Влияние процессов меридионального переноса в Южном океане на события Эль-Ниньо

Степанов, Владимир Николаевич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Влияние процессов меридионального переноса в Южном океане на события Эль-Ниньо
ВАК РФ 25.00.28, Океанология

Автореферат диссертации по теме "Влияние процессов меридионального переноса в Южном океане на события Эль-Ниньо"

НА ПРАВАХ РУКОПИСИ

СТЕПАНОВ ВЛАДИМИР НИКОЛАЕВИЧ

ВЛИЯНИЕ ПРОЦЕССОВ МЕРИДИОНАЛЬНОГО ПЕРЕНОСА В ЮЖНОМ ОКЕАНЕ НА СОБЫТИЯ ЭЛЬ-НИНЬО

Специальность 25.00.28 - океанология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора физико-математических наук

2-9 СЕН 2011

МОСКВА-2011

4854936

Работа выполнена в Учреждении Российской академии наук Институте океанологии им. П.П. Ширшова РАН и в Научном центре экологических систем

Университета г. Рединга (Великобритания) Официальные оппоненты:

доктор физико-математических наук, профессор Залесный Владимир Борисович, Учреждение Российской академии наук Институт Вычислительной Математики РАН

доктор физико-математических наук, профессор Сонечкин Дмитрий Михайлович, Учреждение Российской академии наук Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН

доктор физико-математических наук, старший научный сотрудник Реснянский Юрий Дмитриевич, Государственное учреждение "Гидрометеорологический научно-исследовательский центр Российской Федерации" (ГУ "Гидрометцентр России")

Ведущая организация:

Российский государственный гидрометеорологический университет

Защита состоится «2.7 » ОХТЯ^^Я 2011 г. в ч. 60 мин. на заседании Диссертационного совета Д 002.239.02 при Учреждении Российской академии наук Институте океанологии им. П.П. Ширшова РАН по адресу: 117997, г. Москва, Нахимовский пр., 36

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН.

Автореферат разослан

Ученый секретарь Диссертационного Совета

Кандидат физико-математических // ^уА.И. Гинзбург

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность темы. Одним из разрушительных природных явлений, сопровождающихся многочисленными человеческими жертвами и колоссальными материальными потерями, является Эль-Ниньо. Начинается это явление в восточном и центральном регионах экваториального Тихого океана и водах, прилегающих к Южной Америке в районе Эквадора, Перу и частично Чили за несколько месяцев до Рождества. В это время у побережий Эквадора и Перу резко, на 6-10°С, повышается температура воды, значительно ослабевает Перуанский апвеллинг, в результате чего исчезает рыба и гибнут птицы. Начинаются затяжные проливные дожди. События Эль-Ниньо нарушают обычный цикл циркуляции в системе океан-атмосфера и оказывают заметное воздействие па погоду всего мира.

Интенсивность, масштабы и продолжительность Эль-Ниньо могут существенно меняться. Так, за последние десятилетия были отмечены следующие события Эль-Ниньо: 1982-1983,1986-1987, 19911993, 1994-95, 1997-98, 2002-03, 2006-07 и 2009-2010 гг., причем в 1982-1983, 1997-1998 и 2009-2010 г.г. фазы Эль-Ниньо были очень мощные, а в остальные годы явления, часто повторяясь, были слабо выраженными. Закономерности для времени наступления Эль-Ниньо до сих пор обнаружено не было. Явление Эль-Ниньо повторяется с промежутком от 4 до 18 лет (наиболее часто отмечались 6-8-летние интервалы), когда температура тихоокеанских тропических вод становится экстремально высокой. Эль-Ниньо и Ла-Нинья являются составляющими (теплой и холодной фазами соответственно) процесса Эль-Ниньо - Южное Колебание (ЭНЮК), или ENSO (El Niño/La Niña-Southern Oscillation).

События Ла-Нинья также не являются безобидными. Такие события за последние годы наблюдались в 1984-1985, 1988-1989, 19951996, 1998-2000 и 2007-2008 годы. В эти периоды в Индокитае, Индии и Австралии наблюдаются мощные муссонные дожди. Страны Карибского бассейна и США при этом страдают от засух и смерчей. Ла-Нинья, как и Эль-Ниньо, чаще всего возникает с декабря по март примерно раз в шесть-семь лет. Оба явления несут с собой повышенное количество ураганов, но во время Ла-Шгаья их бывает в три-четыре раза больше, чем при Эль-Ниньо.

Следовательно, прогноз этих событий является весьма актуальным. Но для достоверного прогноза необходимо в первую очередь понимать все механизмы взаимодействия между океаном и атмосферой, ведущие к возникновению ЕЫйО событий. Считается, что причиной возникновения Эль-Ниньо и Ла-Нинья являются процессы взаимодействия между атмосферой и океаном в тропиках. Установлено, что наступление Эль-Ниньо (обычно наблюдается в зимние календарные месяцы) зависит от вида ветровых аномалий, установившихся в западной экваториальной части Тихого океана в течение предшествующих весны и лета, хотя, как было показано в работе 1,егща1£пс е1 а1. (2004), эти ветровые аномалии могут "запускать" Эль-Ниньо только при некоторых благоприятных для его развития океанских условиях. Как было продемонстрировано другими авторами (Е1зептап, Тарегтап, 2005), рассматриваемые ветровые аномалии в тропиках являются комбинацией совместных эффектов стохастического атмосферного воздействия и крупномасштабной динамики, зависящей от процессов Эль-Ниньо, и не являются абсолютно внешними силами для развития событий Эль-Ниньо. Величина коэффициента корреляции между зональным напряжением трения ветра над Тихим океаном (ЕСМ\\Т?-данные) и зимним >)Ш04-

индексом (Ьир://сНтехр.knmi.nl) свидетельствует о наличии высокой корреляции Ы1К04-индскса не только с ветром в тропиках, но и с пассатами и с ветром над Антарктическим циркумполярным течением (АЦТ). Следовательно, при изучении Эль-Ниньо нельзя исключать из рассмотрения внстропические региоиы. Основной целью работы является

а) исследование океанской изменчивости в Южном океане, обусловленной ветровым воздействием;

б) установление связей между процессами, происходящими около Антарктиды и тихоокеанскими тропиками (на примере событий Эль-Ниньо).

Для достижения поставленной цели

1. Построена глобальная баротропная модель океанской циркуляции, предназначенная для использования на компьютерах с параллельными процессорами.

2. Выполнены численные эксперименты с моделями океанской циркуляции различной сложности, способными воспроизводить изменчивость океанских течений с временными масштабами порядка несколько месяцев.

3. Показана роль океана в процессах взаимодействия системы океан - атмосфера на коротких временных масштабах. Для этого рассматривается влияние ветра и атмосферного давления на баротропную изменчивость АЦТ и исследуется возможная связь между этой баротропной изменчивостью в тихоокеанском секторе Южного океана и событиями Эль-Ниньо.

4. Построена простая малопараметрическая модель, способная воспроизводить ЕЫ80 события.

Научную новизну исследования составляют положения, выносимые на защиту:

1. Построена глобальная баротропная модель океанской циркуляции, позволяющая воспроизводить приливы и короткопериодную океанскую изменчивость для всего Мирового Океана. Модель учитывает эффекты самопритяжения приливов и приливных деформаций океана.

2. Показано влияние топографии, береговой линии и ветра на баротропную изменчивость АЦТ. Выявлено, что баланс напряжения ветра над топографическими препятствиями, находящимися в Южном океане, с сопротивлением давления на рельефе, совместно с изменчивостью атмосферного возмущения над АЦТ, приводит к изменчивости меридиональных массовых потоков в окрестности донных хребтов, генерируя в Южном океане аномалии давления или плотности.

3. Предложена параметризация эффекта самопритяжения приливов и приливных деформаций океана.

4. На основе численного эксперимента с 3-х мерной бароклинной моделью циркуляции океана выявлен механизм формирования температурных аномалий в тропической зоне Тихого океана.

5. Разработана малопараметрическая модель, способная воспроизводить события Эль-Ниньо. Модель представляет собой классический осциллятор с затуханием, находящийся под воздействием вынуждающих внешних сил.

6. На основе моделирования с тремя численными моделями, представленными в работе, установлено, что изменчивость динамики вод Южного океана, обусловленная ветровыми процессами над АЦТ, может оказывать существенное влияние на развитие событий Эль-

Ниньо и что при изучении Е^О-явлсний необходимо принимать во внимание процессы, происходящие в Южном океане.

Практическая значимость. Разработанная глобальная баротропная модель может активно использоваться при анализе изменчивости океанской циркуляции на сверхкоротких временных масштабах, а предложенная параметризация эффекта самопритяжения приливов и приливных деформаций океана будет полезна при моделировании палеоклимата Земли.

Выявлен новый механизм, описывающий влияние изменчивости атмосферных условий над Южным океаном на усиление фазы развития событий Эль-Ниньо. Показано, что изменчивость меридиональных потоков массы в Южном океане, обусловленная изменчивостью атмосферного возмущения над АЦТ, может являться триггером для начала развития событий Эль-Ниньо. Результаты моделирования показывают, что взаимодействие между тропиками и высокими широтами может приводить или к Эль-Ниньо, или к обычной сезонной изменчивости, что существенно зависит от процессов, проистекающих в Южном океане.

Воспроизведение рассмотренного механизма в численных моделях динамики океана может улучшить точность прогноза событий Эль-Ниньо.

Достоверность результатов определяется физической обоснованностью постановки задач, обоснованностью уравнений геофизической гидродинамики и эффективностью их применения в мировой практике. Поля физических характеристик, полученных в результате численного моделирования, сравниваются с данными наблюдений, где это возможно. Анализ этих сопоставлений показывает физическую состоятельность предложенных механизмов.

Апробация работы. Результаты работы докладывались па семинарах Института физики атмосферы им. А.М. Обухова РАН, Московского Государственного Университета, на Ученом Совете Института океанологии РАН им. П.П. Ширшова, в Институте вычислительной математики РАН, в Российском государственном гидрометеорологическом университете, в Национальном Океанографическом Центре (Великобритания), на международных конференциях Европейского Геофизического Общества (EGU General Assembly 2004 (Nice, France); EGU General Assembly 2006 (Vienna, Austria)), Challenger Conference for Marine Science, 2006 Oban (UK).

Публикации и вклад автора. По теме диссертации опубликована 21 работа. Из них 16 — статьи в рецензируемых журналах (из них 15 - в журналах из списка ВАК), 5 - тезисы в трудах конференций. Автором лично:

- сформулирована общая проблема, поставлены конкретные задачи исследования;

- построены модель океанской циркуляции, которую можно эффективно использовать при исследовании океанской изменчивости на сверхкоротких временных масштабах, и простая модель для воспроизведения событий Эль-Ниньо;

- предложен механизм, объясняющий возникновение быстро развивающихся (менее чем за 9 месяцев после начала появления ветровых аномалий в западной экваториальной части Тихого океана) событий Эль-Ниньо;

Формулировка результатов и выводов, выполнение численных расчетов, написание большинства публикаций принадлежат автору.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, трех глав, заключения и списка использованной литературы из 185 наименований. Она содержит 257 страниц, 46 рисунков и 7 таблиц.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ Во Введении дано общее описание ЕЖО-явлений; описано влияние Е№0-событий на климат различных регионов; обсуждаются два основных механизма, объясняющих возможное появление аномалий температуры океанской поверхности в тихоокеанских тропиках: механизм осциллятора с задержкой и модель заряжающегося/разряжающегося осциллятора; формулируются цели и задачи исследования. Дается краткий обзор существующих моделей океанской циркуляции. Особое внимание уделяется специфике моделирования океанской циркуляции на коротких временных масштабах. Существующие модели океанской циркуляции занижают эффект океанской баротропной изменчивости вследствие того, что при решении уравнений для модельных бароклинной и баротропной составляющих используются различные шаги по времени Гс и тв (таких что тс » тв). Поэтому для согласованности этих составляющих производится осреднение баротропного компонента по интервалу тс, что сразу уменьшает баротропную изменчивость (так, например, при моделировании приливов это ведет к занижению приливных амплитуд почти на 50%). Делается вывод, что при изучении процессов океанской изменчивости на сверхкоротких временных масштабах необходимы численные эксперименты с баротропной моделью или некие гибридные эксперименты с баротропной и трехмерной моделями. Приводится краткая характеристика содержания по главам.

Первая глава содержит описание глобальной баротропной модели океанской циркуляции, которая предназначена для использования на компьютерах с параллельными процессорами. С помощью этой модели можно воспроизводить океанскую циркуляцию на коротких временных масштабах: от нескольких месяцев до нескольких часов (при моделировании приливов). В частности, можно изучать влияние

топографии, береговой линии и ветра на баротропнуго изменчивость АЦТ. Приводятся результаты моделирования, полученные с помощью этой модели, и проводится их сравнение с данными наблюдений и с другими модельными расчетами.

Поскольку для верификации данной модели проводится сравнение результатов моделирования, в том числе и с данными наблюдения приливов, то для полноты освещения данной темы в § 1.1 дается краткая история развития теории приливов, а в § 1.2 приводятся определения основных терминов, использующихся при описании приливных явлений.

В § 1.3 вводятся понятия приливного потенциала и высоты статического прилива, которые используются для описания приливообразующей силы. Показывается важность этих характеристик, являющихся неким отсчетным уровнем, по отношению к которому можно соотнести амплитуды и фазы гармонических составляющих реальных приливов, что является необходимым как при анализе данных наблюдений, так и при моделировании приливов с помощью моделей океанской циркуляции/Приводятся расчетные формулы для данных характеристик.

В § 1.4 приводится разложение высоты статического прилива на гармоники, соответствующие шести фундаментальным астрономическим частотам и частотам, равным сумме или разности этих частот. Описываются главные приливные составляющие.

Земная кора обладает как упругостью, так и вязкостью. Поэтому действие потенциала приливообразующих сил возбуждает в твердом теле Земли приливные деформации. В § 1.5 рассматривается каким образом эффект перераспределения массы Земли, вызванного деформацией земной коры, учитывается при вычислении высоты статического прилива, а в § 1.6 рассмотрен другой, не менее важный

эффект самопритяжеиия приливов и приливных деформаций (the ocean self-attraction and loading, далее как SAL-эффект), обусловленный перераспределением массы твердой Земли и океанских вод, вызванного деформацией земной коры.

В § 1.7 исследуется возможность использования простой параметризации эффекта самопритяжения приливов и приливных деформаций для всех типов внешних сил, т.е., обусловленных как приливами, так и атмосферным воздействием.

