3) = Г0г = 0, т.е. предполагается наличие гомотермии в поверхностном слое вода.

С учетом этих предположений, уравнение (1), при условии 0 = 0, т.е. течение направлено вдоль оси X, приводится к виду:

Г» ♦ иГ0, = 0 (3)

" и - - Г/Т0х (4)

и - амплитуда зональной составляющей горизонтальной скорости течения в температурных волнах. При й ~ = 0, т.е. течение направлено вдоль оси у, уравнение (1) имеет вид:

Т. +иГ-=0 (5)

t оу

V = - г;/ г (б)

t Оу

амплитуда меридиональной составляющей горизонтальной скорости течения в температурных волнах. Учитывая соотношение (3) и (6), запишем выражение для амплитуда горизонтальной скорости течения в температурных волнах:

^в = Уамп. = ПК/"2+< VI (7)

Таким образом, амплитуды горизонтальной скорости

течения в температурных волнах при принятых условиях может

быть определена по амплитуде скорости изменения температуры

в какой-либо точке и по горизонтальному градиенту

равновесного поля температур. Переход от амплитуды

горизонтальной скорости течения к смещениям частиц пологим

равным 7 = т]г„ где т] - горизонтальное смещение частиц, определяемое формулой вида:

Г] = т) соз № + 0) Интегрируя (7) по времени, получим амплитуду горизонтальных смещений частиц воды:

• П = Г[(Г0ЖГ2+(Г0У)-2] 1/2 (8)

Таким образом, если Т придать смысл амплитуды температурных флуктуацкй, то 7) будет соответствовать амплитуде горизонтальных смещений водных частиц.

Расчет амплитуд горизонтальных скоростей течения в температурных волнах для летнего и зимнего сезонов проводился по формуле (7).

Расчет амплитуд горизонтальных скоростей течения в свободных волнах Россби проводился по формуле:

т о ь

А, » В ш% р"' (9)

где д = | £ Ъ(х,у) Х{х) Г(у) Ос ф

(Ю)

ш = 12 ?е2 - р ! р руе2+ ■)2у1],/г а (11)

где Ф(х,у) - интервал вероятности, ш - мода волны, / -параметр Кориолиса, (3 - параметр Россби, р - средняя плотность вода, р - меридиональный градиент плотности, рг~ зональный градиент плотности, 7 - квффициент затухания, 6 = рж.р"', а - ширина исследуемого района, 1С = 3.14, Ь -постоянный коэф$ицент.

Для вычисления коеффицента д были заданы начальные условия для гидродинамического давления ? вида

?ио = 0 (12) Сопоставление теоретических • и экспериментальных

результатов позволило определить одинаковый порядок Ли А ,

э т

подобное расположение изолиний в центральной части района Куросио, субтропической конвергенции в летний период, а в зимний - в зоне смешения вод, северо-восточной ветви Куросио и Ойясио, зоне субтропической конвергенции.

Для выяснения вопроса о волновом происхождении колебаний поля температуры вода на поверхности океана воспользуемся результатами взаимоспектрального анализа колебаний температуры вода с тестовым рядом, в котором когерентность на энергонесущей частоте является показателем того, насколько колебание данной частоты близко к гармоническому, т.е. характеризует статистическую устойчивость.

Тестовый ряд представляет собой набор гармоник с частотами, отличающимися дискретностью спектра (До = 0.5 рзд/сут)?но имеющими равные амплитуда и нулевые начальные фазы.

Учитывая этот результат, условно будем считать когерентность значимой, начиная со значений 0.4 - 0.5. Величины когерентности, нанесенные на карты, позволили вкделить области наименьшей и наибольшей устойчивости процесса.

В связи с этим нами будут рассматриваться только периоды колебаний соответствующие внергонесущим частотам: 0.21 рад/сут, 0.42 рад/сут, 0.63 рад/сут, 0.90 рад/сут., т.е. 30, 15, 10, 7 суток.

Для энергонесущей частоты 0.21 рад/сут, статистическая устойчивость колебания велика в районе основного потока Куросио, Продолжения Куросио между 140°-150°в.д., северо-восточной ветви Куросио, течения Ойясио. На участках с частотой 0.42 рад/сут. повышенная устойчивость наблюдается в гоне смешения вод, основного потока Куросио (140°-150°в.д.), северо-восточной ветви Куросио. Для частот 0.63 рад/сут., 0.90 рад/сут. повышенная устойчивость • процесса прослеживалась в центральной части исследуемого

района, области субтропической конвергенции,

северо-восточной ветви Куросио.

Как показали результаты вкспериментальных работ, выполненных в отдельных областях исследуемого района, максимальная величина когерентности не превышает 0.6-0.7.

Отличие когерентности от 1 определяется погрешностями, связанными с ограниченность» длины реализаций и взаимодействием колебаний на близлежащих частотах. Тем не менее применение взаимоспектрального анализа "процесс-тест" оказалось эффективным.

При интерпретации результатов использовались составляющие взаимного спектра, на основе которых строились карты иэофаз колебаний поверхностных температур для основных енергонесущих частот 0.21 рад/сут, 0.42 рад/сут, О.бЗ рад/сут, 0.90 рад/сут относительно начальной фазы "теста" с учетом устойчивости процесса.

В связи с этим анализ карт осуществляется для сбластей, характеризующихся повышенной и высокой устойчивостью процесса, преобладающим зональным направлением температурных волн.

Исследование показало, что зональное направление температурных волн с периодами колебаний Т-30, 15, 10, 7 суток можно отметить в районе основного потока Куросио, Противотечения Куросио, северо-восточной ветви Куросио, зоны субтропической конвергенции, течения и фронта Ойясио.

