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"

РГ о ОД

РОССИЙСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ • " До Г 2G03

ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ

На правах рукописи

КРАМАРЕВА Людмила Кузьминична

СТРУКТУРА И ДИНАМИКА ВИХРЕВЫХ ОБРАЗОВАНИЙ ЭНЕРГОА КТИВНЫХ ЗОН СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ТИХОГО ОКЕАНА

11.00.08- океанология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора географических наук

г. Санкт - Петербург 2000 г.

Работа выполнена в Тихоокеанском океанологическом институте ДВО РАН

ОФИЦИАЛЬНЫЕ ОППОНЕНТЫ:

член - корреспондент. РАН Удинцев Г. Б.

доктор географических наук Яковлев В. Н.

доктор географических наук профессор Суховей В. Ф.

ВЕДУЩЕЕ УЧЕРЕЖДЕНИЕ: Институт океанологии РАН им. П.П. Ширшова

Защита диссертации состоится «/9» CáTJUX». 2000 г. в //? &>./насов на заседании диссертационного совета Д-063.19.01 в РГГМУ, (195196 - г. Санкт-Петербург, Малоохтинский пр. 98)

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке РГГМУ Автореферат разослан « I¥» jr 2000 г.

Ученый секретарь диссер) анионного совета Д-063.19.01 д.г.н. профессор С ~1>. ч. ■■ —А. М. Догановским

с0 (¿V/. 3 Jz23¿ О

<£> 22-/- СУ

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность проблемы.

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

Вихри и волны Россби - неотъемлемая часть общей циркуляции, 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 течения.

Большой вклад в развитие теории и эксперимента по исследованию структуры и динамики вихревых образований, волн Россби сделан трудами Корта В.Г.,. Монина A.C., Тареева Б.А., Кощяякова М.Н., Федорова КН., Лаппо С.С., Иванова Ю.А., Каменковича В.М., Булгакова Н.П., Карлина Л.Н., Коротаева Г.К., Коснырева Н.В., Куфтаркова Ю.М., Козлова В.Ф., Зырянова В.Н., Блатова А. С., Фукса В. Р., Лобанова В. Б., Булатова Н. В., Дарницкого В. Б. и др., а также , зарубежных ученых - Rossby С. G., Ichive T., Fofonoff N. Р., Greenspan Н.Р., Gill A.F., Le Blond P.H., Longuet -Higgins M.S., Richardson P.L., Solomon H.A., et al.

В связи с этим настоящая работа, посвященная изучению структуры и динамики вихревых образований энергоактивных зон Тихого океана на акватории 20° - 55° с. ш., 120° - 155° в. д. на основе обработки, анализа, физической интерпретации гидрологического и спутникового материала за период 1975 - 1990 гг. является актуальной и вносит вклад в имеющиеся исследования по теории и экспериментам вихревых процессов.

Цель и задачи исследования.

Цель настоящего исследования состоит в выявлении основных динамических зон формирования вихревых образований, в исследовании их изменчивости, определении физических механизмов генерации вихрей и на базе этого разработка физической концепции формирования вихревых образований энергоакгивных зон, комплексной методики определения их параметров, оценки энерго-теплового вклада в общую энергетику Тихого океана.

Для достижения этой цели последовательно решались следующие

задачи:

И сформировать архив гидрологической и спутниковой информации за

период 1975-1990 г.г. (на технических носителях); И провести анализ комплекса пространственно-временных связей между спутниковыми, гидрологическими данными и факторами их формирующими;

И оценить внутримесячный и внутрисезониый характер колебаний температурного поля;

Н разработать и реализовать комплексную схему, включающую набор физико-статистической и математической модели для оценки устойчивости колебаний температурного поля, взаимосвязи с вихревыми образованиями и свободными волнами Россби; И выявить параметры вихревых образований на основе синхронной обработки гидрологических и спутниковых данных; ■ выработать концепцию формирования вихревых образований энергоактивных зон северо-западной части Тихого океана за период 1975 -1990 гг.

Методы исследования.

В методологическом отношении исследование изменчивости и динамики вихревых образований северо-западной части Тихого океана основывается на представлении о взаимодействии океана - атмосферы как единой термодинамической системы с комплексом прямых и обратных связей. При этом исследования проводились как в пространстве реальных величин, так и вероятных отношений. В результате реализовывались как физико-статистические, так и вероятностные методы прогнозов.

При обработке прогностической схемы постулировалось следующее положение: вихревые образования Тихоокеанского бассейна предсказуемы, что подтверждается наличием так называемых «механизмов забла-говременности» или цепочек связей между различными гидрометеорологическими процессами, одним из звеньев которой является термохалинные характеристики.

Разработка методов анализа и прогноза свелась к задачам исследования разномасштабной изменчивости вихревых образований, выявления системы гидрометеорологических параметров, определяющих эту изменчивость, анализу пространственно-временных связей.

Научная новизиа исследования.

В соответствии с поставленной целью автором самостоятельно впервые в практике исследований волн Россби, вихревых образований и их взаимосвязи в области энергоактивных зон северо-западной части Тихого океана использован системный подход к данной проблеме, рассматривающий эволюцию «жизни» вихревых образований как всей колебательной системы в целом, так и отдельных ее составляющих. На основе архива гидрологических и спутниковых данных за период 1975-1990 г.г.:

И исследуется динамика вихревых образований и волн Россби;

И определяются их кинематические, энергетические, тепловые характеристики для Прикамчатского, Прикурильского районов, южной части Охотского моря, фронтальной и субарктической зон северо-западной части Тихого океана; И строятся карты траекторий движения вихрей и скоростей их перемещения, полученные на основе обработки спутниковых данных, авиатермо-съемки, гидрологических материалов за период 1975-1990 гг.;

D проводится систематизация вихревых образований по физическим признакам и регионально-генетическая классификация; И определяются основные параметры вихрей для энергоактивных зон северо-западной части Тихого океана;

Ш дается количественная оценка энерго-теплового запаса вихрей исследуемого района и делается попытка выявить термическую реакцию океана на различные типы вихрей; 0 выводятся расчетные формулы параметров свободных волн Россби и их взаимосвязи с колебанием поля поверхностной температуры воды на основе гидродинамической модели для однородной, невязкой жидкости;

И определяются основные энергонесущие частоты колебаний температурного поля на основе спектральных характеристик; ® дается оценка устойчивости колебаний температурного поля.

Основные научные результаты, которые выносятся на защиту и получены автором впервые:

1. разработка физической концепции формирования вихревых образований энергоактивных зон Тихого океана на основе синхронной обработки гидрологических и спутниковых данных на акватории от 20° до 55° с. ш., от 120° до 155° в. д.;

2. результаты расчета и картирования основных характеристик вихрей от 20° до 55° с. ш., от 120° до 155° в. д. за период 1975 - 1990 гг.;

3. модельный подход к решению проблемы реальности волн Россби в северо-западной части Тихого океана на основе статистически представленных гидрологических материалов, оценки их устойчивости, взаимосвязи с динамикой температурного поля;

4. численный подход к решению проблемы энерго-теплового запаса вихрей северо-западной части Тихого океана и термической реакции океана на различные типы вихрей;

5. доказательство реальности волн Россби в северо-западной части Тихого океана;

6. методы расчета параметров волн Россби для фронтальной зоны Тихого океана;

7. физическая классификация выявленных вихревых образований энерго-акгивных зон северо-западной части Тихого океана.

Достоверность научных результатов базируется на :

1. натурном материале экспедиций;

2. математических расчетах и доказательствах;

3. физической интерпретации и непротиворечивости результатов существующим физическим представлениям;

4. сравнении результатов с литературными источниками.

Практическая значимость и реализация.

Северо-западная часть Тихого океана относится к высокопродуктивным районам Мирового океана, что связано с теми условиями природы, которые формируются во взаимодействиях океанических и прибрежных вод. Меацдрирование течений, струйные вторжения в межфронтальную зону, вихреобразование определяют изменчивую картину течений, термо-халинных 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 значимость работы.

Результаты, полученные в работе, имеют важное народнохозяйственное значение и могут использованы при:

1. планировании любых морских операций на Тихом океане;

2. дальнейшей разработке методов прогнозов вихревых процессов и гидрометеорологических условий;

3. создании и развитии современной системы научно-оперативного гидрометеорологического обеспечения народно-хозяйственных мероприятий на Дальневосточном регионе;

4. оценки разномасштабной климатической изменчивости вихревых образований Тихого океана;

5. прогнозе погоды и климата Дальневосточного региона, где в качестве составляющих учитывается вихревые характеристики.

Отдельные результаты исследования в настоящее время используются в практической деятельности Гидрометеослужбы, ТИНРО, СахНИПи-морнсфть, учебном процессе на геофизическом факультете ДВГУ, кафедре гидроакустики ДВПИ.

Апробация работы.