Расчет SAL-терминов требует расчета глобальных интегралов от поля придонного давления, в результате чего возникает необходимость решать интегро-дифференциальные уравнения. Решение такой задачи значительно сложнее по сравнению с решением самих уравнений океанской модели. Поэтому при расчете SAL-эффекта вместо применения оператора конволюции к уровенной океанской поверхности, использующего глобальную функцию Грина (которая зависит только от углового расстояния между центрами приложения нагрузки, вызванной приливными возвышениями уровня океана), часто применяют параметризацию этого эффекта. Обычно предполагается, что существует прямая пропорциональность между SAL-членом и уровенной океанской поверхности с коэффициентом Д Но такие параметризации недостаточны для аккуратного моделирования приливов в прибрежных зонах Мирового океана, и лучше всего использовать итерационный метод.

В § 1.8 приводятся исходные уравнения океанской модели. Записываются уравнения динамики жидкости, обсуждается задание граничных условий, вводятся различные упрощающие предположения. Исходными уравнениями модели океанской циркуляции являются уравнения баланса импульса, тепла, количества соли, записанные в левой сферической системе координат. Используются общепринятые

приближения Буееинеска, несжимаемости и гидростатического равновесия.

В § 1.9 описывается глобальная баротропная океанская модель (Stepanov, Hughes, 2004), предназначенная для использования на компьютерах с параллельными процессорами. Кратко рассматривается численный метод решения уравнений модели.

Уравнения баротропной модели выводятся из исходных уравнений движения путем их интегрирования от ¿Гдо дна Я: 4"о-fro = -т a'g цх - а' [тдф„2) + (и„ v0)] +

+ АиАщ + ь/(Нр0) -e0H-'\V\u0, (1)

4v„ +fuB = - a'g 1J9 - а~'[тдл(и0 v„) + dv (va2)] +

+ AMAv0 +T/(Hp0)-s0H-' \V\va, (2)

и используется кинематическое условие на поверхности океана, проинтегрированное по глубине:

Ct + а'[т дх(Ни0) + т ^(Hv0m)] = 0. (3)

Здесь ¿¡(Л, <р, t), и0(Л, ср, t), v„(A, <р, t) - соответственно уровенная поверхность океана и баротропные горизонтальные составляющие скорости течения по осям Л (долгота) и <р (широта), т.е. средние по вертикали скорости течения; \V\=(u2+ v02)'/2\ m=sec(p.; Т] =pa/(pag) + С + Со + Схаь где £> и Csal описывают эффекты соответственно приливов (через высоту статического прилива) и самопритяжения приливов и приливных деформаций; Ам - коэффициент мелкомасштабного турбулентного обмена импульсом по горизонтали; г=(тд, r„) - вектор напряжения трения ветра; х^-1+(Ак/км\ н) I ш\2 - коэффициент,

возникающий при интегрировании по глубине члена уравнения, параметризующего горизонтальный турбулентный обмен. Таким образом, величина донного трения модулируется градиентом топографии дна через безразмерный коэффициент х (чем больше

градиент, тем больше эффект трения; отметим, что до этого такая параметризация донного трения никогда не применялась в моделях циркуляции). Этот коэффициент можно выразить через толщину донного погранслоя 5в=(2к^])т как I

Следовательно, порядок для типичных значений 5В~ 50-100 м,/~ 10"4 с"1, I Й7 ] -10"3-10"2 лежит в широком диапазоне от 1.01 до 9, что может помочь в выборе наименьшей величины параметра донного трения £.

Модель рассчитывает гидродинамические характеристики для всего земного шара на двух модельных расчетных сетках. Основная сетка (назовем ее Модель 1) охватывает часть Мирового океана, исключая Северную Атлантику и Арктику, и является простой долготой и широтой. Вторая сетка (Модель 2) - это долготно-широтная сетка, повернутая таким образом, что «полюса» находятся на экваторе Тихого и Индийского океанов. Это позволяет избежать проблемы схождения меридианов на северном полюсе и моделировать там гидродинамические процессы. Обмен данными между моделями 1 и 2 осуществляется через границу на экваторе Атлантики и через Берингов пролив. Обмен через Берингов пролив происходит посредством простой модели канала.

В § 1.10 исследуется возможность использования простой параметризации эффекта самопритяжения приливов и приливных деформаций для всех типов внешних сил, т.е. сил, обусловленных как приливами, так и атмосферным воздействием.

Показывается, что при моделировании приливов полученная простая параметризация, в которой движение геоида относительно морского дна пропорционально придонному давлению с коэффициентом Д зависящим от глубины, может быть весьма эффективной, давая ошибку для придонного давления, осредненную по

всему океану, менее 5 см. Тем не менее, этой параметризации недостаточно для аккуратного моделирования приливов в прибрежных зонах Мирового океана, и лучше использовать итерационный метод или пользоваться представлением БАЬ-эффекта в виде предлагаемой в работе формулы. Для этого, используя функцию Грина, рассчитывается ЭЛЬ-эффект для каждой приливной /-ой составляющей (например, можно выбрать 4 основных суточных и полусуточных составляющих: К1,01, Р1, и К2, М2, N2, Б2) в виде:

где А, и в, - соответственно, амплитуда и фаза приливной /'-ой составляющей, О - функция Грина. Следовательно, вклад каждой составляющей в вЛЬ-член рассчитывается как

где ю ¡(1) - частота /-ой гармоники. После этого ЯАЬ-члсн рассчитывается как сумма всех

При учете только атмосферного воздействия подобные параметризации гораздо менее эффективны из-за региональных различий характерных пространственных масштабов движений океанских масс. Тем не менее, простая параметризация /?=0.10 позволяет уменьшить ошибку, обусловленную существованием БАЬ-эффекта, на 30%.

В § 1.11 проводится сравнительный анализ результатов моделирования, полученных с помощью баротропной модели, с расчетами по полной трехмерной модели, имеющей более высокое пространственное разрешение, а также с различными данными наблюдений.

СД <р.) =/Л, (X',<р') сояв, 0(Х щ Х',(р') йХ' с1<р', ад (р,) = ¡А^Х',?') втв>0(Х (р, Х',<р')ЛХ' с!(р',

(4)

(5)

С = С,(Х <р,)т((О/(0-0+5{Х <р,)со5(т,(1)-1),

(6)

Сравнение модельных результатов с альтиметрическими данными показывает, что модель успешно воспроизводит крупномасштабную высокочастотную изменчивость уровня океана (за исключением тропических регионов, где основная изменчивость обусловлена бароклинными процессами). Это подтверждает важность ветрового воздействия на баротропиую изменчивость океанской циркуляции на временных масштабах от нескольких дней до нескольких недель. Модельные результаты также сравнивались с показаниями датчиков придонного давления, установленных в Южном океане вблизи архипелага Тристан-да-Кунья. Выполненное сравнение показывает, что эти. сигналы существенно коррелированны между собой (особенно на периодах 2-60 суток).

Полученные с помощью 1-градусной баротропной модели расходы АЦТ были сопоставлены с аналогичными расходами, рассчитанными по 8-летним модельным данным, полученным с помощью трехмерной океанской модели с 1/4-градусным разрешением по горизонтали. В обеих моделях в качестве внешних сил (скорость ветра и приводное атмосферное давление) использовались данные из ECMWF (the European Centre for Medium-Range Weather Forecasts). Несмотря на низкое разрешение баротропной модели (и, следовательно, различное представление топографии в моделях), рассчитанные модельные расходы через пролив Дрейка высоко коррелируют между собой (с коэффициентом корреляции 0.7) и статистически значимы с вероятностью 99%, что подтверждает вывод о том, что флюктуации меридионального переноса в АЦТ обусловлены, в основном, баротропными процессами.

На основе этого сравнительного анализа делается вывод, что данная модель хорошо воспроизводит короткопериодную изменчивость океана и может достаточно эффективно применяться при изучении

процессов переноса в Южном океане, имеющих характерный временной масштаб несколько месяцев.

В § 1.12 проводится сравнение того, как наблюдаемая изменчивость коэффициента Л может быть объяснена изменчивостью океанской динамики на коротких временных масштабах, рассчитанной с помощью предлагаемой глобальной баротропной океанской модели. Коэффициент Л характеризует величину момента инерции Земли, который является важной характеристикой, определяющей динамику нашей планеты. Показывается, что модель хорошо воспроизводит данные наблюдений, хотя изменения величины Л в 1997/1998 не удается воспроизвести моделью. Возможно, большая изменчивость величины Л в 1997/1998 была обусловлена мощным явлением Эль-Ниньо, которое, естественно, не воспроизводится баротропной моделью.

Вторая глава представляет модельные результаты, полученные с помощью глобальной баротропной и трехмерной океанских моделей. С помощью глобальной баротропной модели рассмотрено влияние топографии, береговой линии и ветра на баротропную изменчивость АЦТ. Изучается массообмен, обусловленный балансом между напряжением силы ветра и перепадами давления на океанском дне (будем называть далее перепады давления на океанском дне сопротивлением давления на рельефе) в проливе Дрейка, между Южным, Атлантическим и Тихим океанами как на коротких, так и на длинных периодах. Исследуется роль океана в процессах взаимодействия системы океан - атмосфера на примере БЫвО событий.

Показано, что баланс напряжения ветра над топографическими препятствиями, находящимися в Южном океане (пролив Дрейка, плато Кергелен и тихоокеанско-антарктический хребет), с сопротивлением давления на рельефе, совместно с изменчивостью атмосферного

возмущения над АЦТ, может приводить к некоторой изменчивости меридиональных потоков масс в окрестности донных хребтов, генерируя в океане аномалии давления или плотности (этот эффект может быть особенно значительным вблизи океанских фронтов Южного океана, опоясывающих Антарктиду).

С помощью трехмерного океанского моделирования и корреляционного анализа модельных данных исследуется, каким образом процессы изменчивости меридиональных потоков массы (с временным масштабом около 1-3 месяцев) в тихоокеанском секторе Южного океана могут влиять на тихоокеанские тропики (явления Эль-Ниньо и Ла-Нинья).

В § 2.1 с помощью глобальной баротропной океанской модели при идеализированных и реальных атмосферных воздействиях изучается влияние топографии, береговой линии и ветра на баротропную изменчивость АЦТ. Изучается массообмен, обусловленный балансом между напряжением силы ветра и перепадами давления на океанском дне в проливе Дрейка, массообмен между Южным, Атлантическим и Тихим океанами как на коротких (~ 5 дней), так и на длинных (30-100 дней) периодах. Показано, что на периодах короче, чем 30 сут, массообмен в основном происходит между Тихим океаном, Атлантикой и Индийским океаном (возможно, из-за меньшего по сравнению с Пацификой и Атлантикой размера Индийского океана его роль в этом процессе не так важна). Наиболее сильный массообмен между этими тремя бассейнами наблюдается на периодах 4-6 сут. На длинных периодах массообмен главным образом происходит между Тихим и Южным океанами.

В § 2.2 исследуется изменчивость меридиональных потоков воды в Южном океане, обусловленная изменением силы ветра над АЦТ, совместно с эффектом топографии и береговой линии. Изменчивость

этих потоков отрицательно коррелированна с силой ветра над АЦТ. Возможная связь между короткопериодной изменчивостью меридиональных потоков воды в тихоокеанском секторе Южного океана и Эль-Ниньо демонстрируется с помощью трехмерного океанского моделирования и корреляционного анализа модельных данных. Показано, что изменчивость меридиональных потоков воды, обусловленная атмосферным возмущением над АЦТ, может приводить к возникновению короткопериодных аномалий поля плотности воды в Южном океане к северу от широты 47° ю.ш., которые затем могут быть перенесены в низкие широты посредством волнового механизма, описанного в работах В.О. Ивченко с соавторами (К'сЬепко е1 а1., 2004), и оказывать существенное влияние на тропики.

Эти аномалии в тропиках изменяют стратификацию вод. Трехмерное моделирование показывает, что для случая слабого ветра над АЦТ, что соответствует положительным (направленным к экватору) флюктуациям меридиональных потоков в Южном океане, происходит подъем термоклина на западе экваториальной Пацифики, который ведет к усилению теплого Е№0 явления (Эль-Ниньо). И наоборот - отрицательная величина флюктуации меридиональных потоков в Южном океане (случай сильного ветра над АЦТ) вызывает заглубление термоклина на западе экваториальной Пацифики и, следовательно, способствует развитию более интенсивного холодного ЕЫ80 явления (Ла-Нинья).

В § 2.3 анализируются обнаруженные модельные связи между процессами массообмена в Южном океане и процессами в тропиках. Делается вывод, что ветровые процессы над АЦТ могут оказывать существенное влияние на ЕЫЭО события. Как известно, начальная фаза развития Эль-Ниньо обычно начинается в июне-июле. Максимальная фаза развития события наблюдается в зимние календарные месяцы

(1ЧШ04-индексы, осредненные за июнь-июль и декабрь-февраль, коррелируют между собой с коэффициентом 0.8). На рис. 1 представлена взаимная корреляционная функция между изменчивостью массы воды в Пацифике обусловленной флюктуациями

потока масс на широте 40°ю.ш., и "ЬПЖИ-индексом, где сдвиг между

-0.1 0,1 0,3 0,5 0,7 0,9

Рис. 1 Взаимная корреляционная функция между Мр(1) и ЫШ04-индексом (3-месячное скользящее осреднение было применено для всех исходных данных с 1985 по 2004 гг.), где лаг между временными сериями относительно друг друга зависит от календарного месяца. Положительный (отрицательный) лаг описывает случай, когда Мр(1) опережает (отстает от) ЫШ04-индекеа. Величины коэффициентов корреляций выше чем 0.46 статистически значимы с вероятностью 95%

временными сериями относительно друг друга (лаг) зависит от календарного месяца. Из рисунка видно, что в начале года теплые (холодные) события в тихоокеанских тропиках коррелируют с направленной к экватору (полюсу) флюктуацией меридионального потока массы в тихоокеанском секторе Южного океана, с опережением примерно на 3 мес. Однако, в марте и, особенно, в зимне-весенний период южного полушария (с июня по сентябрь), когда изменчивость южноокеанской атмосферы особенно велика, коэффициент корреляции значительно возрастает, и изменчивость меридионального потока массы

в тихоокеанском секторе Южного океана начинает опережать наступление Эль-Ниньо примерно на 4-6 мес.

С июня по октябрь заметна (рис. 1) некоторая остаточная корреляция между меридиональными массовыми флюктуациями в Южном океане и событиями Эль-Ниньо с мая по декабрь предыдущего года, что обуславливается длительной продолжительностью Эль-Ниньо (около 2-3 лет).