Для выявления причин колебаний поля температуры воды был проведен расчет длин а фазовых скоростей температурных волн по картам изофаз.При расчете во внимание принималась устойчивость процесса в данном районе и рассматривались те области, где расположение изофаз носит закономерный характер. Кроме того, выбирались волны с западным направлением распространения.

Дело в том , что' фаза температурной волны была расчитана из сравнения реального процесса с тестовым, в котором за начало отсчета условно принята нулевая фаза тестового колебания. В связи с етим, полученные начальные фазы условны, в том смысле, что нам не известно, равна ли

действительная начальная фаза 0=0 или (Т - б)=0, где Т-период волны. Фазовые скорости температурных волн были расчитаны на различных участках' изолиний, в областях, отвечающих вышеуказанным условиям как расстояние между линиями изофаз в километрах, деленное на величину разности фаз в сутках. Длина волны - как произведение скорости волны на период .

Полученная картина распределения скоростей флуктуационного течения позволяет сделать вывод о том, что в зимний и летний сезоны года в центральной, юго-восточной и северо-восточной частях исследуемого района свободные волны Россби формируются в виде сложной системы прогрессивно -стоячих колебаний с максимальными амплитудами от 1 см/с до' 15 см/с и слолгной конфигурацией.

Подобие теоретических амплитуд горизонтальных

э

скоростей течения в волнах Россби и экспериментальных А^, - в температурных волнах, которое отмечалось , свидетельствует о том, что свободные волны Россби проявляются в долгопериодных колебаниях поля температуры воды на поверхности океана.

В зимний сезон это явление наблюдается в области смешения вод, субтропической конвергенции, северо-восточной ветьи Куросио и фронта Ойясио, а в летний - центральной, юго-восточной частях.

Эти выводы дают основание утверждать, что свободные волны Россби оказывают влияние на формирование поля температуры воды на поверхности океана.

По результатам расчета строились карты распределения фазовых скоростей еолн Россби и сопоставлялись с экспериментальными данными, т.е. численными значениями фазовых скоростей температурных волн.

На основе анализа отмечается подобие в расположении изолиний и порядке численных значений для преобладающего числа областей исследуемого района, что свидетельствует что определяют;™ в адвекции температуры и внутримесячных колебаниях является поле потоков, обусловленное свободными Еолнами Россби.

В основу исследования структуры и динамики вихревых образований данного района положены гидрологические данные за период 1375-1985 гг.

Рассмотрим отдельные примеры.Так,по экспериментальным материалам 15 рейса НИС "Дм.Менделеев" , 8 и 1 рейсов НИС "Проф.Богоров", 25 рейсе"Акад.Ширшов", 33 рейса "Акад.Курчатов", 26 рейса "Акад.Королев" выявлены вихревые образования диаметром 150-200 км, с четко выраженной горизонтальной вертикальной структурой вихрей, которые наблюдаются парами: теплый- холодный с максимальными диаметрами 150-25<^см соответственно. Величина максимального градиента температур равна 0.30 С/милю. Деформация ядер наблюдается на всех стандартных горизонтах.

Глава 7 СТРУКТУРА И ДИНАМИКА ВИХРЕВЫХ ОБРАЗОВАНИЙ СУБАРКТИЧЕСКОЙ ЗОНЫ ТИХОГО ОКЕАНА И ПРИШЧАТСКОГО РАЙОНА.

Воды субарктической структуры Тихого океана занимают область между 45°- 55°с.ш.. Температурный режим субарктической зоны формируется под влиянием холодного Беринговоморского стока и переноса тешшх вод из зоны смешения Куросио и Ойясио.

Исследуемый район отличается сложной динамической структурой и неравномерностью шля ветра. Наличие положительных аномалий в. холодном промежуточном и поверхностном слоях связано с усилением тепла Курило-Камчатского течения,ширина которого меняется от 100 м до 300 м , а максимальные скорости равны 25 см/с. Ось течения сильно меандрирует. Устойчивость течения характеризуется среднеквадратичными отклонениями: для модуля- 20си/с, а для направления- 50°. Максимум скорости наблюдается в переходный период от августа к сентябрю. Вертикальная структура вод относится к субарктическому типу, который характеризуется наличием поверхностного, подповерхностного »промежуточного' и глубинного слоев.

В основу исследования положен массив гидрологических

материалов из 11345 данных.

Как пример, рассмотрим динамику и структуру вихревых образований открытой части Тихого океана субарктической зоны на основе • обработки спутникового и гидрологического материалов 11 рейса "Проф.Богоров" для полигона:50-55°с.ш.,160-165°в.д..

По массиву данных поверхностной температуры воды строились карты распределения вихревых образований^исходя из определения вихря как обособленного динамического

образования с более или менее круговым движением вод . Ядро вихревой области определялось по положению изотерм Ю',11 ",12°С.

За период с 1 августа по 2JI октября 1981г. были обработаны ИК-сшмки с целью построения траекторий перемещения ядра вихревого образования по полигону.