Результаты работы неоднократно докладывались на семинарах отдела динамики моря Гидрометеоцентра (Москва, 1971-1991 гг.), Института Океанологии РАН им. П.П. Ширшова (1971 -1995 гг.), Отдела Промысловой разведки Приморрыбпрома (Владивосток, 1971-1992 гг.), ААНИИ (Санкт-Петербург, 1972-1994 гг.), ТИНРО, ДВНИИ (Владивосток, 19751991 гг.), на первом, втором, третьем съездах Океанологов (Москва, 1977 г., Ялта, 1982 г., Санкт-Петербург, 1988г.), семинаре «Атмосфера - Космос», под руководством акад. Марчука Г.И. (Москва, 1978 , 1990 г.), на первой Ассамблее физических проблем (1974г.), совещании «Интеркосмос» (Ялта, 1984 г.), на втором Всесоюзном симпозиуме «Механизмы генерации турбулентности в океане» (Калининград, 1985 г.), на втором Тихоокеанском симпозиуме по морским наукам (Находка, 1988 г.), первом советско-китайском симпозиуме по океанолопш (Владивосток, 1990 г.), втором советско-китайском симпозиуме по океанолопш (Далянь, Китай, 1992 г.), втором ежегодном совещании PICES (США, 1993-1995 гг.).

Публикация результатов.

Личный вклад автора.

Основные результаты диссертации получены автором лично в процессе работы над плановыми и инициативными темами. Автором собраны, обработаны и проанализированы архивные гидрологические и спутниковые материалы периода 1975 - 1990 гг.

По материалам диссертации опубликовано 68 печатных работ. В основу настоящей диссертации взяты положения и выводы, принадлежащие непосредственно автору.

Структура работы.

Диссертация состоит из вводной части, девяти глав и заключения. Объем диссертации 340 страниц, 83 рисунка, 14 таблиц. Список литературы 245 наименования.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ.

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

ГЛАВА I. ОБЗОР ИССЛЕДОВАНИЙ СТРУКТУРЫ И ДИНАМИКИ ВОЛН РОССБИ И ВИХРЕЙ ТИХОГО

ОКЕАНА.

Введение двухсотмильной экономической зоны вынуждает рыбопромышленные организации многих стран форсировать освоение новых районов лова в открытой части океана с морфометрическими особенностями дна, способствующими формированию вихрей и меандрированию потоков. Это обстоятельство вызывает определенный интерес к природе вихрей и волн Россби, условиям их формирования и взаимосвязи с динамикой, энергетикой и теплозапасами окружающей водной среды. Обработка большого количества гидрологических наблюдений позволила составить картину общей циркуляции, 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 больших акваторий океана, позволившим океанологам выявить интенсивную синоптическую изменчивость с характерными пространственно-временными масштабами от нескольких суток до нескольких месяцев, от 10 до 300 км.

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

Главная цель 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 вихреобразова-ния и 100 работ по теоретическим. В 1980 г. число экспериментальных работ увеличилось до 700, а теоретических - до 500 [б]. Развитие спутниковых методов привлекло внимание теоретиков для решения нестационарных задач релаксации вихрей, неустойчивости фронтов, слияние рингов со струйными течениями, возникновения и эволюции вихрей и т. д.

В середине 50-х годов появилась возможность исследовать синоптическую изменчивость до глубины 3 км, благодаря появлению поплавков нейтральной плавучести.

Данные эксперимента МОДЕ позволили показать, что динамика вихревых образований хорошо описывается линейной теорией волн Россби только в восточной части района исследований Атлантического океана, а в западной части полигона динамика вихрей становится существенно нелинейной в силу их взаимодействия с западным пограничным течением Гольфстрим и топографией дна. Этот вывод позволил посмотреть на вихри, как на один го процессов, определяющих общую циркуляцию океана. Выше указанные эксперименты не дали ответа на следующие вопросы: переносят ли вихри достаточное количества тепла и энергии, чтобы повлиять на общую циркуляцию океана, где находятся критические районы взаимодействия вихрей и общей циркуляции .

Эксперимент ПОЛИМОДЕ 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 обладают нелинейной динамикой. Взаимодействуя друг с другом, они возбуждают волновые процессы и оказывают существенное влияние на крупномасштабную динамику [46]. Направление перемещения вихрей не постоянно, а зависит, с одной стороны, от локального баланса потенциальной завихренности в самом вихре, а, с другой стороны, от особенности наклона дна и /?-эффекта.

Работ, посвященных исследованию вихрей Тихого океана, мало. Исключение составляет зона субарктического фронта к востоку от о-ва Хонсю и район к югу от него. Эти районы и процессы, развивающиеся в них, включая вихреобразование, изучены значительно полнее, чем другие районы северной части Тихого океана, [122]. Во фронтальной зоне Куросио наблюдения стали выполняться Японией со средины 30-х годов.

ГЛАВА 2. ИССЛЕДОВАНИЕ СТРУКТУРЫ И ДИНАМИКИ ВОЛН РОССБИ И ВИХРЕЙ С ПОМОЩЬЮ ИСКУССТВЕННЫХ СПУТНИКОВ ЗЕМЛИ.

Изучение пространственно-временной изменчивости вихрей образований синоптического масштаба предъявляет определенные требования к размерам области эксперимента Ь, которые должны превышать характерные горизонтальные масштабы синоптических возмущений /, Ь»1. Для корректного построения «мгновенного» синоптического поля океанологических характеристик информация со всей области должна быть собрана за время I, значительно меньше характерного минимального периода возмущений Т=1-2 недели с дискретностью по пространству Д/ « /, где / - 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 их космоса, таких как, альтиметры, локаторы, радары, радиометры и т. д. В конце 60-х годов было показано, что на снимках, сделанных в ИК-видимом диапазоне с помощью соответствующих радиометров, отчетливо выделяются крупномасштабные элементы циркуляции.

В течение последнего десятилетия спутниковые методы открыли возможности глобального обзора Земли. Эти методы основывались на съемках и измерениях с советских метеорологических спутников серии "Космос", "Метеор". Первый положительный опыт в использовании спутниковой информации относится к периоду 1971-1981 гг., 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 ИК-изображениям, имеется детальное физическое представление о том, что вихри вписываются в общую циркуляцию океана. Систематический анализ ИК-снимков дает сведения о процессах вихреобразования, их фронтогене-тической роли в 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 курса, дающих одну точку положения фронта в пространстве, обнаружена сложная структура фронтальных зон.

ГЛАВА 3. ОСНОВНЫЕ ПАРАМЕТРЫ, КЛАССИФИКА-

ЦИЯ И ГЕОГРАФИЯ ВИХРЕЙ ТИХОГО ОКЕАНА.

Вихревое образование характеризуется набором тепловых, гидрологических, кинематических, динамических, энергетических параметров, определяющих их тип, структуру, механизм формирования. В связи с этим задача современных и будущих исследований состоит из методов, позволяющих выявить основные характеристики. К морфометрическим параметрам вихрей относятся горизонтальный, вертикальный размеры вихревого образования, величина максимального отклонения глубины залегания изо-поверхностей океанологических характеристик относительно невозмущенного (фонового) уровня. Часто этот параметр называют деформацией изо-поверхностей.

Из кинематических параметров важную роль играет максимальная скорость движения в вихре Уорб .

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

За период 1975-1990 гг. в районе течения Куросио, Ояйсио и субарктического фронта проведено свыше 400 тыс. экспериментальных гидрологических наблюдений, обработка которых позволила выявить вихри с температурными перепадами 3-5°С, градиентами 0,3-0,8 С/км и скоростями

0.5.1,5 км/сут.

Выявленные вихревые образования энергоактивных зон Тихого океана можно разделить на 5 типов:

1. фронтальные;

2. топогенные;

3. фрикционные;

4. синоптические вихревые волны (типа волн Россби);

5. вихри, индуцированные прямыми атмосферными воздействиями.

ГЛАВА 4. ФИЗИКА ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ОКЕАНСКИХ

ВИХРЕЙ И СВОБОДНЫХ ВОЛН РОССБИ.

Физическими механизмами генерации океанских вихрей являются баротропная и бароклинная неустойчивость течений, рельеф дна, атмосферное воздействие. Неустойчивость крупномасштабных течений порождает вихревые возмущения, энергия которых заимствуется из запаса доступной потенциальной энергии течений. Рассматривая зональное течение в канале 0 < у < Ьй постоянной глубины:

и = й(у,г),у = 0,^ = 0 (1)

Р* = Р{у,г\А (2)

изучим его устойчивость с помощью уравнения для энергии возмущений зонального течения вида:

а

м2+и2, / и

2 /„Л 2

+-

у

<1усЬ

■я(-

\ди

Ф

ё

*л

-Гр'

(3)

с!у(к

где р^- средняя плотность, и', V' - возмущения зональной и меридиональной скоростей течения, g - ускорение силы тяжести, N - частота Вяйсяля-

ди др Брента,--невозмущенный градиент зональной скорости, — - градиент

ду ду

плотности.

Из уравнения (3) видно, что в случае произвольного зонального течения существует два источника энергии возмущений [41]:

ди

1. при — Ф 0 - баротропный;

др

2. при — Ф 0 - бароклинный.