Описанные выше корреляции можно объяснить результатом взаимодействия тропиков и Южного океана, осуществляемого посредством циркуляционной ячейки Гадлея. Потепление (охлаждение) верхнего слоя океана в тропиках (которое, например, может быть связано с сезонным циклом) ведет к увеличению (уменьшению) нагрева тропосферы в зоне подъема атмосферных масс в тропиках Тихого океана. Это означает, что больше теплого (холодного) восходящего воздуха из тропической зоны переносится циркуляционной ячейкой Гадлея в нисходящую зону субтропиков, что замедляет (ускоряет) движение воздуха в нисходящей ветви ячейки Гадлея и приводит затем к ослаблению (усилению) ветра над Южным океаном (случай низкого (высокого) значения 8АМ-индекса (вАМ-индекс характеризует силу ветра над АЦТ и определяется как нормализированная и осредненная по долготе разность приводных давлений между 40° и 70° ю.ш.)). Как было показано ранее, слабый (сильный) ветер над Южным океаном связан с флюктуацией меридионального потока водных масс Южного океана в окрестности параллели 47° ю.ш., направленного к экватору (полюсу), что, в конечном счете, может привести к изменению наклона термоклина в тихоокеанских тропиках (раздел 2.2.2) и усилить Эль-Ниньо.

Взаимодействие между тропиками и Южным океаном находится в зависимости от стохастических процессов, которые всегда случаются

при взаимодействии атмосферы и океана. Существенное влияние на развитие этих стохастических процессов может оказывать изменчивость меридиональных потоков массы в Южном океане, обусловленная изменчивостью атмосферного возмущения над АЦТ (рис. 1). Приведет ли взаимодействие между тропиками и высокими широтами к ЕЫЭО событиям или к обычной сезонной изменчивости - может зависеть от процессов, проистекающих в Южном океане.

Лаг в 4-6 мес. между изменением Мр(0 в зимне-весенний период южного полушария и зимним ИШСИ-индексом, четко различимый на рис. 1, определяется временем, необходимым для того, чтобы возникшие в Южном океане аномалии плотности за счет волнового механизма переместились в низкие широты. Величина этого лага согласуется с временной оценкой, полученной в разделе 2.2.2.

В третьей главе описываются результаты по воспроизведению событий Эль-Ниньо, полученные с помощью простой модели (Степанов, 2009), представляющей собой классический осциллятор с затуханием, находящийся под воздействием внешней силы. Температура поверхности океана в восточной части Тихого океана и средняя глубина термоклина в экваториальной Пацифике выступают в ролях момента импульса и положения соответственно. Внешняя сила в модели определяется двумя факторами: короткопериодной изменчивостью меридиональных потоков водных масс в тихоокеанском секторе Южного океана, обусловленной совместным эффектом атмосферной изменчивости над АЦТ, топографии и береговой линии, и изменчивостью западных ветров в тропиках. При таких условиях в модели возникают осцилляции, сходные с событиями Эль-Ниньо, которые, согласно модели, являются следствием распространения сигналов, возникающих как в Южном океане (из-за флюктуаций меридиональных транспортных потоков), так и из-за изменчивости

западных ветров в тропиках. Возникшие сигналы распространяются через всю экваториальную Пацифику посредством быстрого волнового механизма. Показано, что внешние силы являются основным фактором в установлении полученной картины изменчивости модельных характеристик.

В § 3.1 описаны все модельные связи между процессами массообмена в Южном океане и процессами в тропиках, полученные во второй главе, и обсуждается, как они согласуются с результатами работ других авторов.

Из графика, представленного на рис. 2, средняя величина диапазона изменчивости массы воды в Пацифике Мр(1)с июля по сентябрь, обусловленной флюктуациями потока масс на широте 40° ю.ш., оценивается более чем в 2000 Гт. Это позволяет оценить типичный сигнал, достигающий тихоокеанских тропиков: такое изменение массы соответствует смещению положения границы термоклина над тропической областью 5 градусов на 50 градусов более чем на 50 см, что сравнимо с эффектом сгонно-нагонных течений в тропической Пацифике.

Рис. 2 Изменчивость расхода через пролив Дрейка в Св, 1 Св =106 м3/с, (тонкая сплошная линия) и изменчивость Мр(0(жирная сплошная линия), осредненная за период с июля по сентябрь, которая обусловлена меридиональными флюктуациями потоков массы через параллель 40° ю.ш. в тихоокеанском секторе Южного океана в Гт (гигатоннах). Годовой цикл из всех исходных временных серий, содержащих 7300 среднесуточных величин, был устранен. Символы ЕЬ и ЬА обозначают теплые (Эль-Ниньо) и холодные (Ла-Нинья) явления соответственно. Штриховая линия соответствует зимнему Ы1Ы04-икдексу.

Из рис. 2 ясно видно, что теплые события Эль-Ниньо в 1986-87, 1991-92, 1997-98,2002-04 гг. и холодные Ла-Нинья в 1988-1989 и 19982000 гг. устанавливаются после того, как наблюдаются пики и минимумы флюктуации меридиональных потоков в Южном океане в предшествующие летние календарные месяцы. Коэффициент корреляции между кривой Mp(t)\r40S (сплошная жирная линия на рис. 2) и зимним МЖ)4-индексом (пунктир на рис. 2) равен 0.84.

В § 3.2 описывается простая модель событий Эль-Ниньо, состоящая из трех уравнений с тремя неизвестными: температуры поверхности океана в тропической части Тихого океана Те, средней глубины термоклина в экваториальной Пацифике h и аномалии толщины придонного слоя в западной части экваториальной Пацифики z (слоя воды, ограниченного дном и нижней границей термоклина). Модель представляет собой модифицированную версию модели классического осциллятора с затуханием (Burgers, Jin, van Oldenborgh, 2005), находящегося под воздействием внешней силы F„, которая в модели прямо пропорциональна среднемесячной изменчивости океанской массы в Тихом океане, обусловленной флюктуациями потоков масс на широте 40°ю.ш., MP(t)\^m-

К исходной модели «заряжающегося осциллятора» (Burgers, Jin, van Oldenborgh, 2005), состоящей из двух уравнений для ТЕ и h, было добавлено третье, описывающее изменчивость аномалии толщины придонного слоя в западной части экваториальной Пацифики z, для того чтобы учесть изменчивость средней толщины термоклина h за счет флюктуаций меридиональных массовых потоков в Южном океане. В таком случае уравнения исходной модели можно переписать в следующем виде:

ДТЕ = -2 у Тп +aji,

(7)

д, h = -а„ ТЕ - 2/ßh + сов z, d,z = -2ysz + Fm

(8) (9)

где (oB7 fi +/ц2; т и D частоты колебаний с периодами Т и

Тв (Т=2лсо' и Тц=2яП\ через Тв обозначено время, которое требуется, чтобы возникшие в Южном океане плотностные аномалии достигли низких широт), а у' и ув~' - времена затухания для процессов, происходящих соответственно в тропиках и умеренных широтах Южного полушария; Fex=CoMp(t)\^os - внешняя сила (С0 -масштабирующий коэффициент). Жирным шрифтом в (7) - (8) обозначены члены уравнений, используемые в первоначальной версии модели (Burgers, Jin, van Oldenborgh, 2005). Члены с индексом «В» параметризуют процессы, происходящие в Южном океане и влияющие на тропики за счет распространения быстрых баротропных волн из Южного океана в низкие широты. Эти члены аналогичны членам системы уравнений, используемых в первоначальной версии модели, которые описывали процессы взаимодействия в тропиках.

Представляются результаты моделирования событий Эль-Ниньо для случая, когда внешняя сила в модели определяется только короткопериодной изменчивостью меридиональных потоков водных масс в тихоокеанском секторе Южного океана, обусловленной совместным эффектом атмосферной изменчивости над АЦТ, топографии и береговой линии. Возникшие сигналы распространяются через всю экваториальную Пацифику посредством быстрого волнового механизма.

В § 3.3 моделируются события Эль-Ниньо для случая, когда внешняя сила в модели определяется двумя факторами: короткопериодной изменчивостью меридиональных потоков водных масс в тихоокеанском секторе Южного океана (как и в § 3.2) и

изменчивостью западных ветров в тропиках (через 801-индекс). При таких условиях в модели возникают осцилляции, сходные с событиями Эль-Ниньо, которые, согласно модели, являются следствием распространения сигналов, возникающих как в Южном океане (из-за флюктуации меридиональных транспортных потоков), так и из-за изменчивости западных ветров в тропиках. В этом случае события Эль-Ниньо и Ла-Нинья воспроизводятся данной простой моделью лучше. Так, если в Южном полушарии в течение какого-то года сила ветра и его изменчивость были слабыми, то это минимизирует эффект атмосферной изменчивости над АЦТ, влияющей на динамику Южного океана, и динамика Южного океана не оказывает существенного влияния на тропики. Но если в то же самое время в тропиках в течение долгого промежутка времени устанавливается слабый ветер в западной части Пацифики, то это, естественно, приводит к наступлению Эль-Ниньо, и этот эффект уже параметрически учитывается в модели через новое определение внешней силы.

В § 3.4 описывается упрощенная версия модели событий Эль-Ниньо (по сравнению с той, что была представлена в § 3.2), представляющая собой классический осциллятор с затуханием, находящийся под воздействием внешней силы. Температура поверхности океана (ТПО) в тропической части Тихого океана ТЕ и средняя глубина термоклина в экваториальной Пацифике И выступают в ролях момента импульса и положения соответственно:

где член </-"„>, параметризующий процессы, происходящие в Южном океане и влияющие на тропики за счет распространения быстрых волн из Южного океана в низкие широты, задается как

д, Те = -2 у Те +ю0И, Д И =-0)о ТЕ + </ч,> + ^Г:

(Ю) (11)

<Гех(1Аг) > = С0/Лт/МР(1)\^ш Л. (12)

и Ах

Здесь Ах - время задержки, которое требуется, чтобы сигнал, возникший в Южном океане, за счет волновых процессов достиг экваториальной Пацифики.

Внешняя сила в тропиках параметризующая эффект изменчивости западных тропических ветров, определяется как /

(I,Ат,)=- Ст/Атг¡НОЩ ¿1, (13)

и Ахт

где Ст - масштабирующий коэффициент, Б01- нормированный 801-индекс, т.е. |501|< 1.501-индекс включает в себя длиннопериодный и шумовой компоненты сигнала Эль-Ниньо. Для минимизации эффекта шумового компонента в модели ЭОТ-индскс осредняется за предшествующий период Ахт. Период Ахт выбирается большим, чем время задержки, которое требуется для того чтобы сигнал, возникший из-за изменчивости ветра в тропиках, за счет волновых процессов распространился по всей экваториальной Пацифике (> 2 мес.).

Таким образом, внешние силы параметрически учитывают эффекты изменчивости в Южном океане (через Мр(1)\г40<;) и в тропиках (через 801-индекс), осредненные за предыдущие, соответственно Ах и Ахт, месяцы.

Система уравнений (10)-(13) была решена численно, начиная с 1951 г., с начальными условиями: Г£|М951+Лт=0, й|Р1951+дт=0. Временной сдвиг Ах в начальных условиях обусловлен имеющимся лагом между внешними силами Гех, ^ и наступлением КЫЙО событий.

Графики нормированных величин /"> (сдвинут на 4 месяца вперед) и ИШСМ-индекса для периода с 1951 по 2005 г.г. показаны на рис. 3 (а). Поведения этих кривых очень похожи между собой (коэффициент корреляции 0.70), хотя сама кривая БОГ содержит больше высокочастотных осцилляции, чем N¡N04, что естественно для изменчивости атмосферного давления по сравнению с изменчивостью ТПО. Верхняя и средняя сплошные линии на рис. За соответствуют нормированным модельным характеристикам ТПО Те и толщины термоклина Л, полученными в данном эксперименте

1951

1962

1973

1984

1995

2006

1985 1987 1989 1991 1993 1995 1997 1999 2001 2003 2005 2007

годы

Рис. 3 а - Сила РтхАгг с 4-х месячным лагом (нижняя линия); аномалия

толщины термоклина А (средняя кривая); аномалия ТПО Те (верхняя жирная линия) и №К04-индекс (верхняя штриховая линия) за период с 1951 по 2005 гг. (величины Ь'1К04-индекс и ТЕ нормированы на 1,6°С); б-верхние кривые: зимние Те (жирная линия) и ШЖМ-индекс (штриховая линия); предшествующие летние Мр(1) (тонкая сплошная линия) и РтхА тг (штрих-пунктирная линия); нижние кривые: А (штрих-пунктирная линия), Те (тонкая сплошная линия) и ЫГЫО4-индекс (штриховая линия) за период с 1985 по 2005 гг.

для периода с 1951 по 2005гг. Наблюдается заметное увеличение изменчивости характеристик Те и h после 1985г., когда в модели возникла сила Fex. Более детально кривые для 7), и h показаны на рис. 36, из которого видно, что колебания h опережают колебания Те примерно на 2 месяца. Коэффициент корреляции кривых FTKFex с модельной ТЕ (когда колебания Ft и Fex опережают изменчивость ТЕ на 4 месяца) за период с 1985 по 2005 гг. равен 0.65, в то время как коэффициент корреляции между модельной Те и N1N04-индексом за этот период равен 0.82 (0.78 для периода с 1951 по 2005 гг.). Рассчитанный процент изменчивости NINCM-индекса, описываемой ТЕ, около 60%. Коэффициент корреляции между . зимними ТЕ и ЫШ04-индексом за период с 1985 по 2005 гг. равен 0.92, а рассчитанный процент изменчивости, описываемой зимней Те, около 84%. Таким образом, наша модель способна предсказать явления Эль-Ниньо за 4 месяца, используя модельные данные Mp(t) и данные SOI-индекса.

В Заключении диссертации сформулированы основные результаты, полученные в работе:

массообмсн между Южным океаном, Атлантическим и Тихоокеанским регионами как на коротких (~ 5 дней), так и на длинных (30-100 дней) периодах. Такой массообмен сопровождается перестроечными процессами в океане, которые длятся около месяца.

Выявлено, что:

- на периодах короче, чем 30 сут, массообмен в основном происходит между Тихим океаном, Атлантикой и Индийским океаном (возможно, из-за меньшего размера Индийского океана по сравнению с Пацификой и Атлантикой его роль в этом процессе не так важна). Наиболее сильный массообмен между этими тремя бассейнами наблюдается на периодах 4-6 сут.