Однако, скорости перемещения вихревого образования, выявленного по массиву поверхностной температуры воды^ занижены на 2-4см/с, а направление перемещения совпадают. На основе гидрологических данных 11 рейса "Проф.Богоров" птх>слекивается деформация ядер выявленных вихрей. В период первой съемки циклоническое вихревое образование Ц^ прослеживалось в слое О-ЗОфл с максимальным диаметром 1СЮ-2С0км на горизонте 100-200м. П1ри этом

происходило смещение его центра к юго-востоку на 45°. Увеличение глубины до 300м дало увеличение диаметра на 120км и смещение его центра к югу на 50км. В данном случае ядро определялось по положению изотермы 8 С. В период с 21 августа по 10 сентября 1981г. максимум диаметра ядра на поверхности составил 160км, на горизонте 100 м произошло его деление на два с диаметрами 80 и 60км. На глубине 200м ядра слились в одно с диаметром140км., а центр его сместился на 50км к Еостоку по отношению к поверхности. В последующий период максимум ядра на поверхности составил 140км, а на глубине 100м произошло его деление. На глубине 300м диаметр ' ядра уменьшился на 15км.

По экспериментальным материалам 3 рейса НИС Акад; Лаврентьев .", полученным в результате гидрологических

съемок вдоль побережья Камчатки, от мыса Лопатка до Кроноцкого полуострова, состоящих из 108 станций,были обнаружены три антициклонических вихря с диаметрами 80,100,90км соответственно.Вихрь А^ приходится на центр Кроноцкого залива, где нечеткое его выражение в термическом поле дает возможность предполагать , данный вихрь находится на начальной.стадия развития. Толщина промежуточного слоя в центре А^ достигала 2б0км. Скорость течения менялась от 6.4 до 15.2см/с. Вихрь к^, наблюдаемый в центре Авачинского залива , четко прослеживается в структуре поля плотности и термохалинного. Перепад температур между центром и периферией вихря составляет ГС, толщина холодного слоя в центре вихря составляет 280м. Скорость течения на поверхности менялась от8.4 до18.4см/с, а на глубине 500м -от 5 до 10см/с. Еихрь А^ прослеживается до 500м, толщина холодного промежуточного слоя в центре вихря равна 310м. Скорость течения менялась от 16 до 36.6см/с на поверхности и от 9 до 20см/с - на 500м, температура воды , меняется от 7.4 до 12.6*С, а соленость - от ЗО.За/„' до 32.9°/00. Толщина холодного промежуточного слоя равна 200м. нижняя граница поверхностной водной массы совпадает ' с положением сезонного термоклина, где вертикальный градиент достигал 0.37 - 0.52°С/м. Максимальная толщина холодного промежуточного слоя наблюдалась в зоне материкового склона центральной части Авачинского и Кроноцкого заливов и составляет 270 - 310 м .Образование холодного промежуточного слоя связано с интенсивностью процессов охлаждения и конвекции,выносом более холодных вод Камчатским течением из Берингова моря. На пространственное распределение гидрологических характеристик большое влияние оказывает неустойчивость Камчатского течения, внешняя струя которого меандрирует.

ГЛАВА 8 СТРУКТУРА И ДИНАМИКА ВИХРЕВЫХ ОБРАЗОВАНИЙ КУРИЛЬСКОГО РАЙОНА И ИНОЙ ЧАСТИ ОХОТСКОГО НОРЯ.

Гидрологическая характеристика вод исследуемого района обусловлена режимом течений Курильского,

Восточно-Сахалинского и Соя. Значительная часть Курильского течения проходит над глубоководными желобами глубиной 7500-8000м. Вдоль 170*в.д. располагаются Императорские горы с возвышением 2500-3500м. Интенсивность Беринговоморского стока имеет сезонную и межгодовую изменчивость и связана с взаимодействием процессов в . атмосфере и гидросфере , когда разность давления Сибирского максимума и Алеутского минимума приобретает экстремальные значения. Структура

еод югшой части Охотского моря находится под влиянием потоков течений Восточно-Сахалинского и Соя, ширина которого 122м, средняя скорость - 24см/с, расход - 10 м /с. Изменчивость Сои непрерывна, что подтверждается ечспериментальшшмл японскими данными. Исследуемый район 'уникален в гидрологическом отношении, что находит отражение Б разнообразии различных форм волновых процессов с различными временными и пространственными масштабам!. Взаимодействие течений Восточно-Сахалинского и Соя, нестационарный обмен через Курильские проливы приводит к взаимодействию вод различного происхождения. Анализ эхолотограмм и вертикальные разрезы температурных полей показали, что в открытой части Охотского моря наблюдается линзообразная неоднородность диаметром 10 миль. Исследование акустическими методами показало, что эта область представляет собой локализованный объем вод, отличающийся от окружающих более высокими градиентами тежгературы и солености. В пределах ©той области возрастание токкоструктурных возмущений профилей Т-Б за счет вторжения теплых и холодных интрузий с различными вертикальными масштабами. Курильский район принадлежит к областям с повышенной интенсивностью вихревых процессов, которые обусловлены нестабильностью Курильского течения,

Анализ результатов показывает, что течение в данном районе имеет юго-западное направление в диапазоне глубин 25-12^м. Средние скорости течения меняются от Ю до 60 см/с, причем, наивысшие значения наблюдаются в приповерхностном слое, минимальные - в придонных слоях. Мгновенные значения скоростей могут достигать 100,см/с в весенний период, а осенью происходит спад до 60 см/с. От мая к октябрю имеет место снижение средней скорости на 10-20 см/с, при этом горизонтальные перепада скорости течения не превышали 41 см/с, а мгновенные - 100 см/с. Среднеквадратичные отклонения скорости меняются в пределах от до 21 см/с. В слое 100-200 м вертикальные перепада скорости течений составляют 20 см/с, а максимальные - 83 сы/с в слое 75-100 м. В центральной части Курильской гряда вихревые образования имеют циклоническое вращение, что легко прослеживается в распределении термохалинных характеристик и их вертикальных профилей .