Если зональное течение неустойчиво, а возмущения нарастают с течением времени, то уравнение для кинетической энергии возмущений может быть представлено в виде:

д „ («') + И / _

я , _ч 2 ду

(др

и должны быть положительно, то есть в среднем величины р'м>' —

V Ф;

р'м'' должны быть отрицательными. Возмущения плотности в данном слу-

др

чае создаются перемещением частиц. Если — >0, р V , то частицы смещаются вверх (у/ у 0), (они оказываются легче окружающей среды) (р' -< О], а при смещении вниз (V -< 0) - тяжелее окружающей среды (/>'>- О). Далее при смещении на север (у' >- 0) частица должна оказаться легче окружающей среды {р' < 0), а при смещении на юг (у'чО), тяжелее окружающей среды (/У >- 0). Таким образом, при нарастании возмущений,

наблюдается развитие процесса неустойчивости, более тяжелые частицы должны перемещаться к югу и одновременно опускаться, а более легкие частицы должны перемещаться к северу и подниматься. Такие перемещения создают тенденцию к уменьшению запаса доступной потенциальной энергии зонального течения.

Топографические волны Россби возникают лишь при наличии рельефа дна, что характерно и для топографических вихрей. Предполагая, что вдали от возвышенности создается равномерное течение со скрростью ио и при начальной стадии движения каждая частица сохраняет первоначальное значение квазигеострофического потенциального вихря ч>'. Пренебрегая бета -эффектом и считая Н=Сош1 имеем с учетом уравнения квазистатики соотношения вида:

1 ф' 1 др' \ др'

и =--=-= — 5*1 (5)

/р0 # /Р0 & г&

& ' др' V

Ф^Фу-—у^т (6)

рУ &

где фу =

(/роу1ьр'

относительная завихренность.

У частиц, поднимающихся на возвышенность, величина фл должна

уменьшаться из-за подъема холодных вод и вызванного этим увеличения -

д~р

—; аналогично у частиц, спускающихся с возвышенности величина фл

й

должна увеличиваться. В результате над возвышенностью должен образовываться антициклонический (холодный) вихрь, а за возвышенностью вниз по потоку - циклонический (теплый) вихрь. Антициклонический вихрь всегда остается «привязанным» к подводной возвышенности; циклонический вихрь в зависимости от скорости набегающего потока и0 и интенсивности обоих вихрей может удерживаться антициклоническим вихрем вблизи возвышенности или сносится вниз по потоку.

Генерация вихрей под воздействием атмосферы складывается из трех факторов: касательного напряжения ветра, атмосферного давления и потока плавучести на границе океан-атмосфера, связанного с процессами испарения и выпадения осадков, поглощения излучения, изменения уровня в процессе влагообмена с атмосферой.

Меру относительной роли волн Россби в генерации плотноупако-ванных вихрей с узкополосным спектром можно оценить с помощью уравнения, описывающего океанскую турбулентность: б(чф) | с{ф,уф) = г

л 9 Г* д

г}= А +--1---

& дг2 дг.

(7)

С \ дф (вф\

где и - --

1 ду) и/

, Б - величина, описывающая источники и стоки

Д - оператор Лапласа.

Если ввести типичную скорость жидкости С/(я) при волновом чис-

1

ле к с помощью соотношения —

21-

турбулентностью и волнами Россби при волновом числе Я будет иметь ме-

и (Я) - Ш(Н), то на границе между

сто соотношение и( X )=С] (Л) или ся граничный спектр:

2 Я

, откуда получает-

E(i{?) = q/Г/Г

2 -,-5

(8)

где Cj = - .

Условию: £(Я) > Ер(Х)- отвечает турбулентность, условию Ер(Х) - волны Россби. Граничный спектр насыщен, так как частота волн

Россби: а =

РК

быстро возрастает при увеличении их длин

1л

Г ^

Использование в энергонесущем интервале масштабов автомодельного спектра Бэчелора:

1

E(l,t) = E2tF

I ^ E2At

(9)

где Е = |у - суммарная кинетическая энергия, позволило получить уравнение для волнового числа на границе между турбулентностью и волнами Россби:

¿>А 1

--= UJ

а л

(10)

где J= const.

Таким образом, доминирующее волновое число Я и частота колебаний со средним по энергии волновым числом Л^, равная (сг^ ~ U Л^)

1-1

убывают за время порядка

1

Щи) 2

При этом волновое число Л^ дос-

тигает значения Лр, при котором вихри преобразуются в волны Россби, Л1 начинает убывать, благодаря слабым взаимодействиям между волнами Россби.

При появлении волн Россби с частотой а = -¡}ЛхЛ , возникает тенденция к движению неоднородностей поля ф на запад и росту их меридиональных волновых чисел Л . В результате вихри вытягиваются вдоль

кругов широты, соорганизовываясь в зональные течения.

/

Численные эксперименты показывают, что длинные барокдинные

волны Россби неустойчивы и быстро распадаются на вихри с

размерами порядка Ь^ , которые потом эволюционируют. При отражении волн Россби от западных берегов океана крупномасштабные движения преобразуются в мелкомасштабные, а так как вихри с малым пространственным масштабом движутся мед леннее, то в результате энергия у восточных берегов рассеивается, а у западных - накапливается. Обтекание неровностей дна приводит к рассеиванию волн Россби и генерации мелкомасштабных топографических вихрей. Если же неровности дна крупнее, чем начальные вихри, то они усиливают бета-эффект.

Отсутствие стационарного состояния для изолированных вихрей и ограничения на их скорость перемещения, связанны с излучением волн Россби вихрями, которые имеют нулевую частоту в системе координат, движущейся вместе с вихрем. Генерацию волн Россби в данном случае можно трактовать как передачу энергии от волн вихрям.

Выполненный анализ показывает, что интенсивные вихри на бета плоскости могут взаимодействовать с волнами Россби. Влияние на вихрь волн Россби проявляется через индуцируемое вокруг вихря поля скорости. При малой амплитуде волны происходит векторное суммирование собственной скорости вихря и скорости течения. В окрестностях критической широты частота волны Россби в системе координат, движущейся с вихрем, близка к нулю и вихрь начинает обмениваться энергией с волной. Изменение потока энергии, излучаемое вихрем, осуществляется за счет интерференции падающей плоской волны Россби и волн, генерируемых вихрем.

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

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 [167].

Исследование колебаний тонкого слоя однородной жидкости на вращающейся сфере восходит к классическим трудам Лапласа на основе которых Хаф [167], указал на два 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 1939 г. [216], который введя понятие плоскости, указал на следующие их особенности: а) западное направление распространения, б) обратную зависимость между фазовой скоростью и длиной волны. Впоследствии, эти волны получили название волн Россби в честь Россби К.Г.

Исследования волн Россби проводилось обычно в условиях однородной или двухслойной жидкости.

Большое значение уделяется динамики волн Россби в экваториальных районах с учетом нестационарной системы ветра, вертикальной стратификации и морфометрических границ бассейна [156,161,171]. Особое значение продавалось исследованию устойчивости волн Россби и их роли в циркуляции вод [153-155,238].

Проблеме деформации, отражения и взаимодействия волн Россби с препятствиями посвящены работы А. Гилла, М. Лонге-Хиггинса, Р. Нилле-ра [161, 193,204].

Гидрологическая модель, на основании которой К.Г. Россби [216] показал возможность существования стационарных колебаний, обусловленных влиянием источников завихрения, основана на следующей системе уравнений:

(1)

их+Уу= о (2)

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

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

с=-рг2 (3)

т.е. волна движется на запад. Это можно объяснить следующим: если представить, что переменный параметр Кориолиса /, 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 [214].

Возникающие при этом фазовые скорости волн имеют только западное направление.

Свободные волны Россби относятся к числу тех крупномасштабных волновых процессов, действующих на воды океана, в которых заключена 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 стратифицированной.по плотности.

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

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

При постановке данной теоретической задачи были 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 ¡} - плоскости; то есть ¡3 - /' = const, постоянство (3 оправдано для океана, расположенного на средних широтах;

в) в уравнении движения и неразрывности пренебрегается вертикальной составляющей скорости течения, а горизонтальные составляющие скорости не зависят от вертикальной координаты;

г) пренебрегается турбулентным обменом и внутренним трением;

д) учет горизонтальной плотностной стратификации проводится путем отказа от приближения Буссинеска. Тогда система уравнений движения примет вид:

ч—1,

и(+иих+ту-/у=-(р) Рх

их+уу = О

(4)

(5)

(6)

Используя метод малых возмущений и полагая, что основное стационарное состояние системы (1-3) удовлетворяет геострофическим соотношениям и уравнению непрерывности, а меридиональная составляющая скорости невозмущенного потока и и горизонтальные градиенты скорости

их иу^ равны нулю, т.е.

/V = ~{р) 1/>;,/« = -(/?) 1Р'у,и = 0,их+уу = 0,

запишем (1) - (3) в виде:

и<+т'х-р<=-{Ру1Р'х

У

и'х+Уу= О

(7)

(8) (9)

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

ч—1,

-/рЛ

у

(10)

- уравнение зональной составляющей скорости течения возмущенного потока;

—1,

(Р)

у.