- наличие 4-6-суточной моды является главной причиной нарушения закона обратного барометра. Эта мода является доминирующим сигналом в межокеанском массообмсне из-за того, что на этом периоде атмосферное воздействие имеет необычайно большой пространственный масштаб.

Антарктиды. В то же время для баланса напряжения ветра над каким-то топографическим препятствием требуется, чтобы придонное давление на западной стороне препятствия было больше, чем на восточной. Это, совместно с изменчивостью атмосферного возмущения над АЦТ, может приводить к некоторой изменчивости меридиональных массовых потоков в окрестности донных хребтов, генерируя в океане аномалии давления или плотности (этот эффект может быть особенно значительным вблизи океанских фронтов Южного океана, опоясывающих Антарктиду).

3. Установлен характер изменчивости меридиональных потоков водных масс в Южном океане в зависимости от изменчивости ветра и атмосферного давления над АЦТ. Результаты глобального баротропного моделирования показали, что изменение атмосферного возмущения над АЦТ (в качестве меры которого можно использовать БАМ-индекс) совместно с эффектом топографии дна океана приводят к появлению зоны дивергенции/конвергенции в районе широт 47-48° ю.ш., вблизи которой наблюдается существенная изменчивость меридиональных потоков водных масс из Южного океана. При этом флюктуации меридиональных потоков к северу от этой зоны отрицательно коррелированны с силой ветра над АЦТ. Такая изменчивость в меридиональных потоках может привести к появлению короткопериодных (с периодами порядка несколько месяцев) аномалий в южноокеанском поле давления/плотности к северу от 47° ю.ш., которые затем могут переместиться в экваториальные широты за счет волнового механизма, описанного в работах (1усЬепко е1 а1., 2004, 2006). Это означает, что динамика Южного океана может влиять на поле температуры в тихоокеанских тропиках.

4. Возможный механизм воздействия изменчивости атмосферных условий над Южным океаном на усиление фазы развития явлений Эль-Ниньо и Ла-Нинья продемонстрирован в данной работе с помощью численного океанского моделирования, спектрального и корреляционного анализа модельных данных.

5. Представлена модифицированная версия простой модели (Burgers, Jin, van Oldenborgh, 2005) для воспроизведения событий Эль-Ниньо, представляющей собой классический осциллятор с затуханием, в которой температура поверхности океана в тропической части Тихого океана и средняя глубина термоклина в экваториальной Пацифике выступают в ролях момента импульса и положения соответственно. Основное отличие между предложенной моделью и моделью (Burgers, Jin, van Oldenborgh, 2005) заключается в наличии вынуждающих внешних сил и задании меньших величин для модельных временных параметров: периода и времени затухания (величины которых - порядка времени, необходимого для распространения волн Кельвина через экваториальную Пацифику).

тропиках (в данной работе выдвигается гипотеза, что обе силы являются результатом взаимодействия тропиков с высокими широтами, осуществляемого посредством циркуляционной ячейки Гаддея). При таких условиях в модели возникают колебания с периодами, соответствующими кратности появления событий Эль-Ниньо. Для того чтобы вклад изменчивости ЬЮТ-индекса в модельную изменчивость ТПО был сравним с вкладом Южного океана, пришлось в экспериментах выбирать большую величину масштабирующего коэффициента для тропиков, чем для Южного океана. Это демонстрирует тот факт, что изменчивость динамики Южного океана вносит больший вклад в изменчивость ТПО в тропиках, хотя сама эта изменчивость может являться следствием изменчивости тропической атмосферы в начале года (в январе-феврале). Однако изменчивость ветров в тропиках становится очень важным фактором, когда в течение долгого времени (порядка года) в тропиках устанавливаются слабые ветра. Это неминуемо приводит к наступлению Эль-Ниньо, в то время как слабый ветер над Южным океаном (с его низкой временной изменчивостью) ведет к минимальной изменчивости динамики Южного океана, не способной оказывать существенного влияния на тропики.

7. Показано, что представленная малопараметрическая модель способна воспроизводить события Эль-Ниньо, используя модельные данные о короткопериодной изменчивости водных масс в тихоокеанском секторе, обусловленной флюктуациями меридионального транспорта через открытую границу (40° ю.ш.), и данные 801-индекса, осредненные за предыдущие 4 месяца. Величина полученного коэффициента корреляции (0.92) между среднезимними (осредненными с декабря по февраль) значениями модельной ТПО и М!Ж)4-индексом сравнима с корреляцией между среднезимним

NrN'04-ипдексом и NIN04- индексом, осредненными за период с августа по сентябрь, и поэтому может показаться не очень впечатляющим результатом. Самым важным результатом из представленных в главах 2 и 3 является обнаружение двух основных факторов (среди множества возможных других), ответственных за наступление событий Эль-Ниньо, которые объясняют около 84% изменчивости зимнего NIN04- индекса:

- короткопериодные флюктуации меридиональных потоков в тихоокеанском секторе Южного океана, обусловленные совместным эффектом атмосферной изменчивости над АЦТ, топографии и береговой линии;

- изменчивость западных ветров в тропиках.

Благодарности. Автор выражает глубокую благодарность своим учителям Г.С. Голицыну, A.C. Монину, В.Х. Еникееву и Д.Г. Сеидову за приобретённые в работе с ними знания и бесценный опыт исследований.

Автор также благодарит соавторов своих публикаций за плодотворное сотрудничество и помощь. Комментарии д.ф.-м.н. В.Б. Залесного и С.К. Гулёва были очень полезны в работе над авторефератом и текстом диссертации.

Основные результаты диссертации изложены в работах:

1. Степанов В. II Параметризация синоптической изменчивости в моделях крупномасштабной океанской циркуляции II Метеорология и гидрология. 1992. № 1. С. 52-60.

2. Степанов В.Н. Расчет вертикальных движений в Северной Атлантике // Метеорология и гидрология. 1993. № 3. С. 83-91.

3. Степанов В.Н. Влияние внутренних волн на перенос тепла и соли в океане // Известия АН. Физика атмосферы и океана. 1996. Т. 32. № 3. С. 421-425.

4. Степанов В.Н. Проявление эффекта отрицательной тепло- и солепроводности при моделировании крупномасштабной океанской циркуляции // Метеорология и гидрология. 1996. № 11. С. 70-77.

5. Степанов В.Н. Моделирование океанской циркуляции с помощью простой модели циркуляции // Океанология. 1996. Т. 36. № 3. С. 325-338.

6. Степанов В.Н. Роль океана в формировании долгопериодных колебаний климата // Природа. 1996. № 10. С. 23-35.

7. Степанов В.Н. Изменчивость процессов меридионального переноса в Южном Океане и возможная связь этих процессов с Эль-Ниньо // Океанология. 2009. Т. 49. № 1. С. 5-19.

8. Степанов В.Н. Воспроизведение явлений Эль-Ниньо с помощью простой модели. // Океанология. 2009. Т. 49. № 3. С. 337-347.

9. Hughes C.W., Stepanov V. Feasibility and contribution to ocean circulation studies of bottom pressure determination H Space Science Reviews. 2003. V. 108(1-2). P. 217-224.

10.Hughes C. W„ Woodworíh P.L., Meredith M.P., Stepanov V. Coherence of Antarctica sea levels, southern hemisphere annular mode, and flow through Drake Passage // Geophys. Res. Letters. 2003. V. 30. № 9. L1464, doi:1029/2003GL017240.

11 .Hughes C.W., Stepanov V. Ocean dynamics associated with rapid J2 fluctuations: Importance of circumpolar modes and identification of a coherent Arctic mode // J. Geophys. Res. 2004. V. 109. C06002, doi: 10.1029/2003JC002176.

\2.Hughes C. W., Stepanov V.N., Fu L.-L. et al. Three forms of variability in Argentine Basin ocean bottom pressure // J. Geophys. Res. 2007. V. 112. C01011, doi: 1029/2006JC003 679.

13. Meredith M.P., Woodworth P.L., Hughes C.W., Stepanov V.N. Changes in the ocean transport through Drake Passage during the 1980s and 1990s, forced by changes in the Southern Annular Mode // Geophys. Res. Letters. 2004. V. 31. № 21, L21305, doi:10.1029/2004GL021169.

14.Stepanov V.N. Experiments with a simple three-dimensional model of the ocean circulation // Ocean Modelling. 1993. Oxford. № 99. P. 5-9.

\5.Stepanov V.N., Hughes C.W. The parameterization of ocean self-attraction and loading in numerical models of the ocean circulation // J. Geophys. Res. 2004. V. 109. C03037, doi:10.1029/2003JC002034.

16.Stepanov V.N., Hughes C.W. Propagation of signals in basin-scale bottom pressure from a barotropic model // J. Geophys. Res. 2006. V. 111. C12002, doi:10.1029/2005JC003450.

17.Hughes, C.W., Stepanov V. Tales from (barotropic) topographic oceans. In: Challenger Conference for Marine Science, 11-15 September 2006. Oban.

18.Stepanov V.N., Hughes C.W. Comparison of model results for angular momentum fluctuations due to an ocean // Geophysical Research Abstracts. 2004. V. 6,01318, European Geosciences Union

\9.Stepanov V.N., Hughes, C. W Global teleconncctions between ocean basins I I Geophysical Research Abstracts. 2006. V. 8, 01606, European Geosciences Union.

20.Stepanov V.N. The joint influence of topography and atmosphere on the meridional transport process in the Southern Ocean and its consequence on the ENSO events // Geophysical Research Abstracts. 2006. V. 8, 01645, European Geosciences Union.

21.Stepanov V.N. Ocean circulation variability in the Southern Ocean as the

trigger of ENSO events // Geophysical Research Abstracts. 2006. V. 8,

01609. European Geosciences Union.

Список цитируемой литературы

1. Burgers G., Jin F.-F., van Oldenborgh G.J. The simplest ENSO recharge oscillator // Geophysical Research Letters. 2005. V.32, L13706, doi:10.1029/2005GL022951..

2. Eisenman I., Yu L., Tziperman E. Westerly Wind Bursts: ENSO's tail rather than the dog? // J. Climate. 2005. V. 18. № 24. P. 5224-5238.

3. Ivchenko V.O., Zalesny V. В., Drinkwater M.R. Can the equatorial ocean quickly respond to Antarctica sea ice/salinity anomalies? // Geophys. Res. Letters. 2004. V. 31. L15310, doi:10.1029/2004GL020472.

4. Ivchenko V.O., Zalesny V. В., Drinkwater M.K, Schröter J. A quick response of the equatorial ocean to Antarctic sea ice/salinity anomalies // J. Geophys. Res. 2006. V. 111. C10018. doi:10.1029/2005JC003061.

5. Lengaigne M., Guilyardi E„ Boulanger J.-P. et al. Triggering of El Nino by westerly wind events in a coupled general circulation model // Climate Dynamics. 2004. V. 23. № 6. P. 601-620, doi:10.1007/s00382-004-0457-2.

Подписано в печать:

11.05.2011

Заказ № 5603 Тираж - 100 экз. Печать трафаретная. Объем: 2 усл.п.л. Типография «11-й ФОРМАТ» ИНН 7726330900 115230, Москва, Варшавское ш., 36 (499) 788-78-56 www.autoreferat.ru

Содержание диссертации, доктора физико-математических наук, Степанов, Владимир Николаевич

Введение 2

Глава 1. Глобальная баротропиая модель океанской циркуляции

1.1 Краткая история развития теории приливов 31

1.2 Термины и определения 37

1.3 Приливной потенциал и высота статического прилива 42

1.4 Фундаментальные астрономические частоты и гармонический анализ

1.5 Влияние эффекта деформации Земли на приливы 65

1.6 Эффект самопритяжения приливов и приливных деформаций

1.7 Включение в модель океанской циркуляции эффектов самопритяжения приливов и приливных деформаций

1.8 Исходные уравнения трехмерной гидродинамической модели океанской циркуляции

1.9 Глобальная баротропная модель 79

1.10 Модельные расчеты с учетом атмосферного и приливного воздействий

1.10.1 Комбинированный эффект воздействия атмосферы и приливов

1.10.2 Эффект воздействия атмосферы на 8АЬ-эффект 94

1.11 Апробация глобальной баротропной модели 101

1.12 Флюктуации Л, обусловленные изменчивостью океанской динамики

1.12.1 Модельные и альтиметрические данные 107

1.12.2 Региональная изменчивость океанской циркуляции и изменчивость J2

1.12.3 Арктика и долгопериодные флюктуации J2 134

Глава 2. Роль межгодовой изменчивости океана: 142 изменчивость процессов меридионального переноса в Южном Океане и возможная связь этих процессов с Эль-Ниньо

2.1 Глобальный массообмен между океанами согласно баротропной модели

2.1.1 Анализ интегрального массобмена между океанами 144

2.1.2 Массообмен на периодах 4-6 суток 155

2.1.3 Массообмен между Южным и Тихим океанами 160

2.2 Изменчивость процессов меридионального переноса в Южном Океане и возможная связь этих процессов с Эль-Ниньо

2.2.1 Результаты баротропного моделирования океанского массообмена

2.2.2 Результаты трехмерного моделирования 188

2.3 Анализ модельных связей между процессами массообмена в Южном Океане и процессами в тропиках

Глава 3. Воспроизведение явлений Эль-Ниньо с 206 помощью простой модели

3.1 Закономерности между процессами массообмена в Южном Океане и процессами в тропиках

3.2 Модель и модельные результаты 209

3.3 Модельный эффект изменчивости западных ветров в тропиках

3.4 Упрощенная модель событий Эль-Ниньо Заключение и выводы Список литературы 234

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Влияние процессов меридионального переноса в Южном океане на события Эль-Ниньо"

Одно из разрушительных природных явлений, сопровождающееся многочисленными человеческими жертвами и колоссальными материальными потерями является Эль-Ниньо. В переводе с испанского Эль-Ниньо означает "младенец мальчик", а названо оно так потому, что часто приходится на Рождество. Начинается это явление в восточном и центральном регионах экваториального Тихого океана и вод, прилегающих к Южной Америке в районе Эквадора, Перу и частично Чили. В это время у побережий Эквадора и Перу резко, на 6-10°С, повышается температура воды, значительно ослабевает Перуанский апвеллинг, в результате чего исчезает рыба и гибнут птицы. Начинаются затяжные проливные дожди. События Эль-Ниньо нарушают обычный цикл циркуляции в системе океан-атмосфера и оказывают заметное воздействие на погоду всего мира. Так во время этих событий, в декабре-феврале, осадки больше нормы наблюдаются над южной Бразилией, центральной Аргентиной и над экваториальной, восточной частью Африки, а в течение июня-августа на западе США и над центральной частью Чили. В тропиках происходит увеличение осадков над районами к востоку от центральной части Тихого океана и уменьшение от нормы на севере Австралии, в Индонезии и на Филиппинах (рис. В.1).