. Кривые вертикального распределения температуры на разрезе у о..' Сдаушир ориентированы вдоль материкового склона, а профили Т-Б кривых отличаются друх* от друга на расстоянии} равном 3 мили, что нашло отражение в сложной структуре температурного поля.

В районе о-вов Парамушир и Симушир наблюдается трансформация профилей Т-Б, обусловленных выклиниванием холодного и теплого слоев го мере приближения гидрологических станций к берегу.

В районе о/ Итуруп среднее значение скорости течения наблюдается с июня по сентябрь и составляет 25-40 см/с. Максимум скорости достигает 80 см/с, а направление потока юго-западное (190-220°).

Рассматриваемый район относится к областям повышенной активности вихревых образований. В данном района

наблюдается распространение структур инверсионного типа до больших глубин. Высокая степень пространственно-временной изменчивости термохалинных характеристик обусловлена взаимодействием Тихоокеанских и Охотоморских вод .нестабильностью Курильского течения,его взаимодействием

с рельефом дна, боковой конвекцией и перемешиванием водных масс.

Спиралевидная структура вихрей четко прослеживается в верхнем 100-150 метровом слое.

Вертикальные профили температуры указывают на увеличение толщины холодного подповерхностного слоя субарктических вод в центре вихрей, что сопровождается образованием холодных линз между горизонтами 50-500м, отличающихся от окружающих вод на 1.5-3°С.

В районе о-вов Уруп.Симушир отмечается смещение вихрей на 60 - 90 миль к северу,северо-западу. Скорости перемещения'вихрей - 7 см/с, а диаметр 200-30бкм.

Антицкклонические вихри рассмотренных районов, как правило, квазистационарны, циклонические - движутся в северном, северо-восточном направлениях.

На примере Южно-Курильского района рассмотрим подробно эволюцию развития, структуру и динамику циклонических и антициклониче скихвихрей.

. • Термический режим данного района в значительной степени зависит от преобладания в нем вод течения Соя.

В годы, когда максимум температуры приходится на сентябрь, гидрологический режим данного района формируется водами течения Соя; когда максимум температуры наблюдается в августе, то гидрология района находится под влиянием Охотоморского - стока. ■

В основу эксперимента положены 120 гидрологических станций . Измерения температуры проводились CFT ТИНР0 с мая по октябрь 1580г. в диапазоне глубин 0-300'м .

Рассмотрим подробно квазисинхронную съемку с 9 по 31 августа 1580г.

При сохранении общей конфигурации выявленные вихри перемещаются в северном, северо-восточном направлениях со скоростями 0.5 мили/сут.

Внешнее отличие вихрей от окружающих вод состояло в обособленности движения. Куполообразная форма вихрей обусловила наклон изотерм к горизонту от 4 до 10°С. Высота куполов зависит от времени "жизни" вихрей. Заглубление

изотермических поверхностей в антициклонических вихрях и подъем - в циклонических позволяет проследить строение отдельных вихрей и динамику их перемещения.

Перепада температуры мезду центром и периферией вихрей составили 3-5"С в случае циклонического вращения, а антициклонического - 4-5°С. Ширина полос спирали возросла до 3 -5 км, а скорости перемещения уменьшились на О.Змили/сут для циклонических вихрей. Антициклонические вихри 'остались практически квазистационарными.

В основу исследования структуры и динамики вихревых образований южной части Охотского моря положены материалы 8, 11, 16 рейсов научно - исследовательского судна "Проф.Кагоров".

На основе отдешифрированных ЕК-снимков за март-октябрь 1980г. были построены траектории перемещения центров ядер вихревых образований и определены скорости их перемещения, равные 2-4см/с для 1980г., 3~5см/с - для 1984г. Сравнивая результаты 1980 г. и 1984г.,можно видеть, что в движении частиц вода? выявленных вихревых сбразоваюй7 преобладает северо- и юго-восточное направление движения. Спирали вихрей позволяют проследить процесс их развития как сложного по своей структуре спиралевидного поверхностного слоя, закрученного по часовой стрелге в форме колец с диаметром 100-35С|км, шириной теплых и холодных колец 2-5/<м, температурными перепадами .3-5 'С.. Процесс формирования спирали - результат взаимодействия теплых вод Сои с водами Курильского течения и Ойясио. Скорость проникновения холодных вод в центральную часть вихря и скорость орбитального движения частиц воды равны 2-5см/с.

Экспериментальные данные 8 рейса . НИС "Проф.Богоров"и материалы авиатермосъемки зарегистрировали ядро крупного вихревого образования по положению изотерм 14-18°С, внешяою границу вихревой области по изотермам 7-10°С и траектории перемещения центра ядра в период о 1 по 31 августа 1984г. (рис.1 ).

Данные авиатермосъемки дают завышенные значения температура на поверхености на 2-3'С и резкое смещение центра ядра вихревого образования на юго-восток.

50° 49° 48' 47' 46° 45° 44' 43'

■ 142° 144° 146° 148° 150* 152* 154'в.д.

50° 49° 48° 47° 46° 45° 44° 43°

142° 144° 146° 148° 150* 152° 154°в.д. • Ркс.1 Траектории перемещения центра ядра вихревого образования, выявленного по спутниковым данным : а/с марта но октябрь 1980г.,б/с апреля по октябрь 1984г.

ГЛАВА 9. ИССЛЕДОВАНИЕ ЭНЕРГО - ТШОЗАПАСА ВИХРЕВЫХ ОБРАЗОВАНИЙ ТИХОГО ОКЕАНА.