+

1

Ар)

(П)

- уравнение для меридиональной составляющей скорости течения возмущенного потока;

рххуу1 + °2рхха + С2РЫ + САРуу1 + °5Рхх <12>

- уравнение для определения гидродинамического давления,

где <31 - (р)

с2=-/{7Г)\рУ3

,2,-4-2

^З^Ы й

. 3 - /-3(тг?<ъг3 - 2

у;

Решение уравнения (12) проводится при граничных и начальных условиях вида:

3Й-3-/3(^)3Й-3-/М^)2Й"

(13)

(14)

Л, = 0 = 0 (15)

РЛ = 0=ФМ (16>

Таким образом, сформулированная задача сводится к определению возмущений гидродинамического давления с помощью уравнения (12), краевых условий (13-16).

Полагая /?=соихг, решение уравнения для гидродинамического давления проводим методом Фурье. Представим Р(х,уА) в виде:

Р(х,у,1)~Х(х)Г(У)Щ (17)

Проводя ряд преобразований, получим уравнения для расчета коэффициента неустойчивости волн Россби у , частоты колебаний сг, волновых чисел Я,1, длин волн Россби Ь и фазовых скоростей С:

1/ /2

<7 ■

X-

2р2Я 2-/2е2+/Г£2/{ру) ^

<гЧ

/ =

¡1+М \а2

а1 = 2М2(р)2(рх) 2 а2^2иГ + 2/р(р)2(р~ху2

£ = чру

Ь = 2л-

2/3

с2 +

-1Г1

/V +РГ({ру) +{а1+м1)а2

(19)

(20)

(21) (22)

(23)

(24)

(25)

- 1/

(26)

С = 2ка

2р

-II"1

а2 +р2£2 + +(«! + и2)сс,

-1 2

-У*

(27)

Используя метод характеристик, рассмотрим решение дифференциального уравнения:

где = 00*2 -ДрГ1^' =

с граничными и начальными условиями вида:

И, = 0 = 0,vt = F(x,y) (30)

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

J

V{x,yj) = 8{x,y){f)sinft + {f) ji9(x,_v,f)sin/(/-r)dz (31)

0

и зональной составляющей скорости течения:

t

U(x, y,t) = \ V (х, у, t)dx + const (32)

0

Сложное в вычислительном отношении выражение (31), можно упростить, если учесть, что &{x,y,t) изменяется с характерной частотой сг «f, тогда V(x,y,t) примет вид:

V(x,y,t) = /'(г, v)(/)-1 sin// + yj){f)~l + m + )(/) cos ft = Vl+V2+V3

Таким образом, меридиональная составляющая скорости флуктуа-ционного спектра течений представляет собой суперпозицию слагаемых, из которых: V] - горизонтальная скорость инерционного течения, V2 - горизонтальная скорость инерционного течения, модулированного по амплитуде функцией г9(х, y,t) , V3 -горизонтальная скорость в свободной волне Росс-

би. В дальнейшем выражение «меридиональная составляющая» будет опускаться.

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

У3 = -&(х,у,{)(/)~1 =О02[(р)-1Рх I/)"1 -{р)~1Рх (34)

где = ирх (/?) ^ - иск - Ж, Р = В2 ехр(- ^¡п ог|со5 ¿„*|со5,

где £Ь ~const.

уг - коэффициент затухания или возрастания волн Россби.

При уг>0 по уравнению (34) определяется горизонтальная скорость течения в затухающей волне Россби.

При уг <0 по уравнению (34) определяется скорость течения в динамически неустойчивой волне Россби.

При уг =0 - скорость течения в нейтральной волне Россби, узлы которой расположены в точках:

При уг =0, скорости невозмущенного потока и =0, безграничном в

меридиональном направлении океана, т.е. Ъ —» оо, то выражение (34) приводится к виду:

У3 = =Л^тап1,п1^т\х <36)

/—\—1

А1 = °2п\^р)

(37)

"1 =

2 ¿(о-КГ2*2)-/?-1*2^)-1®

ал

(38)

Настоящее исследование проводится на примере дисперсионных соотношений (18) и (19): для модели океана со следующими параметрами:

/ЧО-Ъ,/? = 2.10 12 см/с, и =50 см/с, ¿7 = 10-40 Л/>х =10 г/см4,

ру = 10-1012 г/см4, Я = 10~5 -10~8 см"1, / = Ю-5 -МО-8 см1.

При у =0 свободные волны Россби являются нейтральными, при этом дисперсионное соотношение (19) сводится к виду:

1

-5 -

-10

Л-13,

а =

грг1 1~/

2 2

Е

(39)

В случае с = ±(^10 3 ^ 10 ^ общий вид уравнения (39) соответствует частотам свободных волн Россби с длинами от 103 до 105 км. В этом диапазоне 8 свободные волны Россби деформируются полем плотности. С уменьшением е от ± 10"5 и ниже деформация значительно ослабевает.

В случае 5 =0 частота свободных волн Россби равна:

-1

(40)

В случае е -»оо, т.е. Ру -> 0 , частота <т -»оо, 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 Рх,{£ =0);

-2 (1\-2~

б) выполнения условия:

СГ-Ю"

и/Г1.

Рассмотрим динамически неустойчивые, (у <0), и затухающие, (у >0), волны Россби.

При £= ±^10-И0 ^ и и =0, т.е. при отсутствии невозмущенного

потока, характер плотностной стратификации водных масс оказывает влияние на соотношение между периодами Т и длинами Ь волн. Начиная с соотношения е +10-6 и ниже, влияние поля плотности ослабевает, а устойчивость волн Россби значительно возрастает.

При наличии невозмущенного потока, т.е. иФ 0, в диапазоне

е - ±^10^ + 10 ^ происходит деформация волн Россби полями невозмущенного потока и плотности. С уменьшением г от ±10 до

±10"6 деформация значительно ослабевает.

Анализ зависимости коэффициента затухания (возрастания) ут „от горизонтальных градиентов плотности показывает, что в области

положительных е волны Россби затухают, а в области отрицательных -динамически неустойчивые. Аналитическое выражение критерия неустойчивости при наличии невозмущенного потока и имеет вид:

е{(л2-12У[й(лу

■2,2

>1 (41)

ГЛАВА 6. ИССЛЕДОВАНИЕ СТРУКТУРЫ. ДИНАМИКИ СВОБОДНЫХ ВОЛН РОССБИ И ВИХРЕЙ ВО ФРОНТАЛЬНОЙ ЗОНЕ СЁВЕРО-ЗАНАДНОЙ ЧАСТИ ТИХОГО ОКЕАНА.

Фронтальная зона северо-западной части Тихого океана (37° 41° с. ш.)_разделяется на северную и южную с ответвлением фронта в северо-западном направлении. Между фронтальными разделами лежит область

смешения вод, известная под названием субарктического фронта. Эта область активна в динамическом и энергетическом отношении. Происходящие здесь процессы трансфронгального обмена выражаются в меандриро-вании течений Куросио, Ойясио, Курильского, Субарктического и в формировании различного масштаба вихревых образований.

Для исследования изменчивости поля температуры в районе с координатами: 25°-41° с. ш., 120°-150° в. д. были использованы факсимильные карты, на которых через 5° Фаренгейта (2.8°) 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.

Спектры колебаний температуры воды рассчитывались во всех пунктах исследуемой акватории, разделялись по группам и усреднялись независимо от уровня энергии. Исследование внутрисезонной изменчивости данного района, выделение энергонесущих зон спектра, анализ связи с атмосферным давлением позволили считать одной из причин колебания температурного поля долгопериодные волны Россби. Подробное исследование частотных спектров, пространственной структуры, устойчивости выявленных колебаний проводилось для района фронтальной зоны с границами с. ш., 120°-160° в. д. Спектры температурных колебаний на поверхности отличались как по количеству энергонесущих зон, так и по их интенсивности и ширине. Для данного района характерно цадичие месячных, полумесячных, десяти- и семисугочных колебаний.

Анализ распределения амплитуд флуктуации температуры воды с месячным периодом позволил отметить следующее:

1. область значительных амплитуд проходит вдоль восточного побережья Японских островов с увеличением в сторону берегов от 0.4° - 0.5°С до 0.7° - 0.8°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, Восточно-Китайском море.

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

1. наиболее выражены они в районе поворота основной 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 амплитуды 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 амплитуды достигают

0.5.-0.6°С на юге и юго-востоке. Результаты исследований дают право считать, что температурные возмущения на энергонесущих частотах имеют 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 теплопроводимости. Если не принимать во внимание процессы теплообмена воды, воздуха и турбулентную дисспацию тепловой энергии, т.е. считать температуру воды некоторым ее консервативным свойством, то уравнение «неразрывности теплового состава» может быть записано в виде:

Т; + уТх+уТу+™Т2=0 (1)

Пусть Т=Т0 + Т' ,где 7° - среднее равновесное поле, невозмущенное периодической адвекцией, Т - флуктуационное поле температур. Тогда уравнение (1) примет вид:

(г0, +г;)+и(г0х+г )+г{т0у +г)^(тог +г)=о (2)

где и,у,м>- компоненты скорости течения. Предположим, что

1. Тог0, т.е. скорость изменения равновесного поля температуры воды принимается малой по сравнению со скоростью изменения поля температуры воды под влиянием флуктуации;

Т » Т'у > Т » Т , т.е. горизонтальные градиенты в равновесном поле

(/А Л- (/у V

температур больше горизонтальных возмущений; 3. Т'2 = = 0 , т.е. предполагается наличие гомотермии в поверхностном

слое воды.