В годы, в которые наблюдаются явления Эль-Ниньо, бывают существенные повышения температуры (рис. В.1). Более теплые, чем нормальные, условия в декабре-феврале наблюдались над юго-восточной Азией, над Приморьем, Японией, Японским морем, над юго-восточной Африкой и Бразилией, юго-восточной Австралией. и Тихий Океан еверная ^мерика

Атлантичесий, / Океан

Tropic of Jfoncer

Африка

Индийский1 Океан

К"44"

Южная Америка

Tropic of Capricorn Австралия

Тихий Океан

Явление Эль-Ниньо Декабрь- Май «5,

Евразия

-| Высокое давление на западе тихоокеанских тропиков

I- Низкое давление на востоке тихоокеанских тропиков

Пассаты в западной части Тихого океана ослабевают или меняют направление —-Ядро теплых вод из западной части Тихого океана перемещается в его центральную

часть

Область генерации тропических циклонов смещается из западных областей Тихого океана в центральную

ЦСмещение струйных потоков - изменение штормовых треков

Теплые (Т), влажные (В) и засушливые (3) аномалии:

Рис. В.1. Влияние Эль-Ниньо на погоду различных регионов.

Более высокие, чем обычно, температуры отмечаются в июне-августе по западу побережья Южной Америки и над юго-восточной Бразилией. Но более холодные зимы (декабрь-февраль) бывают в эти годы на юго-западном побережье США.

В годы Эль-Ниньо увеличивается перенос энергии в тропосферу тропических и умеренных широт, что приводит к увеличению термических контрастов между тропиками и полярными широтами. Это, в свою очередь, ведет к активизации циклонической деятельности в умеренных широтах (в последующие зимы после Эль-Ниньо наблюдается большее количество циклонов в полосе 40-60°с.ш. и антициклонов в полосе 25-40°с.ш.). Как положительный эффект явления Эль-Ниньо можно считать снижение активности атлантических тропических циклонов.

Интенсивность, масштабы и продолжительность Эль-Ниньо могут существенно меняться. Так за последние десятилетия были отмечены несколько активных циклов Эль-Ниньо: 1982-1983, 19861987, 1991-1993, 1994-95, 1997-98, 2002-03, 2006-07 и 2009-2010 гг., причем в 1982-1983, 1997-1998 и 2009-2010 г.г. фазы Эль-Ниньо были очень мощные, а в остальные годы явления, часто повторяясь, были слабо выраженными. Закономерности для времени наступления Эль-Ниньо до сих пор обнаружено не было. Явление Эль-Ниньо повторяется с промежутком от 4 до 18 лет (наиболее часто отмечались 6-8-летние интервалы) когда температура тихоокеанских тропических вод меняется от экстремально теплых к нейтральным или холодным (Ла-Нинья - холодная фаза явлений).

Явления Ла-Нинья (в переводе с испанского "младенец девочка") также не являются безобидными. Такие циклы за последние годы отмечались в 1984-1985, 1988-1989, 1995-1996, 1998-2000 и

2007-2008 годы. В этот период в Индокитае, Индии и Австралии наблюдаются мощные муссонные дожди. Страны Карибского бассейна и США при этом страдают от засух и смерчей. Ла-Нинья, как и Эль-Ниньо, чаще всего возникает с декабря по март примерно раз в шесть-семь лет. Оба явления несут с собой повышенное количество ураганов, но во время JTa-Нинья их бывает в три-четыре раза больше, чем при Эль-Ниньо [Caviedes, 2001].

В течение периодов Ла-Нинья осадки усиливаются над западной экваториальной частью Тихого океана, Индонезией и Филиппинами и почти полностью отсутствуют в восточной части. Больше осадков выпадает в декабре-феврале на севере Южной Америки и над Южной Африкой, и в июне-августе над юго-восточной Австралией. Более сухие, чем нормальные, условия наблюдаются над побережьем Эквадора, над северо-западом Перу и экваториальной частью восточной Африки в течение декабря-февраля, и над южной Бразилией и центральной Аргентиной в июне-августе.

Во время Ла-Нинья во всем мире отмечаются крупномасштабные отклонения температуры от нормы с наибольшим количеством областей, испытывающих аномально прохладные условия: холодные зимы в Японии и в Приморье, над Южной Аляской и западной, центральной Канадой; прохладные летние сезоны над юго-восточной Африкой, над Индией и юго-восточной Азией и более теплые зимы над юго-западом США.

Считается, что причиной возникновения Эль-Ниньо и Ла-Нинья (которые являются составляющими процесса Эль-Ниньо-Южное Колебание (ЭНЮК) или ENSÓ (El Niño/La Niña-Southern Oscillation)) являются процессы взаимодействия между атмосферой и океаном в тропиках. Для описания Эль-Ниньо используется индекс Южной осцилляции (SOI индекс- Southern Oscillation Index). Он вычисляется как разность аномалий давления над Таити и над портом Дарвин (Австралия). Отрицательные значения индекса свидетельствуют о фазе Эль-Ниньо, а положительные - о JIa-Нинья. Впервые явления Южной осцилляции описал в 1923 году английский метеоролог Гилберт Томас Уолкер. Он ввел сами термины Южная осцилляция, Эль-Ниньо и JIa-Нинья, рассмотрел зональную конвекционную циркуляцию в атмосфере в приэкваториальной зоне Тихого океана, которая теперь называется его именем. Долгое время на явление не обращали почти никакого внимания, считая его региональным. Только через 40 лет, в 1966-1969 годах, норвежский метеоролог Якоб Бьеркнес (Bjerknes, 1966) связал Южное колебание с Эль-Ниньо. Ему удалось установить, что когда SOI индекс положительный, Перуанский апвеллинг "работает" нормально, устойчивые пассаты гонят холодную воду мимо Галапагосских островов на запад (в сторону низкого давления) вдоль экватора. То есть наблюдается "холодная" фаза Южного колебания - JIa-Нинья. При этом уровень Тихого океана в его западной части примерно на полметра выше, чем в восточной: пассаты нагоняют на запад теплую воду.

В случае же, когда SOI индекс отрицательный, происходит сбой в обычной системе циркуляции Тихого океана: пассаты ослабевают вплоть до смены направления на восточное (в сторону низкого давления), и теплая вода от побережья Новой Гвинеи перемещается на восток. Перуанское течение по этой причине существенно ослабевает, и далее развивается вся цепочка событий, связанных с "теплой" фазой Южного колебания, - Эль-Ниньо. При этом разность уровней в восточной и западной частях океана меняет знак: теперь он уже в восточной части на полметра выше, чем в западной.

Рисунок В.2 (а) показывает упрощенную схему океанской и атмосферной (ячейка Уолкера) циркуляции, наблюдаемую в тихоокеанских тропиках при нормальных условиях (аналогичная картина наблюдается и при явлениях Ла-Нинья, но интенсивность циркуляционной ячейки Уолкера выше). Нормальные условия вдоль западного побережья Перу определяются холодным Перуанским апвеллингом, богатым планктоном вод, что способствует активному развитию жизни в данном регионе. Правда, этот же апвеллинг определяет засушливость климата в экваториальной части Перу, формируя пустыни (о чем подробнее остановимся ниже). Пассаты отгоняют прогретый поверхностный слой воды в западную зону тропической части Тихого океана, где формируется ядро теплых тропических вод. Вода здесь прогрета до глубин 100-200 м [Сау1еёез, 2001]. Атмосферная циркуляция Уолкера, проявляющаяся в виде пассатов, совместно с пониженным давлением над районом Индонезии, приводит к тому, что в этом месте уровень Тихого океана на 60 см выше, чем в восточной его части. Таким образом, в тихоокеанских тропиках формируется зональная ячейка циркуляции, поддерживаемая зональным градиентом давления, обусловленным образовавшимся наклоном термоклина (его подъемом с запада на восток).

Температура воды в западной части тихоокеанских тропиков достигает 29-30 °С против 22-24 °С у берегов Перу. Следовательно, вдоль тихоокеанского побережья Латинской Америки контраст температур вода-воздух из-за развитого апвеллинга невелик. Поскольку разность температур воды и атмосферы определяет расположение в воздухе над поверхностью океана областей

Индонезия

1 -чг*иг». , восходящий влажный воздух высокие осадки е».:.

Пассаты ядро теплой воды

Аивеллинг опускающийся сухой воздух

Южная Америка нормальные условия над тихоокеанским тропиками восходящим \ влажный воздух

Индонезия л нагрев на 0.5-1°С йнв опускающийся сухой воздух 180° засушливые условия ядро теплой воды аунвеллинг

Апвеллинг заглубление термоклина замеление термоклина опускающийся сухой воздух

Южная Америка

Условия Эль-Ниньо над тихоокеанским тропиками

Рис. В.2. Упрощенная схема океанской и атмосферной циркуляции в тихоокеанских тропиках. конвекции, в которых происходит интенсивное облакообразование, то облака у берегов тропической части Перу не образуются, и дожди редки. Хотя по причине относительно низкой температуры воды в прибрежной зоне (особенно в период Ла-Нинья) побережье Перу представляет собой страну холода и туманов. Песчаная полоса суши шириной около 40 км (от океана до подножья Анд) и длиной более 2000 км, несмотря на близость океана, остается засушливой голой пустыней, так как вся влага оседает на склонах высоких Анд. В это же время над Индонезией, Австралией и прилегающей к ним западной частью Тихого океана, находящимися под влиянием теплых вод, идет процесс интенсивного облакообразования, определяющий дождливый и влажный климат.

При развитии явления Эль-Ниньо ситуация меняется (рис. В.2(б)). Ядро теплых тропических вод теперь находится в центральной части тихоокеанских тропиков. Такое положение приводит к ослаблению (или развороту на восток) пассатных ветров в западной части тихоокеанских тропиков, что ведет к уменьшению наклона термоклина (и, следовательно, изопикн) за счет изменения уровенной океанской поверхности в западных и центральных частях тихоокеанских тропиков. Это, естественно, замедляет Перуанский апвеллинг (гибнет без питания рыба), и на огромной площади Тихого океана (в центральной и восточной его части (к побережью Америки)) происходит повышение температуры воды, что, в свою очередь, приводит к смещению из западной части Тихого океана вдоль экватора в центральную и восточную его части области интенсивного облакообразования и обильных осадков. В результате в Австралийско-Индонезийском и даже Африканском регионах, где чаще всего стоит влажная дождливая погода, наступает засуха, а на западном побережье Южной и Северной Америки, обычно засушливом, начинаются проливные дожди, наводнения, оползни.

Обычно наступление Эль-Ниньо связывают с видом ветровых аномалий, установившихся в западной экваториальной части Тихого океана в течение предшествующих весны и лета. Но известно, что свойства атмосферы, в основном, определяются характером подстилающей поверхности, т.е. в данном случае температурой поверхности океана (ТПО). Низкое приземное атмосферное давление обычно развивается над теплой ТПО (что обусловлено развитием конвекции из-за нагрева снизу), а высокое, соответственно, над холодной ТПО. Поэтому, скорее всего, появление теплых ТПО аномалий в центральной части тихоокеанских тропиков и приводит к появлению ветровых аномалий в западной экваториальной части Тихого океана. Причем, как было показано в работе [Lengaigne et al, 2004], эти ветровые аномалии могут "запускать" Эль-Ниньо только при некоторых благоприятных для его развития океанских условиях. Как было продемонстрировано другими авторами [Eisenman, Tziperman, 2005], рассматриваемые ветровые аномалии в тропиках являются комбинацией совместных эффектов стохастического атмосферного воздействия и крупномасштабной динамики, зависящей от процессов Эль-Ниньо, и не являются абсолютно внешними силами для развития событий Эль-Ниньо.

В настоящее время предложено два основных механизма, объясняющих возможное появление аномалий ТПО в тихоокеанских тропиках: механизм осциллятора с задержкой [Battisti, Hirst, 1989; Suarez, Schopf, 1988] и модель заряжающегося-разряжающегося осциллятора [Jin, 1996, 1997]. Согласно первому механизму во время явления Эль-Ниньо ветровые аномалии, возникающие в центральной экваториальной части Тихого океана, активизируют распространение волн Россби из данного региона на запад. На западном берегу эти волны отражаются назад и в виде волн Кельвина начинают распространяться на восток вдоль экватора. Этот сигнал, достигнув восточных берегов, подавляет развитие фазы Эль-Ниньо и начинает развиваться противоположная фаза явления Эль-Ниньо - фаза Ла-Нинья.

В модели заряжающегося-разряжающегося осциллятора эффект океанских- волн учитывается параметрически через квази-свердруповский баланс. В. модели предполагается, что наклон экваториального термоклина находится в постоянном балансе с изменчивостью напряжения трения ветра, в результате чего зонально-осредненная толщина экваториального термоклина меняется за счет процессов меридионального массообмена. Так во, время явления Эль-Ниньо за счет потоков, направленных от экватора к полюсам, теплозапас на экваторе уменьшается и поэтому в модели зонально-осредненная толщина экваториального термоклина также уменьшается (происходит подъем термоклина - разряжающаяся фаза модели). После этого наступают благоприятные условия для наступления холодной фазы явления — Ла-Нинья, при наступлении которого происходит обратный процесс: заглубление термоклина -заряжающаяся фаза модели.

Последняя модель включает в себя механизм осциллятора с задержкой как частный случай: оба механизма основаны на наличии некоторой "памяти о состоянии" верхнего слоя океана [ТЧееНп е1 а1., 1998] и динамика явлений ЕКЭО полностью определяется изменчивостью этого слоя. В обеих моделях распространение волн в западной части тихоокеанских тропиков является главным фактором в формировании ТПО аномалий [Weisberg, Wang, 1997], а в восточной части волна Кельвина обеспечивает обратную связь, приводящую к смене фаз ENSO на противоположную. Но в отличие от модели осциллятора с задержкой, где возникновение волны Кельвина обусловлено отражением волн Россби от западного берега, в модели заряжающегося-разряжающегося осциллятора волна Кельвина генерируется аномалиями напряжения трения ветра в западной части экваториальной Пацифики в момент максимального развития фаз ENSO. В западных тихоокеанских областях, прилежащих к экватору, аномалии вихря напряжения трения ветра (т.е., аномалии Экмановской накачки) приводят к возникновению ТПО аномалий, которые, в свою очередь, ведут к возникновению аномалий атмосферного давления над этими регионами. Считается, что именно эта изменчивость атмосферного давления вызывает ветровые аномалии в западной экваториальной части Тихого океана.