Исследование энергетических и тепловых характеристик вихревых образований , их эволюции в пространстве и во времени --одна из важных проблем физики вихрей.Развитие этих направлений способствует развитию наших знаний об источниках океанических вихрей и причинах их генерации. Недостатком натурных наблюдений является их малочисленность, что в свою очередь привело к интенсивному развитию численного моделирования вихрей.

Синоптические вихревые образования представляю? собой возмущения синоптического фона. Для интересующих нас масштабов движений океан может быть рассмотрен как несжимаемый. В этом случае превращение механической и тепловой энергий можно рассматривать отдельно, причем их взаимосвязь будет проявляться за счет диссипации кинетической энергии во внутреннюю (Монин, Каменкович, Корт, 1974). Пренебрегая теплопроводностью, диффузией, молекулярным трением в океане, рассмотрим превращение механической. энергии , равной суше потенциальной и кинетической. Кинетическая энергия представляет собой половину интеграла по объему океана от квадрата модуля скорости течений на климатическую норму плотности морской воды. Потенциальная энергия климатического фона может быть разбита на недоступную потенциальную энергию или просто потенциальную и доступную потенциальную энергии (ДПЭ), которая представляет аналог внутренней потенциальной энергии механической системы (Вулис, Монин', 1975).

Потенциальная энергия океана может определяться из вариационной задачи об условном минимуме энергии, который в предположении адаабатичности достигается в состоянии устойчивой стратификации плотности, горизонтальными изопикническими поверхностями и постоянным' давлением на каждой из этих поверхностей. Доступная потенциальная энергия есть превышение потенциальной энергии реального океана, связанное с существованием градиентов плотности, наклонов изопикнических поверхностей.

Вихревая внергия , формирующаяся в зонах интенсивных течений, распространяется по всему Мировому океану, а в открытых районах океана, где отношение кинетической енергии вихревого движения КЭШ]ф к кинетической енергии среднего движения КЭСр равно .приблизительно, единице, т.е.

' В0СЬ океанологический режим определяется вихревой компонентой. (FPj/гШ, Magaard, Hager, 1976). .

География распространения вихревых образований может быть рассмотрена по распределению вихревой кинетической и потенциальной внергий. Преобладание вихревой кинетической енергии над внергией среднего движения дает основание считать, что она вносит заметный вклад в возбуждение средних течений, так как максимумы и минимумы етой энергии помогают идентифицировать источники и стоки енергии.

Понятие доступной потенциальной энергии введено Лоренцом (Вулис, Монин, 1975) для описания энергетического цикла движущейся стратифицированной жидкости. За счет ДПЭ , составляющей ничтогаую часть полной потенциальной энергии "океана, происходит генерация синоптических вихрей. По оценкам Монина , Вулис,(Вулис, Монин,1975), ДПЭ реального океана равна 700Дж/м'3, что примерно на порядок больше кинетической енергии вихрей и на два порядка превышает кинетическую энергию крупномасштабной циркуляции. Накопление ДПЭ в океане может происходить за счет действия ветра, приводящего к наклонам изошзкнических поверхностей {Gill,Green,Simons,1974).

Предполагаем, что ДПЭ главного термоклина реализуется непрерывными порциями, например в виде волн Россби малой амплитуды, излучаемыми из района неустойчивости. Что касаотся верхнего слоя океана, то в нем изменчивость имеет меньшие масштабы, по сравнению с главным термоклином.

В,настоящей работе дается оценка плотности ДПЭ на единицу поверхности океана в верхнем однородном слое, сезонном термоклине и океаническом термоклине.

• В приближении к несккмаемости морской воды плотность ДПЭ на единицу поверхности океанической области площадью S мокко записать в виде:

П»-/<Б/в2 (р-р )Й2 Б о ?>

где ¿-ускорение силы, тяжести, р=р(х,у,2)-истинное распределение плотности в рассматриваемой области площадью Б, р^ распределение плотности с минимальной ГО.

Рассмотрим вертикальную структуру океана и выделим в ней характерные области: квазиоднородный слой , имеющий характерную глубину несколько десятков метров и располагающийся непосредственно у поверхности океана; сезонный термоклин с резкими изменениями температуры, • солености и плотности, которые образуют деятельный слой океана.

Область шгае деятельного .слоя океана до глубин порядка одного километра занята главным океаническим термоклином, в пределах которого вертикальные изменения температуры и плотности более значительны. Ниже главного термоклина -практически однородная аббисаль, в которой ^вертикальные и горизонтальные градиенты малы. ..

В связи с такой переслоеностью по вертикали проведем расчет плотности ДПЭ для квазиоднородного, сезонного, и главного термоклинало формуле:

П = Я

71+0

-(Р)°

(П)г/ 2

(ё/ 21)|

Ыр°) (г-П/2

йу +

Рн

+«¥ р ь+о

)г/ 2

>]ф = Н(

+ п2 + п3

(4)

где П = И - Мр°)'= р°-р°, р°= ~ |р°СЙ/ , 2°= —

р^- плотность Куфтарков,1977).

\Ыу)йу,

абиасали,(Коротаев,Коскьгрев,

г

+

- 38 -

Уравнение (8) выведено в предположении : а/ плотность в однородном слое р° считается независимой от глубины Л; б/сезонный термоклин модулируется поверхностью разрыва; в/область для которой проводятся оценки , имеет меридиональный размер 21 и плотность воды в ней не зависит от зональной координаты; г/ все физические параметры являются монотонными функциями.

Рассмотрим физический смысл уравнения (8), в котором П( представляет собой доступную потенциальную анергию на единицу поверхности океана, связанную с горизонтальной неоднородностью поля плотности воды в верхнем квазиазотермическом слое.