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

»=-т;/тох О)

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

V = -Т!/Т (4)

Ч оу

амплитуда меридиональной составляющей горизонтальной скорости течения в температурных волнах.

Учитывая соотношения (3) и (4), запишем выражение для амплитуды горизонтальной скорости течения в температурных волнах:

(^О.г) +(7оу

А =У =Т'

(5)

Расчет амплитуд горизонтальных скоростей течения в температурных волнах для летнего и зимнего сезонов проводится по формуле (5).

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

А( = 02«1тг(р)-1 (6)

аЪ

где О = П Ф(х, у)Х(х)¥(у)с1хс1у (7)

00

=[2)82(о--2 + /-2е2)-)9Г-1г2(р^)"1]>^вяг-1 (8)

где Ф(х,у) - интервал вероятности, - мода волны, /- параметр Кориолиса, ¡}- параметр Россби, р - средняя плотность воды, Ру - меридиональный

градиент плотности, рх - зональный градиент плотности, у - коэффициент затухания, е = рх • Ру , а - ширина исследуемого района, 7Г =3.14, И - постоянный коэффициент.

Для вычисления коэффициента О были заданы начальные условия для гидродинамического давления Р вида

РмгО (9)

Р^-о=Ф(х, у) (Ю)

Сопоставление теоретических и экспериментальных результатов щщолидо определить одинаковый порядок Аэ иЛ, , подобное расположе-

ние изолиний в центральной части района Куросио, субтропической конвергенции в летний период, а в зимний - в зоне смешения вод, северовосточной ветви Куросио и Ойясио, зоне субтропической конвергенции.

Для выяснения вопроса о волновом происхождении колебаний поля температуры воды на поверхности океана использован взаимоспектральный анализ колебаний температуры воды с тестовым рядом, в котором корегенность на энергонесущей частоте - показатель близости колебания данной частоты к гармоническому, т.е. характеризует устойчивость процесса.

Тестовый ряд представляет собой набор гармоник с частотами, отличающимися дискретностью спектра (Аа"=0.5рад/сут), но имеющими равные амплитуды и нулевые начальные фазы.

Величины когерентности, нанесенные на карты, позволили выделить области наименьшей и наибольшей устойчивости процесса.

В настоящей работе рассматриваются только периоды колебаний, соответствующие энергонесущим частотам: 0.21 рад/сут, 042 рад/сут, 0.63 рад/сут, 0.90 рад/сут, т.е. 30, 15, 10 ,7 суток.

Для энергонесущей частоты 0.21 рад/сут, 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 зоне 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 прослеживается в центральной части исследуемого района, области субтропической конвергенции, северо-восточной ветви Куросио.

При интерпретации результатов использовались составляющие взаимного спектра, на основе которых строились карты изофаз колебаний поверхностных температур для основных энергонесущих частот 0.21 рад/сут, 0.42 рад/сут, 0.63 рад/сут, 0.90 рад/сут относительно начальной фаз "теста" с учетом устойчивости процесса.

Анализ карт осуществлялся для областей с повышенной и высокой устойчивостью процесса, преобладающим зональным направлением температурных волн.

Исследование показало, что зональное направление температурных волн с периодами колебания 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 и фазовых скоростей температурных волн по каргам изофаз. При расчете во внимание принимались устойчивость процесса в данном районе и западное направление волн. Фаза температурной волны

была рассчитана из сравнения реального процесса с тестовым, в котором за начало отчета условно принята нулевая фаза тестового колебания. Фазовые скорости температурных волн были рассчитаны на различных участках изолиний, как расстояние между линиями изофаз в километрах, деленное на величину разности фаз в сутках. Длина волны - как произведение скорости волны на период.

Проведенное исследование на основе сопоставления и выявления подобия в численных значениях динамических и кинематических характеристик температурных и волн Россби позволило сделать вывод о том, что волны Россби формируются в виде сложной системы прогрессивно-стоячих колебаний.

ГЛАВА 7. СТРУКТУРА И ДИНАМИКА ВИХРЕВЫХ ОБРАЗОВАНИЙ СУБАРКТИЧЕСКОЙ ЗОНЫ ТИХОГО ОКЕАНА И ПРИКАМЧАТСКОГО РАЙОНА.

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

Исследуемый район отличается сложной динамической структурой и неравномерностью поля ветра. Наличие положительных аномалий в холодном промежуточном и поверхностном слоях связано с усилением тепла Ку-рило-Камчатского течения, ширина которого меняется от 100 до 300 м, а максимальные скорости равны 25 см/с. Ось течения сильно меандрирует. 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 за период 1975-1990 гг.

Как пример, рассмотрим динамику и структуру вихревых образований открытой части Тихого океана субарктической зоны на основе обработки спутникового и гидрологического материалов августа-октября 1981 г. НЙС «Проф. Богоров».

В период первой съемки выявлены циклонические вихревые образования, которые прослеживались в слое 0-300 м с максимальным диаметром 100-200 км на горизонте 100-200 м. В период второй съемки максимум диаметров ядер на поверхности составил 160-180 км, на горизонте 100 м произошло их деление. На глубине 200 м произошло слияние.

По экспериментальным материалам НИС «Акад. Лаврентьев», полученным в результате гидрологических съемок побережья Камчатки, от мыса Лопатка до Кроноцкого полуострова, были обнаружены ангициклони-ческие вихри с диаметрами 80-120 км. В вихрях, наблюдаемых в Кроноц-ком заливе, толщина промежуточного слоя в их центрах достигала 260-300 км, скорость течения менялась от 6.4 до 15.2 см/с. В вихрях Авачинского залива, перепад температур между центром и периферией вихря составляет 1°С, толщина холодного слоя в центре вихрей составляет 280-300 км. Скорость течения на поверхности менялась от 8.4 до 18.4 см/с, а на глубине 500 м - от 5 до 10 см/с. В вихрях, прослеживающихся в слое 100-500 м, скорость течения менялась от 16.4 до 36.6 см/с на поверхности и от 9 до 20 см/с - на 500 м. Максимальная толщина холодного промежуточного слоя наблюдалась в зоне материкового склона центральной части Авачинского, Кроноцкого заливов и составляет 270-310 м.

Приведенное исследование позволило рассмотреть динамику выявленных вихревых образований, движение которых криволинейно, направление перемещения север, северо-восток. С глубиной наблюдается смещение их центров по вертикали на 300-400 м. В вертикальном плане они представляют собой закрученные по часовой стрелке цилиндры с диаметром различной величины в зависимости от глубины.

ГЛАВА 8. СТРУКТУРА И ДИНАМИКА ВИХРЕВЫХ ОБРАЗОВАНИЙ КУРИЛЬСКОГО РАЙОНА И ЮЖНОЙ ЧАСТИ ОХОТСКОГО МОРЯ.

Гидрологическая характеристика вод исследуемого района обусловлена режимом течений Соя, Курильского, Восточно-Сахалинского. Значительная часть Курильского течения проходит над глубоководными желобами глубиной 7500-8000 м.

Структура вод южной части Охотского моря находится под влиянием потоков течений Восточно-Сахалинского и Соя, ширина которого 122 м, средняя скорость - 24 см/с. Исследуемый район уникален в гидрологическом отношении, что находит отражение в разнообразии различных форм волновых процессов с различивши временными и пространственными масштабами. Взаимодействие течений Восточно-Сахалинского и Соя, нестационарный обмен через Курильские проливы приводит к взаимодействию вод различного происхождения. Исследование акустическими методами показало, что эта область представляет собой локализованный объем вод, отличающийся от окружающих более высокими градиентами температуры и солености. Курильский район принадлежит к областям с повышен-

ной интенсивностью вихревых процессов, которые обусловлены нестабильностью Курильского течения, вызванной адвекцией термохалинных неод-нородносгей в поле среднего и флуктуирующего течения; взаимодействием течения с рельефом дна; боковой конвекцией водных масс. Толщина подповерхностного слоя меняется от 100-150 м до 400-500 м, а поверхностного однородного от 5 до 50 м, что приводит к значительным пространственным неоднородностям поля температуры и солености. В пределах шельфовой зоны и материкового склона у о-вов Симушир, Парамушир, Итуруп, Уруп обнаружено большое число термохалинных неоднородностей. Анализ спутниковых и судовых данных позволил выявить вихревые образования с циклоническим и антициклоническим вращением, вертикальная структура которых изобилует наибольшим числом неоднородностей интрузионного происхождения в слое от поверхности до 800 м. Пространственно-временная изменчивость верхнего слоя вихревых образований Курильского района высока. К факторам, определяющим эту изменчивость, относится адвекция термохалинных неоднородностей в поле среднего флуктуирующего течения; горизонтальная турбулентность, связанная со взаимодействием основного потока с рельефом дна.