Авторы [Picaut, Delcroix, 1995; Picaut et al., 1997] использовали в своей линейной "адвективно-отражательной" модели, описывающей ENSO явления, механизмы распространения ТПО аномалий и отражения волн на восточной границе в качестве главных процессов, ч вызывающих наступление ENSO событий. В этой модели в момент развития теплой фазы ENSO (т.е., Эль-Ниньо) под действием изменчивости напряжения трения ветра (либо локальной, либо отдаленной) восточный край ядра теплой воды, расположенный в западной части тихоокеанских тропиков, начинает перемещаться на восток. Аномалии зональных течений, формируемых в результате отражения океанских волн от Американского побережья, совместно с межгодичной изменчивостью средне-зонального океанского течения взаимодействуют с этим перемещением, что приводит к смене направления смещения на противоположное. Вновь образующиеся ТПО аномалии генерируют новые аномалии напряжения трения ветра, и фаза ENSO вступает в свою противоположную фазу.

Все черты изменчивости тропической ТПО, которые были бы характерны для выше изложенных механизмов, можно проследить в наблюдениях (см., например [White et al., 2003]). Поэтому автор работы [Wang, 2001] попытался описать все выше изложенные механизмы в единой унифицированной модели ENSO осциллятора, основанной на решении системы упрощенных линейных дифференциальных уравнений, содержащих некоторый набор параметров.

К сожалению, ни одна из выше упомянутых моделей не способна давать достоверный прогноз ENSO событий, хотя с помощью полных глобальных моделей, включающих взаимодействие между атмосферой и океаном, мощные фазы Эль-Ниньо возможно предсказывать, поскольку развитие таких событий начинается как минимум за год (см., например, [Cane, Zebiak, Dolan, 1986]).

Кроме того, возникает вопрос: если возникновение ТПО аномалий в тихоокеанских тропиках обусловлено только распространением волн Россби и Кельвина (которые всегда существуют в океане, и характеристики которых в основном зависят от локальных гидрологических полей), то почему имеется значительная зависимость между SOI-индексом, описывающим глобальную изменчивость, и наступлением ENSO событий? К тому же, скорости распространения волн Россби и Кельвина достаточно детерминированы для тихоокеанских тропиков: волна Кельвина пересекает всю Пацифику примерно за 2 месяца [Гилл, 1986; Педлоски, 1984], а волнам Россби требуется примерно 18 месяцев, чтобы из центральной части Тихого океана достичь западного побережья [Полонский, Торбинский, 2009; Торбинский, 2007]. Следовательно, должно наблюдаться регулярное чередование теплых и холодных ENSO событий (примерно каждые 5 лет), хотя, может быть, и с разными амплитудами развития этих фаз из-за существования "океанской памяти". Но как уже отмечалось ранее, никакой регулярности для времени наступления ENSO событий до сих пор обнаружено не было.

Все выше упомянутые модели предполагают, что первоначальное ENSO событие уже произошло, и затем оно самовозобновляется в виде чередующихся теплых и холодных ENSO явлений. Как же тогда возникло первоначальное ENSO явление? В статье [Kessler, 2002] были приведены аргументы в пользу предположения, что ENSO события являются возмущениями относительно какого-то устойчивого климатического состояния. Для их возникновения требуется начальный импульс, не содержащийся в динамическом цикле самого Эль-Ниньо, и этот начальный импульс может быть обусловлен изменчивостью какого-нибудь другого климатического фактора.

Величина коэффициента корреляции между зональным напряжением трения ветра над Тихим океаном (ECMWF-данные) и зимним №Ж)4-индексом (http://climexp.knmi.nl), свидетельствует о наличии высокой корреляции NIN04-HHfleKca не только с ветром в тропиках, но и с пассатами, и с ветром над Антарктическим циркумполярным течением (АЦТ). Следовательно, при изучении Эль-Ниньо нельзя исключать из рассмотрения внетропические регионы. Данная диссертационная работа посвящена вопросу возможного влияния процессов, происходящих около Антарктиды на тихоокеанские тропики. Для этих целей использовались модели океанской циркуляции различной сложности, способные воспроизводить изменчивость океанских течений с временными масштабами порядка несколько месяцев.

Выбор модели океанской циркуляции диктуется поставленной задачей. В настоящее время имеется большое множество моделей океанской циркуляции (см., например, обзор [Griffies et al., 2000]). Они существенно различаются по своей сложности от простых (концептуальных, см., например, [Wright, Stocker, 1991]) до полных негидростатических моделей [MIKE3, 2005]. Чаще всего используются модели, основанные на решении либо полной системы нелинейных (примитивных) уравнений гидротермодинамики океана в приближении Буссинеска [Ибраев, 1993; Манабе, Брайен, 1972; Саркисян, 1977; Саркисян и др., 1986; Boville, Gent, 1998; Bryan, Сох, 1967; Gent et al., 1998; Large et al., 1997; Semtner, Chervin, 1988; Washington et al., 1980; Webb et al., 1997; Weisse, Mikolajewicz, Maier-Reimer, 1994; и др.], либо (см., например, [Сеидов, 1980, 1984, 1985, 1986; Сеидов, Марушкевич, Нечаев, 1989; Степанов, 1992, 1993, 1993; Степанов, 1996; Stepanov, 1993]) решении системы уравнений для вспомогательных функций (например, интегральной по вертикали относительной завихренности течений и функции полных потоков). По . вспомогательным функциям рассчитываются средние по вертикали скорости течения, а компоненты сдвиговой скорости вычисляются из квазигеострофических соотношений.

Модели морских течений различаются также по их целевому назначению [Саркисян, 1977]. Численное моделирование океанских течений и гидрофизических полей океана по заданным состояниям атмосферы вблизи океанской поверхности или в рамках совместных моделей системы океан- атмосфера называется прогнозом течений. Расчеты течений по заданным гидрологическим полям называются диагнозом, а соответствующие модели - диагностическими моделями морских течений. С практической точки зрения прогностические модели течений не могут конкурировать с диагнозом последних, т.к. поле плотности, наблюдаемое в океане, уже приспособлено к течениям, к рельефу дна и берегов, атмосферным воздействиям и т.д. В процессах такого взаимного приспособления значительную роль играют движения с гораздо меньшим пространственным масштабом, чем масштабы глобальной циркуляции - процессы синоптической изменчивости, турбулентного обмена теплом, солью, импульсом, внутренние волны и т.п., обычно не описываемые в прогностических расчетах. Но, тем не менее, наибольшую научную ценность представляют прогностические модели, позволяющие выявить прямые и обратные связи в сложной взаимодействующей системе океан-атмосфера.

В моделях океанской циркуляции отфильтрованы звуковые колебания в несжимаемой среде, которая находится в состоянии гидростатического равновесия. Обычно с помощью приближения "твердой крышки" фильтруются поверхностные гравитационные волны, хотя в последнее время активно используются модели с эволюцией свободной океанской поверхности. На поверхности океана задаются потоки тепла, влаги и импульса. Динамика приводного слоя в значительной мере влияет на процессы тепло- и массообмена, которые учитываются с помощью различных эмпирических коэффициентов [Напеу, 1971; Large, Yeager, 2004]. При нарушении гидростатического равновесия в некотором слое, температура и соленость равномерно перераспределяется в этом слое таким образом, что равновесие восстанавливается, причем количество тепла и соли в слое сохраняется неизменным, а центр тяжести слоя опускается.

Численные эксперименты (см., например, [Ибраев, 1993; Каган и др., 1975; Манабе, Брайен, 1972; Марчук, Дымников, Лыкасов, 1979; Марчук и др., 1984; Саркисян, 1977; Semtner, Chervin, 1988]), в которых моделируется крупномасштабная океанская циркуляция, достаточно хорошо описывают поля течений, температуры и солености. Достаточно реалистично воспроизводится распределение температуры на поверхности океана и в его термоклине. Качественно удовлетворительной получается и картина циркуляции. Тем не менее, при расчетах океанской циркуляции без усвоения данных наблюдения расходы крупнейших течений занижены на 30-50% по сравнению с измеряемыми величинами. Все это говорит о том, что лучшей аппроксимацией общей циркуляции океана, нежели достаточно грубая схема движения вод в настоящее время в глобальных прогностических моделях (с достаточно крупным пространственным разрешением), достичь невозможно, т.к. не полностью учитываются мелкомасштабные процессы. Так не всегда в моделях учитывается влияние океанской погоды [Монин, 1969; Монин, Сеидов, 1983] в формировании климата океана ввиду того, что океанская погода находится за рамками моделей с грубым разрешением расчетных сеток. Многие работы демонстрируют насколько это снижает эффективность механизма климатообразования (подробно см., например, [Semtner, Chervin, 1988; Washington et al., 1980; Webb et al., 1997; Webb, de Cuevas, 2002; 2002]). Кроме того, на результаты моделирования могут влиять процессы еще более мелкого масштаба. Например, вертикальный перенос свойств водных масс, обусловленный влиянием внутренних волн при наличии наклона изопикнических поверхностей к горизонту, сравним по величине с эффектом, обусловленного переносом за счет вертикальной скорости крупномасштабной океанской циркуляции [Степанов, 1996]. При моделировании процессов в океане учет этого эффекта способствует поддержанию более сильных градиентов в поле плотности и, следовательно, установлению крупномасштабной океанской циркуляции с большей интенсивностью. Как видим, имеется большое поле деятельности для улучшения моделей океанской циркуляции.

Таким образом, хотя и существует возможность моделировать на суперкомпьютерах с параллельными процессами океанскую циркуляцию Мирового океана с мелким пространственным разрешением 1/10 градуса) для каких-то небольших промежутков времени (несколько десятков лет, см., например, [Semtner, Chervin, 1988; Washington et al., 1980; Webb et al., 1997; Webb, de Cuevas, 2002; 2002]), но это требует больших затрат компьютерных ресурсов, и поэтому при решении научных задач необходимо применять некоторые разумные упрощения, зависящие от постановки решаемых задач.

Остановимся на принципе подчинения, введенным Хакеном [Хакен, 1980; 1985] в качестве фундаментального теоретического положения для описания процессов самоорганизации. С помощью этого принципа часто удается свести решение сложной задачи к решению небольшого числа уравнений для параметров, играющих роль так называемых параметров порядка [Хакен, 1980; 1985]. Согласно работе [Хакен, 1980], параметром порядка или действия называются параметры или моды параметров системы, если они подчиняют себе другие параметры, или моды параметров, т.е., если одни подсистемы, описываемые этим параметром, подчиняют другие подсистемы. Для систем, в которых имеются релаксационные процессы (а все природные системы являются такими), принцип подчинения можно сформулировать как правило, согласно которому долгоживущие системы (моды) подчиняют себе короткоживущие. В динамике морских течений часто пользуются геострофическими соотношениями для расчета скорости течения, связывающими скорости течения с градиентами давления. В этом случае система течений подчиняется полю давления, обусловленному действием напряжения трения ветра т = (т^ Тф) и изменениями поля плотности в океане. Изменения плотности описываются эволюционными уравнениями изменения температуры Т и солености S морской вводы, т.е. действие осуществляется этими параметрами (T,S) системы циркуляции. Обратная связь подчиненной и главной подсистем представлена нелинейными слагаемыми, описывающими адвекцию тепла и растворенных солей течениями. В работах [Briden, 1977; The mid-ocean dynamic experiment, 1978; Willebrand, Philander, Pacanowcki, 1980] на эмпирическом материале показано, что на временах от 10 до 300 суток реакция океана на приложенное внешнее возмущение (например, на флюктуацию ветра) оказывается баротропной, т.е. поле масс океана меняется медленно. В то же время баротропная мода циркуляции может меняться быстро. Другими словами, при вычислении поля скорости, целесообразно разделить компоненты поля течения на баротропные и сдвиговые составляющие, а при расчете последней можно полагать, что поля Т и S (а значит и поле плотности р) неизменны во времени. При изучении же долгопериодных процессов, должны решаться уравнения эволюции для наших параметров порядка Т и S, в которых используются рассчитанные по этим параметрам значения поля скорости. Принцип

разделения поля течения на баротропные и сдвиговые составляющие широко используется во всех моделях океанской циркуляции.

В работах [Еникеев, Степанов, 1986; 1989; Степанов, 1987; 1996, 8е1с1оу, Ешкееу, 81ерапоу, 1986; 81ерапоу, 1993] была показана эффективность простых моделей океанской циркуляции для исследования процессов в климатической системе на сверхдлинных временных масштабах (порядка тысяч лет). Так на основе численных результатов моделирования океанской циркуляции было продемонстрировано, что климат Земли самым существенным образом зависит от крупномасштабной структуры океанской циркуляции и в первую очередь от размеров крупномасштабных океанских круговоротов в умеренных широтах. Циркуляция в Северной Атлантике в плейстоцене претерпевала существенные изменения. Согласно этим работам в Северной Атлантике осуществлялись два различных характерных типа океанской циркуляции: с вытянутой на север антициклонической ячейкой циркуляции, при которой увеличивается перенос тепла и влаги в высокие широты, и с субтропической ячейкой сильно сжатой в меридиональном направлении. Оба этих состояния при определенных условиях оказываются неустойчивыми. Неустойчивость существования безледной Атлантики (при неизменном газовом составе атмосферы) обусловлена существованием суши в высоких широтах. Неустойчивость сильно зонального состояния определяется увеличением теплозапаса океана в низких широтах, что, в конечном счете, приводит в Северной Атлантике к переходу к циркуляции с увеличенным переносом тепла в высокие широты. В то время как Тихий океан слабо реагирует на аналогичные изменения условий на поверхности океана.

Палеоданные подтвердили выдвинутый выше механизм долгопериодных колебаний климата, контролируемый океанской циркуляцией. В работе [Ruddiman, Mclntyre, 1976] на основе анализа фауны планктонных фораминифер и распределения ее видов, чувствительных к изменениям температур, в колонках глубоководных грунтов по меридиональному профилю в Северной Атлантике прослежена история смещения Гольфстрима на разных этапах плейстоцена. Оказалось, что в межледниковые эпохи Гольфстрим пересекал Атлантический океан в "косом", северо-восточном направлении, следуя от мыса Гаттераса к Британским островам, а во время оледенений он поворачивал на восток, так что его воды двигались от названного мыса к Пиренейскому полуострову.