П2 может быть интерпретировано, как ДПЭ, сосредоточенная' в сезонном термоклине , который модулируется поверхностью раздела, П^ - как ДПЭ главного океанического термоклина на единицу поверхности океана.

Проводя количественную оценку ДПЭ и считая,что плотность р° и глубина однородного слоя Ь , являются "линейными функциями меридиональной координаты (Коротаев, Коснырев, Куфтарков, 1977).

получим формулы, описывающие распределение плотности ДПЭ на единицу поверхности океана в верхнем квазиоднородном слое, в сезонном и главном океаническом термоклине, в виде:

П, = [ 8 8 I3/ о ] [( /г)2/ 2 -7 П / 1 - т2/ б] (5)

пз = £ [рц,- Рь+Л Ь2 12/6 Р т + / & 3 с2] (7)

Используя экспериментальные данные 15 рейса НИС "Дм.Менделеев" и принимая численные значения параметров:

1= 108 см, Ь, = 2x104 см, р = 1.5х1(Г3г/см3, ( р^ -

р ) = 2хЮ~3г/см3,р = 2 х 10"'3см"'с"', £=103см/с2, С= 2x10 с , проведем расчет ДПЭ на единицу поверхности океана, для фронтальной зоны Тихого океана.

Анализ полученных результатов позволил выявить

максимальные значения исследуемых величин.В поле

поверхностной плотности ДПЗ хорошо прослеживаются вихревые

образования с циклоническим и антициклоническим вращением, в

которых максимальные значения по абсолютной величине

8 2

поверхностной плотности ДПЭ достигают , 4x10 эрг/см и

а г 2-5x10 врг/см соответственно.

Максимальные значения поверхностной плотности ДПЭ

в г

складываются из следующих значений : П.=1.5x10 эрг/см , П =

а г в г '

10 эрг/см , П,- 2x10 эрг/см для циклонической вихревой

* В 8 2

области, П',= 0.7x10 ерг/см'1, П'= 0.3x10 врг/см , П' = а ' 2 2 3

0.5x10 ерг/см для антициклонической вихревой области, где

.П^Пу- соответственно значения поверхностной плотности ДПЭ квазиоднородного, сезонного и главного термоклинов, ниже которых находится практически однородная аббисаль, плотность ДЛЭ которой мала и во внимание не принимается.

Максимальные значения плотности ДПЭ на'единицу объема ф.онтальной зоны северо-западной'части Тихого океана равны 2 3

3x10 Дж/и для вихревых областей . о циклоническим и 2 3

2x10 Д«/м - с антициклоническим вращением.

Распределение поверхностной плотности' ДПЭ для субарктической зоны Тихого- океана получено ¡¡а основе экспериментальных материалов 11 рейса НИС "Проф.Богоров" и 3-его рейса "Акад.Лаврентьев"; " в циклонических вихревых

п п

областях имеет максимум 10 эрг/см , а аитициклонических -8x10° орг/см? Ассиметрия в распределении поверхностной плотности ДПЭ и кинетической через центральные области вихревых образований обусловлена смещением динамического центра вихрей.

Распределение кинетической энергии в Курильском районе позволяет выделить экстремальные значения этого вида энергии в вихревых образованиях, которые соответствуют наибольшим скоростям движения частиц воды в "вихре Четко выраженный волновой характер проявляется в распределении ■ поверхностной

плотности ДОЗ. Положение основных пиков на кривой соответствует центральным областям выявленых вихрей.

Расчет поверхностной плотности ДПЭ и кинетической . энергии в южной части Охотского моря и шельфовой зоне Прикамчатского района проводился на основе экспериментальных • материалов 8 рейса НИС "Проф.Богоров".

Анализ энергетических диаграмм показал, что в среднем по ьремени вихревое движение индуцируется за счет потенциальной энергии, т.е. механизмом бароклинной неустойчивости. Наибольшие скорости перехода этой энергии < наблюдаются в верхних и средних слоях.

Распределение кинетической енергии производится за счет сил давления, в результате чего кинетическая ' энергия ■ -среднего движения переходит от верхнего слоя к нижнему, а кинетическая энергия вихревого движения - от среднего к нижнему и верхнему слоям.

Внутренняя энергия вихревых образований является третьей формой энергии, после потенциальной и кинетической. Для идеальной жидкости внутренняя энергия зависит от . абсолютной температуры и выражается формулой:

С = Су я Т (8)

где"Су- теплоемкость при постоянном давлении, ш - масса.

Внутреннее состояние термодинамической системы характеризуется теплосодержанием, т.е. количеством тепла, которым обладает тело при данной температуре.

Теплосодержание и теплоемкость морской вода в настоящих исследованиях определялась соотношениями:

' § | р Ср 2 - 273-15 & (9)

о

С = С + А С1+'В, С1Э/2 (10)

р Рд 8 3

где плотность морской воды - р, абсолютная температура - Т, теплоемкость морской вода при постоянном давлении - С .

С - теплоемкость пресной воды, А , В - температурные Р0 в в

коэффициенты, С1 - хлорность морской воды, CI-S/1,80655.

Рассмотрим распределение теплоемкости в области вихревых образований фронтальной зоны Тихого океана на примере экспериментальных денных 15 рейса НИС "Дм. Менделеев" (лето, 1975 г.).

В пределах полигона 34 -39°с.ш., 146 -150 в.д. ' теплосодержание вод слоя [0-1000] л а гнтициклонических и циклонических вихрях различается на [5-10] ГЛх/л2. В антициклонических вихрях теплосодержание вод слоя [0-1000] л 54 ГДх/л2.