В основу исследований динамики и структуры вод Курильского района положены гидрологические данные пятнадцатилетнего периода. Анализ результатов показывает, что течение в данном районе имеет юго-западное направление в диапазоне глубин 25-125 м, средние скорости которых меняются от 10 до 60 см/с. 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. В слое 100-200 м вертикальные перепады скорости течений составляют 20 см/с, а максимальные - 83 см/с в слое 75-100 м. В центральной части Курильской гряды вихревые образования имеют циклошиеское вращение, что легко прослеживается в распределении термохалинных характеристик и их вертикальных профилей.

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

В районе о-вов Парамушир, Симушир и Итуруп наблюдается трансформация профилей Т-Б, обусловленных выклиниванием холодного и теплого слоев по мере приближения гидрологических станций к берегу. Максимум скорости достигает 80 см/с, а направление потока юго-западное (190-220°). Распространение структур инверсионного типа доходит до больших глубин. Высокая степень пространственно-временной изменчивости термохалинных характеристик обусловлена взаимодействием Тихооке-

анских и Охотоморских вод, нестабильностью Курильского течения, его взаимодействием с рельефом дна, боковой конвекцией и перемешиванием водных масс. Спиралевидная структура вихрей четко прослеживается в верхнем 100-1500 метровом слое.

Антициклонические вихри рассмотренных районов, как правило, квазистационарны, а циклонические - движутся в северном, северовосточном восточном направлениях.

На примере Курильского района подробно рассматривается эволюция, структура и динамика циклонических и антициклонических вихрей.

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.

Эксперимент проводился с мая по октябрь 1980 г. в диапазоне глубин 0-300 м. Анализ результатов показывает, что при сохранении общей конфигурации выявленные вихри перемещаются в северном, северовосточном направлениях.

Куполообразная форма вихрей обусловливает 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.

В районе о-вов Уруп и Симушир отмечается смещение вихрей на 60-90 миль к северу, северо-западу. Скорости их перемещения - 7 см/с, а диаметр 200-300 км. Перепады температуры между центром и периферией вихрей составляют 3-5°С в случае циклонического вращения и 4-5°С - антициклонического . Ширина полос спирали составляет 3-5 км. Ангицикло-нические вихри остались практически квазистационарными.

В основу исследования структуры и динамики вихревых образований южной части Охотского моря положены гидрологические материалы и спутниковые данные, полученные синхронно в марте-октябре 1980 и 1984 гг. Анализ результатов позволил определить перемещение центров ядер , скорости перемещения вихрей, которые равны 2-4 см/с для 1980 г., 3-5 см/с для 1984 г. Проводя сопоставления можно видеть, что в движении частиц воды выявленных вихревых образований в 1980 и 1984 гг. 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 стрелке в форме колец с диаметром 100-350 км, шириной теплых и холодных колец

2-5 км, температурными перепадами 3-5°С. Процесс формирования спирали - результат взаимодействия теплых вод Соя со встречными водами Курильского течения и Ойясио. Скорости орбитального движения частиц воды в вихрях равны 2-5 см/с.

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

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

Синоптические вихревые образования представляют 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 [98]. Пренебрегая теплопроводностью, диффузией, молекулярным трением в океане, рассмотрим превращение механической энергии, равной сумме потенциальной и кинетической. Кинетическая энергия представляет собой половину интеграла по объему океана от квадрата модуля скорости течения на климатическую норму плотности морской воды. Потенциальная энергия климатического фона может быть разбита на недоступную потенциальную энергию или просто потенциальную и доступную потенциальную энергию (ДПЭ), которая представляет аналог внутренней потенциальной энергии механической системы [18].

Потенциальная энергия океана определяется из вариационной задачи об условном минимуме энергии, который в предположении адиаба-тичности процесса достигается в состоянии устойчивой стратификации плотности горизонтальными изопикническими поверхностями и постоянным давлением на каадой поверхности. Доступная потенциальная энергия (ДПЭ) есть превышение потенциальной энергии реального океана, связанное с существованием градиентов плотности, наклонов гоопикнических поверхностей.

Вихревая энергия, формирующаяся в зонах интенсивных течений, распространяется по всему Мировому океану, а в открытых районах океана, где отношение кинетической энергии вихревого движения Кэвихр к кинетической энергии среднего движения КЭср. равно, приблизительно, едини-

КЭ еихр.

це, т.е. -= 1, весь океанический режим определяется вихревои

КЭ ср.

компонентной, [250].

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

Понятие доступной потенциальной энергии введено Лоренцом [18] для описания энергетического цикла движущейся стратифицированной жидкости. За счет ДПЭ происходит генерация синоптических вихрей. По оценкам Монина, Вулис [18], ДПЭ реального океана равна 700 Дж/м3, что примерно на порядок больше кинетической энергии вихрей и на два порядка превышает кинетическую энергию крупномасштабных циркуляции. Накопление ДПЭ в океане может происходить за счет действия ветра, приводящего к наклонам изопикнических поверхностей [116].

Предположим, что ДПЭ главного термоклина реализуется непрерывными порциями, например в виде волн Россби малой амплитуды, излучаемыми из района неустойчивости. Что касается 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 несжимаемости морской воды плотность ДПЭ на единицу поверхности океанической области площадью Б можно записать в

1 0

виде: ДПЭ = -\dS\gzip-р )<Ь (1)

И

где ё - ускорение силы тяжести, р = р(х,у,г) - истинное распределение

4с

плотности в рассматриваемой области площадью Б, р - распределение плотности с минимальной ПЭ.

Рассмотрим вертикальную структуру океана и выделим в ней характерные области: квазиоднородный слой, имеющий 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 ниже деятельного слоя океана до глубин порядка одного километра занята главным океаническим термоклином. 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 термоклина на формуле [44]:

ДПЭ = ё[рш - (/70)((/?)/2][Л(р0)(г-Л)/2]Ф +

Рк 2 1 (2)

+ Е \ [(2') 11\(1р = Щл-112+Т1ъ

РИ+1

/х - I 1 1 1

где й'= (А - /0,(Ро)'=(А) ->°0)>Я0 = Л I Л)Ф>20 = ^ I > Ри "

плотность в аббисали [44].

Уравнение (2) выведено в предположении: а) плотность в однородном слое /?о считается независимой от глубины А, б) сезонный термоклин

модулируется поверхностью разрыва, в) область для которой проводятся оценки имеет меридиональный размер 21 и плотность воды не зависит от зональной координаты, г) все физические параметры являются монотонными функциями.

Рассмотрим физический смысл уравнения (2), в котором П) представляет собой доступную потенциальную энергию на единицу поверхности океана, связанную с горизонтальной неоднородностью поля плотности воды в верхнем квазиизотермическом слое.

П2 может быть интерпретировано, как ДПЭ, сосредоточенная в сезонном термоклине, который модулируется поверхностью раздела, П3 -как ДПЭ главного океанического термоклина на единицу поверхности океана.

Проводя количественную оценку ДПЭ и считая, что плотность р^

и глубина однородного слоя И, является линейными функциями меридиональной координаты [44], получим формулы, описывающие распределение плотности ДПЭ на единицу поверхности океана в верхнем квазиоднородном слое, в сезонном и главном океаническом термоклине, в виде:

П1=^3/ст][(Й)2/2-/Й//-Г2/5] . (3)

П2=*Ь + 0-йр'2/6

П3=8

Рк-РЬ + 1Ь212'^Р7{1+/32121ЪС2

(4)

(5)

Используя экспериментальные данные и принимая численные значения параметров: /=108см, Ь=2х104см, /?=1.5х10~3г/см, (р^ - )=

2х10 3 г/см3, /?=2х10"13см"1 с1, §=103см/с2, С=2х10~9с"1, проведем расчет ДПЭ на единицу поверхности океана для фронтальной зоны Тихого океана.

Анализ полученных выше результатов позволил выявить максимальные значения исследуемых величин. В поле плотности ДПЭ фронтальной зоны северо-западной части Тихого океана хорошо прослеживаются вихревые образования с циклоническим и антициклоническим вращением, в которых максимальные значения по абсолютной величине поверхностной плотности ДПЭ достигают 4х108эрг/см2 и 5х108эрг/см2 соответственно.

В распределении плотности ДПЭ субарктической зоны Тихого океана для циклонических вихрей максимум ДПЭ равен 109 эрг/см2, а антициклонических - 8x108 эрг/см2. Асимметрия в распределении ДПЭ через центральные области вихревых образований обусловлена смещением динамического центра вихрей.

В Курильском районе экстремальные значения кинетической энергии вихревых образований, соответствуют большим скоростям движения частиц в вихрях. Четко выраженный волновой характер проявляется в распределении ДПЭ и положении основных пиков на кривой, что соответствует центральным областям выявленных вихрей.

Расчет ДПЭ и кинетической энергий в южной части Охотского моря и шельфовой зоне Прикамчатского района проводился на основе экспериментальных материалов НИС "Проф. Богоров".

Анализ энергетических диаграмм показал, что в среднем по времени вихревое движение индуцируется за счет потенциальной энергии.

Внутренняя энергия вихревых образований в случае идеальной жидкости определяется формулой вида:

Е=С^пТ (6)

где Су - теплоемкость при постоянном давлении, т - масса, Т- температура.