Исследование океанской изменчивости на сверхкоротких временных масштабах (от нескольких часов до нескольких месяцев) является более сложной задачей, чем даже исследование процессов в климатической системе на сверхдлинных временных масштабах. Все существующие трехмерные модели океанской циркуляции занижают эффект океанской баротропной изменчивости вследствие того, что при решении уравнений для модельных бароклинной и баротропной составляющих используются различные шаги по времени тс и Тв (таких что тс » Тв), и для согласованности этих составляющих производится осреднение баротропного компонента по интервалу тс, что сразу уменьшает баротропную изменчивость. Так, например, при моделировании приливов это ведет к занижению приливных амплитуд почти на 50%. Использовать же трехмерные модели с баротропным временным шагом абсолютно нереально (так, например, потребуется примерно 1 год расчета на компьютере с 20 параллельными процессами, чтобы рассчитать с помощью 1°-градусной NEMO модели [Маёес, 2008] океанскую циркуляцию лишь только для одного модельного года). Кроме того, хотя различные трехмерные модели используют одни и те же исходные уравнения, но при их численной реализации результаты расчетов, полученные по этим моделям, могут даже качественно существенно отличаться между собой. Следовательно, при изучении процессов на сверхкоротких временных масштабах необходимы численные эксперименты с баротропной моделью или некие гибридные эксперименты с баротропной и трехмерной моделями. Следует отметить, что в работе [Саркисян, 1977] было показано, что эффект бароклинности существенно влияет на картину океанской циркуляции: при учете эффекта бароклинности океанские круговороты получаются более интенсивные, а течения более сильные. Однако на коротких временных масштабах, когда поле плотности не успевает сильно измениться, на изменчивость океанских течений оказывает, в основном, баротропные процессы, обусловленные атмосферной изменчивостью (т.е., изменчивостью ветра и приземного атмосферного давления). Поэтому применение баротропных моделей для изучения изменчивости океанской циркуляции на коротких временных масштабах оправдано. В данной работе описывается глобальная баротропная модель, предназначенная для моделирования приливов и исследования океанской изменчивости на временных масштабах несколько месяцев. С помощью этой модели исследуется роль океана в таком важном климатическом событии как явления Эль-Ниньо.

Основной целью диссертационной работы является: а) исследование океанской изменчивости в Южном океане, обусловленной ветровым воздействием; б) установление связей между процессами, происходящими около Антарктиды и тихоокеанскими тропиками (на примере событий Эль-Ниньо).

Для достижения поставленной цели

3. Исследована роль океана в процессах взаимодействия системы океан - атмосфера на коротких временных масштабах. Для этого рассматривается влияние ветра и атмосферного давления на баротропную изменчивость АЦТ и исследуется возможная связь между этой баротропной изменчивостью в тихоокеанском секторе Южного океана и событиями Эль-Ниньо.

4. Построена простая малопараметрическая модель, способная воспроизводить £N80 события.

Научную новизну исследования составляют положения, выносимые на защиту:

С помощью модели изучено влияние топографии, береговой линии и ветра на баротропную изменчивость АЦТ. Показано, что баланс напряжения ветра над топографическими препятствиями, находящимися в Южном океане, с сопротивлением давления на рельефе, совместно с изменчивостью атмосферного возмущения над АЦТ, приводит к изменчивости меридиональных массовых потоков в окрестности донных хребтов, генерируя в Южном океане аномалии давления или плотности. Отмечено, что этот эффект может быть особенно значительным вблизи океанских фронтов Южного океана, опоясывающих Антарктиду.

2. На основе численного эксперимента с 3-х мерной бароклинной моделью циркуляции океана изучен механизм формирования температурных аномалий в тропической зоне Тихого океана.

Продемонстрировано, что сигналы, генерируемые топографическими препятствиями, переносятся из Южного океана в экваториальные широты посредством волнового механизма, описанного в работах Ивченко с соавторами (1усЬепко, 2а1езпу, Бппклуа1ег, 2004), где оказывают значительное влияние на тропики. Установлено, что ветровые процессы над АЦТ могут оказывать существенное влияние на развитие событий Эль-Ниньо и что при изучении ЕКБО явлений необходимо принимать во внимание процессы, происходящие в тихоокеанском секторе Южного океана.

3. Разработана малопараметрическая модель, способная воспроизводить события Эль-Ниньо. Модель представляет собой классический осциллятор с затуханием, находящийся под воздействием вынуждающих внешних сил. В качестве таких сил используются модельные данные о короткопериодной изменчивости транспорта водных масс в тихоокеанском секторе Южного Океана, \ обусловленной флюктуациями меридионального транспорта через его открытую границу (на 40° ю. ш.), и данные 801-индекса, осредненные за предыдущие 4 месяца.

4. На основе моделирования с тремя численными моделями, представленными в работе, установлено, что изменчивость динамики вод Южного океана, обусловленная ветровыми процессами над АЦТ, может оказывать существенное влияние на развитие событий Эль-Ниньо и что при изучении ЕЫЗО-явлений необходимо принимать во внимание процессы, происходящие в Южном океане.

Практическая значимость:

Разработанная глобальная баротропная модель может активно использоваться при анализе изменчивости океанской циркуляции на сверхкоротких временных масштабах, а предложенная параметризация эффекта самопритяжения приливов и приливных деформаций океана будет полезна при моделировании палеоклимата Земли.

Результаты диссертации излагаются в следующем порядке. Глава 1 посвящена описанию баротропной модели океанской циркуляции, которая предназначена для использования на компьютерах с параллельными процессорами. Приводятся результаты моделирования, полученные с помощью этой модели, и проводится их сравнение с данными наблюдения. Для этого сравнения использовались также результаты экспериментов, полученных для различных внешних сил: как атмосферных (напряжение трения ветра и атмосферное давление), так и приливообразующих сил. Поэтому в этой же главе приводится вся информация, необходимая для понимания приливных процессов: даются основные определения терминов, использующихся при описании приливных явлений; кратко описывается история развития теории приливов.

С помощью данной модели можно воспроизводить океанскую циркуляцию на коротких временных масштабах: от нескольких месяцев до нескольких часов (при моделировании приливов). В частности, можно изучать влияние топографии, береговой линии и ветра на баротропную изменчивость АЦТ.

В главе 2 представляются результаты исследования роли океана в процессах взаимодействия системы океан - атмосфера на коротких временных масштабах (на примере событий Эль-Ниньо). Для этого рассматривается влияние ветра и атмосферного давления на баротропную изменчивость Антарктического циркумполярного течения (АЦТ). Этот эффект изучается с помощью глобальной рассматривается влияние ветра и атмосферного давления на баротропную изменчивость Антарктического циркумполярного течения (АЦТ). Этот эффект изучается с помощью глобальной баротропной модели при идеализированных и реальных атмосферных воздействиях.

Результаты баротропного моделирования демонстрируют, что изменение силы ветра над АЦТ, совместно с эффектом топографии и береговой линии, приводят к изменчивости меридиональных потоков воды в Южном океане. Изменчивость этих потоков отрицательно коррелирована с силой ветра над АЦТ. Возможная связь между короткопериодной изменчивостью меридиональных потоков воды в тихоокеанском* секторе Южного океана и Эль-Ниньо демонстрируется с помощью трехмерного океанского моделирования и корреляционного анализа. Показано, что изменчивость меридиональных потоков воды, обусловленная атмосферным возмущением над АЦТ, может приводить к короткопериодным аномалиям поля плотности воды в Южном океане к северу от широты , 47° ю.ш., которые затем могут быть перенесенными в низкие широты посредством волнового механизма, описанного в [¡усИепко, 7а1езпу, Вппк\уа1ег, 2004; Залесный, Ивченко, 2005, 2010], и оказывать существенное влияние на тропики.

В главе 3 представлены результаты воспроизведения событий Эль-Ниньо, полученных с помощью простой модели [Степанов, 2009], представляющей собой классический осциллятор с затуханием, находящийся под воздействием внешней силы. Температура поверхности океана в тропической части Тихого Океана и средняя глубина термоклина в экваториальной Пацифике выступают в ролях

Ъ. тихоокеанском секторе Южного Океана, обусловленной совместным эффектом атмосферной изменчивости над АЦТ, топографии и береговой линии, и изменчивостью западных ветров в тропиках. При таких условиях в модели возникают осцилляции, сходные с событиями Эль-Ниньо, которые, согласно модели, являются следствием распространения сигналов, возникающих как в Южном Океане (из-за флюктуаций меридиональных транспортных потоков), так из-за изменчивости западных ветров в тропиках. Возникшие сигналы распространяются через всю экваториальную Пацифику посредством быстрого волнового механизма. Показано, что внешние силы являются основным фактором в установлении полученной картины изменчивости модельных характеристик.

Результаты работы докладывались на семинарах Института физики атмосферы им. A.M. Обухова РАН, Московского Государственного Университета, на Ученом Совете Института океанологии РАН им. П.П. Ширшова, в Институте вычислительной математики РАН, в Российском государственном гидрометеорологическом университете, в Университете г. Рединга и в Национальном Океанографическом Центре (Великобритания), на международных конференциях Европейского Геофизического Общества (EGU General Assembly) и были опубликованы в российских и зарубежных журналах: [Еникеев, Степанов, 1986; 1989; Степанов, 1987; 1992; 1993; 1993; 1996; 1996; 1996; 2008; 2009, Hughes, Stepanov, 2003; 2004; Hughes, Stepanov et al., 2007; Meredith, Woodworth, Hughes, Stepanov, 2004; Stepanov, 1993; 1993; Stepanov, Hughes, 2004; 2006].

Автор выражает глубокую благодарность своим учителям Г.С. Голицыну, A.C. Монину, В.Х. Еникееву и Д.Г. Сеидову за приобретённые в работе с ними знания и бесценный опыт исследований.

Автор также благодарит соавторов своих публикаций за плодотворное сотрудничество и помощь. Комментарии д.ф.-м.н. С.К. Гулёва и В.Б.Залесного были очень полезны в работе над авторефератом и текстом диссертации.

Заключение Диссертация по теме "Океанология", Степанов, Владимир Николаевич

Заключение и выводы

1. Построена глобальная баротропная океанская модель, предназначенная для использования на компьютерах с параллельными процессорами, с помощью которой можно эффективно исследовать процессы глобального океанского массообмена на временных масштабах от нескольких часов до нескольких месяцев (что позволяет воспроизводить приливы и моделировать высокочастотную океанскую изменчивость). С помощью этой глобальной океанской модели было продемонстрировано влияние топографии, береговой линии и ветра на баротропную изменчивость Антарктического циркумполярного течения (АЦТ). Было показано, что существует массообмен между Южным океаном, Атлантическим и Тихоокеанским регионами как на коротких (~ 5 суток), так и на длинных (30-100 суток) периодах. Такой массообмен сопровождается перестроечными процессами в океане, которые длятся около месяца. Выявлено, что:

- на периодах короче, чем 30 суток, массообмен в основном происходит между Тихим океаном, Атлантикой и Индийским океаном (возможно, из-за меньшего размера Индийского океана (по сравнению с Пацификой и Атлантикой) его роль в этом процессе не так важна). Наиболее сильный массообмен между этими тремя бассейнами наблюдается на периодах 4-6 суток.

- наличие 4-6 суточной моды является главной причиной нарушения закона обратного барометра. Эта мода является доминирующим сигналом в межокеанском массообмене из-за того, что на этом периоде атмосферное воздействие имеет необычайно большой пространственный масштаб.

2. Основной суммарный массообмен на длинных периодах происходит между Южным и Тихим океанами, что обусловлено балансом между напряжением силы ветра и перепадами давления на океанском дне в проливе Дрейка (сопротивлением давления на рельефе). Показано, что существуют три основные области в Южном океане (область в окрестности пролива Дрейка, плато Кергелен и тихоокеанско-антарктический хребет), которые отвечают примерно за 65% суммарного сопротивления давления на рельефе в АЦТ. Причем регион пролива Дрейка является наиболее значительным из упомянутых выше трех регионов с точки зрения баланса сил, ответственного примерно за 30% суммарного сопротивления давления на рельефе. Направленное на восток напряжение ветра приводит к уменьшению придонного давления около берегов Антарктиды. В то же время для баланса напряжения ветра над каким-то топографическим препятствием требуется, чтобы придонное давление на западной стороне препятствия было больше, чем на его восточной. Это, совместно с изменчивостью атмосферного возмущения над АЦТ, может приводить к некоторой изменчивости меридиональных массовых потоков в окрестности донных хребтов, генерируя в океане аномалии давления или плотности (этот эффект может быть особенно значительным вблизи океанских фронтов Южного океана, опоясывающих Антарктиду).

3. Был установлен характер изменчивости меридиональных потоков водных масс в Южном океане в зависимости от изменчивости ветра и атмосферного давления над АЦТ. Результаты глобального баротропного моделирования показали, что изменение атмосферного возмущения над АЦТ (в качестве меры которого можно использовать БАМ-индекс) совместно с эффектом топографии дна океана приводят к появлению зоны дивергенции/конвергенции в районе широт 47-48° ю.ш., вблизи которой наблюдается существенная изменчивость меридиональных потоков водных масс из Южного океана. При этом флюктуации меридиональных потоков к северу от этой зоны отрицательно коррелированны с силой ветра над АЦТ. Такая изменчивость в меридиональных потоках может привести к появлению короткопериодных (с периодами порядка несколько месяцев) аномалий в южноокеанском поле давления/плотности к северу от 47° ю.ш., которые затем могут переместиться в экваториальные широты за счет волнового механизма, описанного в работах Ивченко с соавторами. Это означает, что динамика Южного океана может влиять на поле температуры в тихоокеанских тропиках.

4. Возможный механизм воздействия изменчивости атмосферных условий над Южным океаном на усиление фазы развития явлений Эль-Ниньо и Ла-Нинья был продемонстрирован в данной работе с помощью численного океанского моделирования, спектрального и корреляционного анализа модельных данных.

5. Была представлена модифицированная версия простой модели (Burgers, Jin, van Oldenborgh, 2005) для воспроизведения событий Эль-Ниньо, представляющей собой классический осциллятор с затуханием, в которой температура поверхности океана в тропической части Тихого Океана и средняя глубина термоклина в экваториальной Пацифике выступают в ролях момента импульса и положения соответственно. Основное отличие между предложенной моделью и моделью (Burgers, Jin, van Oldenborgh, 2005) заключается в наличии вынуждающих внешних сил и задании меньших величин для модельных временных параметров: периода и времени затухания (величина которых - порядка времени, которое необходимо для распространения волн Кельвина через экваториальную Пацифику).