Основной вклад в теплосодержание слоя [1-1000] л вносит верхний 400-метровый слой. Заглубление однородного слоя в антициклонических вихрях и уменьшение его в циклонических приводит к неоднородному запасу тепла в верхних слоях океана.

Изменение теплосодержания вод слоя [0 •- 100] и в пределах вихрей разных знаков может достигать [3-4] ГЛз/.а2, а для слоя [100 - 400] Л - 4-8 Цж/л2.

Перераспределение содержания вод в слое хидкости происходит за счет внешнего внутриприводного, адвективного и турбулентного теплообменов. Первый существенную роль играет в поверхностном однородном слое при наличии интенсивного влаго- и теплообмена между поверхностью океана и атмосферой. Второй и третий в подповерхностных и промежуточных водах.

Отсутствие точных значений коэффициентов турбулентного теплообмена, вертикальной составляющей поля скорости течения не дает основания для учета внутриприводного и адвективного теплообменов. По этюд причинам в качестве характеристики перераспределения теплосодержания вод принята величина, определяемая соотношением:

' q = pCp70V (11)

где Tq- абсолютная температура, V - скорость по направлению (л/с), располоаенная перпендикулярно разрезу (Покудов, ТукеголоЕец, 1984).

Величина. q представляет собой удельный перенос теплосодержания вод и позволяет оценить ее послойное

. перераспределение.

Анализ расчета показывает, что основной перенос тепла шел в слое (0 - 400] л во фронтальной зоне северо-западной части Тихого океана, но наибольшей интенсивности он достиг в слое [0 - 150] А. Так, в вихре А. удельный перенос

7 ?

• теплосодержания достигал 7,8'10 Вп/л . В циклонических вихревых образованиях Ц} и if2 удельный перенос- тепла составляет 1(f-6'107Bïï/A2 и прослеживается до глубин 500-600 л, максимум его относится к слов [100 - 150] л . В Курильском районе расчет теплосодержания проводится по Экспериментальным данным, полученным СРТ ТИНРО для района с

СО 0 0

координатами: 41 - 45 СМ., 145 -150 б.б. Теплосодерз.-ание вод слоя [0-1000] А данного района колеблется от 8 до 20 ТЦх/А . Различия в распределении теплосодержания вод между центром вихрей и их периферией для циклонического и

5

антициклопических вихрей составляет 2 ГДх/а . Интенсивность удельного переноса теплосодержания в вихревых образованиях ■Курильского района высока, особенно велика на периферии двух •стыкующихся вихрей разных знаков. Максимум удельного переноса в слое [100-200] А равен 5-Ю7 Вт/А2-6-Ю7Вш/А2. В вихрях с большим наклоном оси перенос меньше, чем в вихрях с

7 Р

. вертикальным ее положением. Различие составляет 2-10 Вт/А . ' • ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Настоящая работа посвящена . исследованию структуры,динамики и энергетики вихревых образований северо-западной части Тихого океана.Различные динамические зоны ТиХого океана характеризуются пространственно-временной изменчивостью океанологических характеристик,

мегидрированием течений Соя, Курило-Камчатского, Ойяспо, Куросио, -что., создает необходимые условия для длительного существования вихрей 'различных типов. К ним относится »ращение Земли, нелинейные эффекты, горизонтальная и 'вертикальная стратификация плотности и т.д. .,

По.своим генетическим.признакам вихри разделяются на фронтальные,, обусловлеш-ше. меандрированием ' стационарных

течений, неустойчивостью фронтальных зон, вихри открытого океана, формирующиеся за счет атмосферных- явлений,, топографии дна и ряда других факторов. '

Основу исследования данной работы составили экспериментальные материалы научно-исследовательских судов ДВ ШИ, Тихоокеанского, океанологического института ДВНЦ АН СССР, японского метеорологического АгенСтва, спутниковые данные.

Район исследования охватывает фронтальную, субарктическую зоны Тихого океана, Прикамчатский, Прикурильский районы, южную часть Охотского моря.

Исследования, проведенные в рамках диссертационной работы, позволяют сделать следующие выводы и сформулировать результаты:

1. Разработана гидродинамическая модель для однородной, невязкой жидкости на бета-плоскости, описывающая динамику свободных воля Россби и позволяющая получить формулы для расчета характеристик свободных волн Россби;

2. Определены спектры колебаний температурного поля, основные внергонесущие частоты колебаний, дана оценка устойчивости колебаний температурного поля и взаимосвязи с вихревыми образованиями и свободными волнами Россби.

3. На основе синхронной обработки гидрологических и •спутниковых материалов, данных авиатермосъемки выявлены вихревые образования в основных енергоактивных зонах северо-западной Тихого океана, Курильском и Прикамчатском районах, южной части Охотского моря, в системе вод Куросио и Ойясио. , -

4. Построены траектории перемещения вихревых образований, определены основные их ' морфологические, кинематические н'энергетические характеристики.

5. Проведена классификация выявленных внхрэвых образований по регионально- физическим признакам.

6. Рассчитаны и картированы основные параметры свободных волн Россби для района системы вод Куроспо и Ойясио. ' .

: 7.Разработана модель механизма адвекции без учета процессов теплообмена воды, воздуха, и турбулентной диссипации тепловой онергии, позволившая получить формулы для расчета амплитуд горизонтальных скоростей течения в температурных волнах.

8. Изучена структура , динамика и эволюция вихревых-образований основных енергоактивных зон северо-западной части Тихого океана, Курильского, Прикамчатского районов, кизгой части Охотского моря и их энергетический уровень.