Внутреннее состояние термодинамической системы характеризуется теплосодержанием и теплоемкостью, которые определялись соотноше-

г

ниямивида: (2 = \рСи?-ПЪ-\'Ь<Ь. (7)

О и

Ср=Сро+АхС1 + ВхС1% (8)

где р - плотность морской воды, Т- абсолютная температура, Ср - теплоемкость морской воды при постоянном давлении, С р - теплоемкость пресной воды, и Вх - температурные коэффициенты, С/ - хлорность воды, С1=8/1,80655.

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

В пределах полигона 34°-39° с. ш., 146°-150° в. д. теплосодержание вод слоя 0-1000 м в антициклонических и циклонических вихрях различается на 5-10 Гдж/м2.

Основной вклад в теплосодержание слоя 1-1000 м 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 м в пределах вихрей разных знаков может достигать 3-4 Гдж/м2, а для слоя 100-400 м - 4-8 Гдж/м2.

Перераспределение содержания вод в слое жидкости происходит за счет внешнего внутриприводного, адвективного и турбулентного теплооб-менов. Первый существенную роль играет в поверхностном слое при наличии интенсивного влаго- и теплообменов 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 этим причинам в качестве характеристики перераспределения теплосодержания вод принята величина, определяемая соотношением:

Я=рСрТ0У (9),

где Т0- абсолютная температура, V - скорость течения [123].

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

Анализ расчетов показывает, что основной перенос тепла во фронтальной зоне северо-западной части Тихого океана шел в слое 0-400 м, но наибольшей интенсивности он достиг в слое 0-150 м. В Курильском районе теплосодержание вод слоя 0-1000 м колеблется от 8 до 20 Гдж/м2. Различие в распределении теплосодержания вод между центром вихря и его периферией для циклонического и антициклонических вихрей составляет

2 Гдж/м2. 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 м равен (5-107 -6-Ю7)Вт/м2 .

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.

Настоящая работа посвящена исследованию структуры, динамики и энергетики вихревых образований северо-западной части Тихого океана. Различные динамические зоны Тихого океана характеризуется пространственно-временной изменчивостью океанических характеристик, меандриро-ванием течений Соя, Курило-Камчатского, Ойясио, Куросио, что создает необходимые условия для длительного существования вихрей различных типов.

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

Выявленные вихри характеризуются горизонтальными масштабами порядка внутреннего радиуса Россби, вертикальными - порядка глубины океана, временными - от месяца до нескольких лет. Они обладают кинетической энергией, превышающей энергию 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.

Главной физической причиной образования "уединенных" вихрей фронтальной зоны является меандрирование Куросио. Сопоставление физических характеристик свободных волн Россби для этой области, с характеристиками выявленных вихрей, дает хорошее сходство, позволяющее предполагать, что волны Россби излучаются "уединенными" вихрями. На шельфе фронтальной зоны вихри - результат взаимодействия Куросио со сложным рельефом дна, неровности которого разбивают течение на отдельные вихри. Этот эффект усиливается вращением Земли, приводящим к пастяжению потока на отдельные поверхности, когерентные по борт^|<$ли. ОДрндрирование Куросио и Ойясио способствует формироваз^р фррн-•у^Л|>ных вихрей с циклоническим вращением справа и антициклошр^ррш * (¡¡^ера от течений за счет бокового трения.

Вихри субарктической зоны относятся к вихрям открытого океана с быстрым течением. Обладая диаметром 100-300 км, они прослеживаются в поде температуры до 700-1000 м. Основными элементами структуры да-клонических вихрей является ядро холодных вод размером 150-200 «м,

окруженное теплыми кольцами шириной 20-50 км, температурными перепадами 1-3°С, величиной температурных градиентов - 0.04-0.9°С/км. Время отделения от основного потока составляет 16-19 суток. В процессе эволюции вихри сохраняют температурный контраст с окружающими водами. Антициклонические вихри данного района квазистационарны и проявляются в полях с резкими аномалиями и перепадами температур 7-12°С. Во внутренних областях антициклонических вихрей отмечаются зоны термических фронтов, что связано с наличием шпрузионных слоев в вихревой области, формирующих спиралевидную структуру. Ширина перемеживаю-щихся теплых и холодных струй в пределах вихря составляет 4-25 км, а температурные перепады - 2-5°С с градиентами 0.5-0.3°С/км. Нестационарность движения вод субарктического фронта является одним из механизмов образования вихрей данного района.

Вихревые образования Прикамчатского района преимущественно антициклонические. Они регистрируются в Авачинском, Камчатском, Озерном заливах, на траверсе мысов Крестового, Африка, Кроноцкого, имея спиралевидную, круговую, эллиптическую формы. Температурный контраст на окружающем фоне достигает 3-6°С, размеры меняются от 50 до 100 км. Направление перемещения - юг, юго-запад. Вертикальная структура их относится к субарктическому типу. Вихри данного района разнообразны по своей природе, часть из них стабильно расположена над границей шельфа и континентального склона. Механизм их образования скрыт во взаимодействии Камчатского и Алеутского течений с рельефом дна, неровности которого стремятся разбить течение на отдельные вихри. Второй тип вихрей данного района возникает за счет меандрирования вышеуказанных течений и их бароклинной неустойчивости.

Вихри Курильского района хорошо прослеживаются спутниковыми данными в течении 4-6 месяцев. В области островов Уруп, Итуруп, Симу-шир, Парамушир вихри имеют диаметр 100-200 км, ширину полос спирали 8-33 км, температурные перепады 2-5°С. Смещение вихрей на 70-100 км к северу, северо-востоку ежегодно отмечается в районе островов Уруп, Си-мушир. Скорости их перемещения за отдельные промежутки времени составляют 1-3 мили в сутки. Акватория, прилегающая к островам Итуруп, Парамушир, имеет наибольшее число антициклонических вихрей стационарных и квазистационарных по своей природе.

Увеличение толщины холодного подповерхностного слоя субарктических вод способствует образованию вихревых линз между горизонтами 50-500 м. Их спиралевидная структура четко прослеживается в верхнем 100-150 метровом слоях.

Вихри Курильского района по своим признакам относятся к топографическим, благодаря своей принадлежности к оси Курило-Камчатского желоба.

Сравнительный анализ за период 1975-1990 гг. позволяет четко проследить пространственную и временную периодичность вихрей и считать механизмом их генерации низкочастотные конгиненгально-шельфовые волны, двойные волны Кельвина и водообмен с Охотским морем глубоких проливов Курильской гряды, типа Буссоль.

Вихри южной части Охотского моря - антициклоничны. Анализ эхолотограмм, вертикальные разрезы температурного поля, спутниковые материалы позволили выявить локализованный объем воды с высокими температурами и ростом тонкоструйных возмущений профилей T-S за счет вторжения теплых и холодных интрузий.

Анализ ИК-снимков позволил получить спираль выявленной линзы теплых вод по экспериментальным гидрологическим данным. Эволюция спирали вихря представляет собой поверхностный слой, закрученный в форме колец с диаметром 100-200 км, температурными перепадами 3-5°С, шириной теплых и холодных колец 3-6 км. Механизм образования спирали - наличие некомпенсированных градиентов давления и потеря гидродинамической устойчивости водных масс.

Исследования, проведенные в рамках настоящей работы, позволяют сформулировать следующие результаты, полученные автором впервые для северо-западной части Тихого океана от 20° до 55° с. ш., от 120° до 155° в. д. за период 1975-1990 гг.:

- предложена физическая концепция формирования вихревых образований энергоактивных зон Тихого океана;

- определены, рассчитаны и картированы основные характеристики вихрей от 20° до 55° с. ш., от 120° до 155° в. д.;

- доказана реальность волн Россби в северо-западной части Тихого океана, дана оценка их устойчивости, взаимосвязи со структурой и динамикой температурного поля;

- разработан комплекс методов расчета основных параметров волн Россби для фронтальной зоны Тихого океана;

- предложена физическая классификация выявленных вихревых образований, позволяющая определить тип быстрорастущих возмущений температурного поля энергоактивных зон Тихого океана;

- дана оценка энерго - теплового вклада выявленных вихрей в общую энергетику Тихого океана;

- разработана гидродинамическая модель для однородной, невязкой жидкости на бета плоскости, описывающая динамику свободных волн Россби;

- дана оценка устойчивости колебаний температурного поля и взаимосвязи с вихревыми образованиями и волнами Россби;

- получены условия динамической устойчивости волн Россби;

- доказано, что волны Россби - важный физический механизм в крупномасштабной изменчивости температурного поля, где они формируются в виде сложной системы прогрессивно-стоячих волн.

По теме диссертации опубликовано 68 работ, основные результаты изложены в следующих:

1. Крамарева Л.К. Особенности волн Россби во фронтальных зонах Тихого океана. - Изв. ТИНРОт. 85, 1972 г., стр. 103-107.

2. Крамарева Л.К. Анализ устойчивости крупномасштабных волнообразных возмущений в океане в системе полных потоков. - Вестник ЛГУ, 1972 г., 24, стр. 155-161.

3. Крамарева Л.К. Влияние ¡} -эффекта на меридиональную составляющую скорости возмущенного потока. - Метеорология и гидрология, 1973 г., 3, стр. 81-89.

4. Крамарева Л.К. Некоторые данные о крупномасштабных характеристиках температурных волн в северо-западной части Тихого океана и их связи с волнами Россби. - Океанология, 1973 г., 3, стр. 801-803.

5. Крамарева Л.К. Пространственная структура температурных флуктуа-ций. - Метеорология и гидрология, 1973 г., 7, стр. 91-93.

6. Крамарева Л.К. Влияние скорости основного потока и горизонтальной плотностной стратификации водных масс на динамические неустойчивые и затухающие волны Россби. - Сб.:"Основные черты структуры и динамики вод Тихого и Индийского океанов", т. 10, 1973 г., стр.128-130, Изд. "Наука".

7. Крамарева Л.К. К вопросу о скоростях течения в нейтральной волне Россби. - Сб.: "Основные черты структуры и динамики вод Тихого и Индийского океанов",т. 10, 1975 г., стр.132-134, Изд. "Наука".

8. Крамарева Л.К. Исследование внутригодовых закономерностей температурых флуктуаций. - Сб.:"Основные черты структуры и динамики вод Тихого и Индийского океанов", 1975г., стр. 141-146, изд. ДВНЦ АН СССР.

9. Крамарева Л.К. Влияние синоптических условий на скорости флуктуа-ционного течения. - Сб.: "Основные черты структуры и динамики вод Тихого и Индийского океанов", 1975 г., т. 10, стр. 125-127, изд.«Наука».

10. Крамарева Л. К. Отчет по теме: «Сезонные формирования основных гидрофизических полей в северной части Тихого океана в осенне-зимний период.», Фовды ТОЙ ДВО АН СССР регистр, номер 13060549, 1975 г., стр. 34.

11. Крамарева Л.К. Динамическая устойчивость свободных волн Россби во фронтальных зонах океана. Тезисы докл. На 1-ом съезде Сов. Океанол., 1977г., сгр.8-9, изд. «Наука».

12. Крамарева Л.К. Пространственно-временная структура и устойчивость волн Россби в северо-западной части Тихого океана. - Сб.: «Исследование океанологических характеристик полей Тихого и Индийского океанов», 1977г., стр. 160-165, изд. ДВНЦ АН СССР.

13. Крамарева Л.К. Свободные волны Россби как фактор, обуславливающий колебания океанологических характеристик синоптического масштаба. - Тезисы доклада на Всесоюзном симпозиуме по тонкой структуре и синоптической измечивости морей, 1980 г., стр.37-39, изд. Наука.

14. Крамарева Л.К. Механизм крупномасштабного взаимодействия колебаний температуры воды с полем атмосферного давления в северозападной части Тихого океана. - Сб.«Исследование гидрометеорологических параметров тропической зоны дистанционным методом», 1980г., стр.41-43, изд. ДВНЦ АН СССР.

15. Крамарева Л.К. Вынужденные волны Россби как фактор, обуславливающий колебания океанологических характеристик в океане. - Сб. «Динамические процессы в океане и атмосфере», 1981г., стр.23-25, изд. Наука.

16. Крамарева Л.К., Мельниченко Ю., Липкин Ю.С. О влиянии крупных морфосгруктур на распределение динамических характеристик вихрей. -Тезисы доклада на Тихоокеанской школе по геологии и геофизике, 1984 г., стр. 8-11, изд. ДВНЦ АН СССР.

17. Крамарева Л.К. Синоптическая изменчивость вихревых образований Охотского моря. - Тезисы доклада на всесоюзном симпозиуме по тонкой структуре и синоптической изменчивости морей, 1984г., стр.40-42, изд. Наука.

18. Крамарева Л.К., Мельниченко Ю., Липкин Ю.С. Структура дна и вихревое поле в северо-западной части Тихого океана. Сб.'Теоморфологические исследования активных океанских окраин, 1985 г., стр. 36-42, изд. Наука.

19. Крамарева JI.K. Структура и энергия океанических вихрей северозападной части Тихого океана. - Сб. "Переход, явления в океане, атмосфере, литосфере", 1985г., стр.47-55, изд. Наука.

20. Kramareva L.K. Dynamics of long-period fluctuations temperature field in Okhotsk Sea. - Proceedings of the Workshop on the Sea of Okhotsk and Adjacent Areas, N 5,p. 3-6, 1995.

21. Kramareva L.K. The structure and dynamic of the free Rossby waves and of eddies in frontal of north-west zones of Pacific oceans. - Scientific Proceedings of the Workshop of the Sea of Okhotsk and Adjacent Areas, N 7, p. 7-9, 1997, Korea.

22. Kramareva L.K. Problem of interaction of eddies and of the Rossby waves in frontal north-west zones of Pacific oceans. - PAMS & JECSS IX Proceedings of the Workshop, Taiwan, p. 10-13,1997.

23. Kramareva L.K. Probabilistic characteristic of large-scale structures in North West zones of the Pacific Oceans. - Intergovernmental oceanographic commission subcommission for the western Pacific ocean, proceedings of the Workshop, Japan, N 1, p. 19-21, 1998.

24. Kramareva L.K. On the studies of frontal North West zones of the Pacific ocean and of the Sea of Okhotsk South region eddies. - Intergovernmental oceanographic commission subcommission for the western Pacific, proceedings of the Workshop, N1, p 33-37, 1998, Japan.

25. Kramareva L.K. Consideration on the eddies associated with subarctic front of north- west Pacific ocean. - Proceedings of Workshop Decadal variability of the North Pacific climate, Canada, N 8, p. 41-45,1998.

26. Kramareva L.K. Non standard eddy of the north- west zones of the Pacific ocean. - Proceedings of Workshop Decadal variability of the North Pacific climate, Canada, N 8, p. 49-52, 1998.

27. Kramareva L.K. Dynamic and structure of large-scale fluctuation fields of water southern the Sea of Okhotsk. - Proceedings of Workshop on the Sea of Okhotsk and Adjacent Sea, Japan, 1998.

28. Kramareva L.K. The dynamic of large horizontal eddies in the Okhotsk Sea. - Proceedings of Workshop on the Okhotsk Sea and Adjacent Sea, Japan, p. 45-48, 1998.

29. Kramareva L.K. Influence of the free Rossby waves ané at eddies on the dynamics of waters mass of nortlj-\vest zone^of Pacific ocean. - Scientific Proceedings of the Workshop on the Pacific océan demote sensing from ¡¡[расе, China, N 1, p. 38-43, 1988.

30. Kramareva L.K. Features of mesoscale and lajge scale water dynamic in ■subarctic of north- west Pacific ocean. - Prééeedirtgs of the fiftieth IC-NAF/NAFO ANNIVERSARY, N50, USA, p. 49-51, Г999.

31. Kramareva L.K. The properties of the warm eddies generated in of the Soya current. - Proceedings of the fiftieth ICNAF/NAFO ANNIVERSARY, N50, USA P- 37-41, 1999.

32. Kramareva L.K. Stability of fluctuation field of eddies of Kurils region. -Scientific Proceedings of Workshop CREAM (generation circulation of other marginal seas) N3, p. 31-36, 1999, Japan.

33. Kramareva L.K. A study of ocean eddy street associated with the Soya Warm Currentin the Sea of Okhotsk. - Scientific Proceedings of Workshop CREAM (generation circulation of other marginal seas) N3, p. 30-33, 1999, Japan.

34. Kramareva L.K. Water mass structura in the southern Okhotsk Sea. -Scientific proceeding XXII General Assembly IUGG, IAPSO, (global water mass analys) N1, p. 27-31, 1999, England.

35. Kramareva L.K. The synoptic eddies field of the Kuroshio. - Scientific proceeding XXII General Assembly IUGG, IAPSO, (global water mass analys) N1, p. 23-25, 1999, England.

36. Kramareva L.K. Dynamic and energy characteristics of ocean eddies and their role in the formation of oceanological fronts in the Pacific ocean. -Proceedings of Workshop Tenth PAMS/-JECSS, N1, p. 17-21, 1999, Japan.

37. Kramareva L.K. Spectra of the intramonthly water temperature variations in the upper layer of ocean. - Proceedings of Workshop Tenth PAMS/-JECSS, N1, 1999, Japan.

38. Kramareva L.K. Vortex structura field of the temperature to the Soay Warm Current. - Scientific proceeding JGOFS North Pacific ocean, N2, 1999, Taiwan.

39.Kramareva L.K. Eddies in the east Kamchatka Current and Oyashio. - Scientific proceeding JGOFS North Pacific ocean, N2, 1999, Taiwan.

40. Крамарова JI.K. Динамика вихревых образований южной части Охотского моря. - №2, 1999 г., стр. 105-107, Метеорология и гидрология.

41.Крамарева JI.K., Нурминский Е.А, Ласун АС. Об одной математической модели для описания вихревых образований северозападной части Тихого океана. - Сб. "Информатика и моделирование в океанологии", 1999 г., стр. 144-153, изд. Наука.