Выявленные вихри характеризуются горизонтальными масштабами порядка внутреннего радиуса Россби, вертикальными - порядка глубины океана, временными - от месяца до нескольких лет. Они обладают кинетической энергией,' •преьышэкхцей анергию окружающих течений; скоростями орбитальных движений водных частиц, которые на порядок выше скоростей их поступательного движения; и прослеживаются не только в термоклине, но и в придонных слоях.

, . По теме диссертации опубликовано 48 научны^ работ , 'основные результаты изложены в следукщих:

1. Крамарева Л.К. Анализ устойчивости крупномасштабных, волнообразныхвозмущений в океане в системе полных потоков.-

Вестник ЛГУ, 1972,J& 24, 155-161 с.

2. Крамарева Л.К. Особености волн Россби во фронтальных зонах Тихого океана Изв.ТИНРО, .1972, вып.85, /ЮЗ-ЮТ с.

3. Крамарева Л.К. Влияние (3- эффекта на меридиональную составляицуп скорости возмущенного штока. ~ Метеорология и гидрология, 1973,Й 3, 81-89 с.

4. Крамарева Л.К. Некоторые, данные о . крупномасштабном 'характере температурных волн в северо-западной части Тихого снеана и их связи с волнами- Россби;- Океанология, 1Э73,£3,801-803 с. - - "

5.Крамарева Л.К. Пространственная структура 'температурных флуктуаций. .- Метеорология -и ' гидрология,

<9'73>7,91-93 с. '

6.Крамарева Л.К.Прострянственно- временная структура и устойчивос-ть волн Россби в северо-западной части Тихого океана.- Сб. "Исследования океанологических полей Тихого и Индийского океанов 1977, 106-165 с.

7.Крамарева Л.К. К вопросу об устойчивости волн Россби.-Изв.ТШРО,. 1973,128-133 с.

8.Крамарева Л.К. Кинематические характеристики волнообразных возмущений в системе вод Куросио и их связь с волнами Россби.- Изв.ТИНРО, 1973, 136-145 с.

Э.Крамарева Л.К.Адвективный характер температурной изменчивости и оценка скоростей флуктуационного течения.-Промысловая океанография, 1973, 21-35 с.

Ю.Крамарева Л.К. Влияние скорости основного потока . и горизонтальной плотностной стратификации водных масс на динамически неустойчивые и затухающие волны Россби.-Сб." Основные черты структуры и динамики вод Тихого и Индийского океанов", 1975, "V 132-134 с.

И.Крамарева л.К. К вопросу "о скоростях течения- в нейтральной волне Россби.- Сб."Основные черты структуры и динамики вод Тихого и ' Индийского

океанов",1975, 128-132 с.

12.Крамарова д.к. Влияние синоптических условий на скорости флуктуационного течения.- Сб." Основные черты структуры м динамики вод Тихого и Индийского океанов", 1975, 125-127с. ;

13.Крамарэва Л.К. Пространственно-временная структура и устойчивость волн Россби ш северо-западной части Тихого океана.- Сб."Исследование океанологических характеристик термохалинных полей Тихого ' и Индийского океанов", 1977,160-165с.

14.Крамарева " Л.КГ ' Механизм "крупномасштабного взаимодействия колебаний температуры вода с полем атмосферного давления в северо-западной час-га Тихого океана.- Сб."Исследование гидрометеорологических параметров тропической зоны дистанционными методами", 1980,23-31 с.

15. КРАМАША Л.К. ВШШЩЕНШЕ ВОЛЫ РОССБИ КАК ФАКТОР, ОЕУСЛАШЫВАЩИЙ КОЛЕБАНИЯ ОККА НО ЛОГИЧЕСКИХ ХАРАКТЕРИСТИК В ОКЕАНЕ. - СБ. "ДИНАМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В ОКЕАНЕ И АТМОСФЕРЕ", , 1982, 23 - Ь6 с.

, 16. КРЛМРЕВА Я.К. СТРУКТУРА ДНА И ВИХРЕВОЕ ПОЛЕ СЕВЕРО-ЗАПАДНОЯ ^СТИ ТИХОГО ОКЕАНА. - СБ. "ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ AKT,iß! ИХ ОКЕАНСКИХ ОКРАИН ' 1985,32-38-0. (СОАВТОРЫ МКШМЧЕЖО D.H., ЛИПКИНЮ.С.)

17. КРАМАРЕВА Л.К.ЭВОЛЩИЯ СИНОПТИЧЕСКИХ ВИХРЕЙ ВОД КУРОСИО А о;тсиэ. - СБ." ПЕРЕХОДНЫЕ ЯВЛЕНИЯ В ОКЕАНЕ,АТМОСФЕРЕ, 1986, Zb ~ 29 с.

W.KPAilAPEBA Л.К. СТРУКТУРА И ДИНАМИКА BHXPEBLiX ОБРАЗОВАНИЙ Э'.ЙТО АКТИВНЫХ ЗОН ТИХОГО ОКЕАНА". - С.-ПЕТЕРБУРГ, ГОДРОМЕТЕОИЗД.АТ, :I99ö. 320 о.

KPrbiüPEliA ЛйДЛЖ КУЗЬХ.1 üHiA . AIÜCP^tEi'AT

'7' ■:' "о• а П'/ц-'ть it.Ca.'J!;, ';opinr üOxiX i/lo. г'ум.писч1я.

Ь.Л.1,4. Ти1?л 100. 3пк.343. ГГйюг.-to СИ-Ъ'Ю.

Vl'-Ci, fcvnjt-Jbv р^угг, Сядогяй ул.. п.21