6. Показано, что эффект волновых процессов приводит к возникновению межгодичной изменчивости ТПО в тропиках, которая в модели полностью определяется эффектом внешних сил, приводимых в действие изменчивостью океанской динамики в Южном Океане и атмосферных условий над тропиками. Внешние силы в модели параметризуются через короткопериодную изменчивость водных масс в тихоокеанском секторе Южного Океана, обусловленную флюктуациями меридионального транспорта через широту 40° ю.ш., и БОЬиндексом (взятым с обратным знаком). Первая сила обусловлена совместным эффектом атмосферной изменчивости над АЦТ, южноокеанской топографии и береговой линии; вторая - определяется изменчивостью западных ветров в тропиках (в данной работе выдвигается гипотеза, что обе силы являются результатом взаимодействия тропиков с высокими широтами, осуществляемого посредством циркуляционной ячейки Гадлея). При таких условиях в модели возникают колебания с периодами, соответствующими кратности появления событий Эль-Ниньо. Для того чтобы вклад изменчивости 801-индекса в модельную изменчивость ТПО был сравним с вкладом Южного Океана, пришлось в экспериментах выбирать большую величину масштабирующего коэффициента для тропиков, чем для Южного океана. Это демонстрирует тот факт, что изменчивость динамики Южного Океана вносит больший вклад в изменчивость ТПО в тропиках, хотя сама эта изменчивость может являться следствием изменчивости тропической атмосферы в начале года (в январефеврале). Однако изменчивость ветров в тропиках становится очень важным фактором, когда в течение долгого времени (порядка года) в тропиках устанавливаются слабые ветра, что неминуемо приводит к наступлению Эль-Ниньо. В то время как слабый ветер над Южным Океаном (с низкой его временной изменчивостью) ведет к минимальной изменчивости динамики Южного Океана, не способной оказывать существенного влияния на тропики.

7. Было показано, что представленная модель для воспроизведения событий Эль-Ниньо способна предсказать события Эль-Ниньо за 4 месяца, используя модельные данные о короткопериодной изменчивости водных масс в тихоокеанском секторе, обусловленной флюктуациями меридионального транспорта через открытую границу (40° ю.ш.), и данные 801-индекса, осредненные за предыдущие 4 месяца. Величина полученного коэффициента корреляции (0,92) между среднезимними (осредненными с декабря по февраль) модельной ТПО и Ж1\Ю4-индексом сравнима с корреляцией между среднезимним МГК04-индексом и №N04-индексом, осредненными за период с августа по сентябрь, и поэтому может показаться не очень впечатляющим результатом. Самым важным результатом из представленных в главе 2 и 3, является обнаружение двух основных факторов (среди множества возможных других), ответственных за наступление событий Эль-Ниньо, которые объясняют около 84% изменчивости зимнего N¡N04- индекса:

- короткопериодные флюктуации меридиональных потоков в тихоокеанском секторе Южного Океана, обусловленные совместным эффектом атмосферной изменчивости над АЦТ, топографии и береговой линии;

- изменчивостью западных ветров в тропиках.

8. Сделан крупный шаг в становлении нового направления в изучении ЕИБО явлений: эти явления не являются только следствием взаимодействия атмосферы и океана в тропиках, как считалось до этого, а при их изучении необходимо принимать во внимание изменчивость ветра над Южным океаном.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора физико-математических наук, Степанов, Владимир Николаевич, Москва

1. Алексеев В.В., Залесный В.Б. Численная модель крупномасштабной динамики океана. Вычислительные процессы и системы. Ред. Г.И.Марчук. Вып. 10. М.: Наука, 1984. С. 232-252.

2. Белинский О.Н., Кириенко Л.В., Найшуллер М.Г. Аномальные гидрометеорологические явления на территории Российской Федерации в январе 1999 г. Метеорология и гидрология. 1999. №4. С. 112-115.

3. Богданов К.Т. Приливы Мирового океана. М., 1975., 116 с.

4. Бышев В.И. Синоптическая и крупномасштабная изменчивость океана и атмосферы. М.: Наука, 2003, 344 с.

5. Гилл А. Динамика атмосферы и океана. М.: Мир, 1986., Т. 2, 415с.

6. Дианский Н. А., Багно А. В., Залесный В.Б. Сигма-модель глобальной циркуляции океана и ее чувствительность к вариациям напряжения трения ветра // Известия РАН. Физика атмосферы и океана. 2002. Т. 38, № 4, С. 537-556.

7. Дмитриев A.A., Гудошников Ю.П. Прошлое, настоящее и будущее климата региона Баренцева моря. Тр. ААНИИ. 2000. Т. 441. С. 33-45.

8. Дуванин А.И. Приливы в море. М.? 1976., 390с.• 9. Еникеев В.Х., Степанов Вл.Н. Моделирование климатической системы океан-атмосфера в период оледенения. В сб.: Моделирование гидрофизических полей и процессов в океане. М.: Наука, 1986, с. 24-30.

9. Еникеев В.Х., Степанов В.Н. Моделирование четвертичной палеоциркуляции в Атлантическом и Тихом океанах.- В "Модели океанских процессов". М., Наука, 1989.

10. Залесный В.Б., Ивченко В.О. Влияние аномальных режимов Южного океана на динамику экваториальных вод. // Изв. АН, ФАО, 2005, т. 41, № 3, с. 1-19.

11. Залесный В.Б., Ивченко В.О. Моделирование реакции глобальной циркуляции и регионального отклика Северного Ледовитого Океана на аномалии внешнего воздействия. // Океанология, 2010, Т. 50, № 6, с. 877-889.

12. Ибраев P.A. Реконструкция климатических характеристик течения Гольфстрим. // Изв. АН, ФАО, 1993, т. 29, № 6, с. 803814.

13. Каган Б.А. Гидродинамические модели приливных движений в море. Л.: Гидрометеоиздат. 1968, 219 с.

14. Каган Б.А. и др. Численный эксперимент по общей циркуляции океана. -Океанология, 1975, т. 15, вып. 1, с. 5-11.

15. Каган Б.А., Монин A.C. Приливы. В кн.: Физика океана, Т.2, Гидродинамика океана. Глава 6. М., Наука, 1978 с. 255-299.

16. Каменкович В.М. Основы динамики океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1973, 240 с.

17. Мамаев О.И. Упрощенная зависимость между плотностью, температурой и соленостью морской воды. Изв. АН СССР, Сер. Геогр. и геофиз., 1964, № 2, с. 309-311.

18. Манабе С., Брайен К. Климат и циркуляция океана. -Гидрометеоиздат, 1972, 192 с.

19. Манк У., Макдоналд Г. Вращение Земли. Пер. с англ., М., Мир, 1964, с. 384.

20. Марчук Г.И., Дымников В.П., Лыкасов В.Н. и др. Глобальная модель общей циркуляции атмосферы и океана. Изв. АН СССР, физика атмосферы и океана, 1979, т. 15, № 5, с. 467483.

21. Марчук Г.И., Дынников В.П., Залесный В.Б., Лыкосов В.Н., Галин В.Я. Математическое моделирование общей циркуляции атмосферы и океана. Л., Гидрометеоиздат, 1984, 320 с.

22. Марчук Г.И., Каган Б.А. Океанские приливы (математические модели и численные эксперименты). Л.: Гидрометеоиздат. 1977,296 с.

23. Марчук Г.И., Каган Б.А. Динамика океанских приливов. Л.: Гидрометеоиздат. 1991, 472 с.

24. Монин A.C. Прогноз погоды как задача физики. М.: Наука, 1969, 189 с.

25. Монин A.C. Теоретические основы геофизической гидродинамики. Л., Гидрометеоиздат, 1988, 424 с.

26. Монин A.C., Сеидов Д.Г. Погода и климат океана. Природа,1983, № 1, с. 34-42.

27. Некрасов A.B. Приливные волны в окраинных морях. Л., 1975., 247 с.

28. Педлоски Дж. Геофизическая гидродинамики. М., Мир,1984, т. 1,400 е.; т.2, 811 с.

29. Полонский А.Б., Торбинский A.B. Скорость распространения температурных аномалий в тропической зоне Индийского океана, Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2, с. 3-11.

30. Саркисян A.C. Численный анализ и прогноз морских течений. Л.: Гидрометеоиздат, 1977, 182 с.

31. Саркисян A.C., Демин Ю.А., Бреховских A.JL, Шаханова Т.В. Методы и результаты расчета циркуляции вод Мирового океана. JL, Гидрометеоиздат, 1986, 152 с.

32. Сеидов Д.Г. Синоптические вихри в океане, численный эксперимент. Изв. АН СССР, физика атмосферы и океана, 1980, т. 16, № 1, с. 73-87.

33. Сеидов Д.Г. Модель глобальной циркуляции вод в океанах. Изв. АН СССР, физика атмосферы и океана, 1984, т. 20, № 4, с. 287-296.

34. Сеидов Д.Г. Моделирование синоптической и климатической изменчивости океана. JL: Гидрометеоиздат, 1985, 207 с.

35. Сеидов Д.Г. Моделирование климата и палеоклимата Мирового океана. В сб.: Моделирование гидрофизических полей и процессов в океане. М.: Наука, 1986, с. 3-11.

36. Сеидов Д.Г., Марушкевич А.Д., Нечаев Д.А. Вихреразрешающая модель океанской циркуляции.// В кн. "Модели океанских процессов" М., Наука, 1989, с. 91-107.

37. Степанов Вл.Н. Моделирование современной циркуляции и вюрмской палеоциркуляции в северной части Атлантического и Тихого океанов. в сб.: Проблемы современной океанологии, М.: ИОАН СССР, 1987, с. 34-37.

38. Степанов В.Н. Параметризация синоптической изменчивости в моделях крупномасштабной океанской циркуляции. -Метеорология и гидрология, 1992, № 1, с. 52-60.

39. Степанов В.Н. Расчет вертикальных движений в Северной Атлантике. Метеорология и гидрология, 1993, N 3, с. 83-91.

40. Степанов В.Н. Метод расчета притока пресной воды в океан. Метеорология и гидрология, 1993, № 4, с. 69-75.

41. Степанов В.Н. Влияние внутренних волн на перенос тепла и соли в океане. Известия АН. Физика Атмосферы и Океана, 1996, т. 32, № 3, с. 421-425.

42. Степанов В.Н. Моделирование океанской циркуляции с помощью простой модели циркуляции. 1996, Океанология, т. 36, №3, с. 325-338.

43. Степанов В.Н. Роль океана в формировании долгопериодных колебаний климата. 1996, Природа, № 10, с. 23- 35.

44. Степанов В.Н. Изменчивость процессов меридионального переноса в Южном Океане и возможная связь этих процессов с Эль-Ниньо // Океанология. 2008, Т. 49. № 1. с. 5-19.

45. Степанов В.Н. Воспроизведение явлений Эль-Ниньо с помощью простой модели. // Океанология. 2009, Т.49. № 3. с. 337 -347.

46. Торбинский А.В. Фазовые скорости распространения термических аномалий в экваториально тропической части Индийского океана. В сб. Научных трудов "Система контроля окружающей среды. Средства, модели и мониторинг", Севастополь, 2007, с. 267-269.

47. Хакен Г. Синергетика. М.: Мир, 1980, 404 с.

48. Хакен Г. Синергетика. Иерархии неустойчивостей в самоорганизующихся системах и устройствах. М.: Мир, 1985,419 с.

49. Accad Y., and C.L.Pekeris, 1978: Solution of the tidal équations for the M2 and S2 tides in the world océans from a knowledge of the tidal potential alone. Philosophical Transactions of the Royal Society of London, 290,235-266.

50. Alvarez-Garcia F., Narvaez W.C., Ortiz Bevia M.J. An assessment of differences in ENSO Mechanisms in a Coupled GCM Simulation // J. Climate. 2006. V. 19. № 1. P. 69-87.

51. Anderson D. L. T., Killworth P. D. Spin up of a stratified ocean, with topography // Deep Sea Res. 1977. V. 24. P. 709-732.

52. Aoki S. Coherent sea level response to the Antarctic Oscillation. // Geophys." Res. Lett. 2002. V. 29. № 20. 1950. doi: 10.1029/2002GL0115733.

53. Baker T. F. (1984). Tidal deformations of the earth. Science Progress, 69, 197-233.

54. Battisti, D. S., and A. C. Hirst, 1989: Interannual variability in the tropical atmosphere-ocean system: Influences of the basic state, ocean geometry, and nonlinearity. J. Atmos. Sci., 46,1687—1712.

55. Bjerknes J.A. A possible response of the atmospheric Hadley circulation to equatorial anomalies of ocean temperature. Tellus. 1966. Y. 18. P. 820-829.

56. Blaker A.T., Sinha B., Ivchenko V.O. et al. Identifying the roles of the ocean and atmosphere in creating a rapid equatorial response to a Southern Ocean anomaly // Geophys. Res. Letters. 2006. V. 33. L06720, doi: 10.1029/2005GL025474.

57. Boville B.A., Gent P.R. The NCAR climate system model, version one//J. Climate. 1998, V.ll,No 6, P. 1115-1113.

58. Bretherton C. S., Widmann M., Dymnikov V.P. .et al. The effective number of spatial degrees of freedom of a time-varying field//J. Climate. 1999. V. 12. № 7. P. 1990-2009.

59. Briden H.L. Geostrophic comparison from moored measurements of current and temperature during the MODE. Deep-Sea Res., 1977, vol. 24, p. 667-681.

60. Bryan K., Cox M.D. A numerical investigation of the ocean general circulation. Tellus, 1967, v. 18, № 1.

61. Burgers G., Jin F.-F., van Oldenborgh G.J. The simplest ENSO recharge oscillator // Geophysical Research Letters. 2005. V.32, LI3706, doi: 10.1029/2005GL022951.

62. Cane M.A., Zebiak S.E. and Dolan S.C., Experimental forecasts of El Niño. Nature, 1986, V. 322, No 6073, pp 827-832

63. Carrére L., and F. Lyard, Modelling the barotropic response of the global ocean to atmospheric wind and pressure forcing -comparisons with observations, Geophys. Res. Lett., 2003. V. 30. P. 1275-1278.

64. Caviedes C.N., El Niño in History: Storming Through the Ages, University Press of Florida, 2001, 279 pp.

65. Chao Y., Fu L.-L. A comparison between the TOPEX/POSEIDON data and global ocean general circulation model during 1992-1993 // J. Geophys. Res. 1995. V. 100. № C12. P. 24,965-24,976.

66. Chao, B. F., A. Y. Au, J.-P. Boy, and C. M. Cox Time-variable gravity signal of an anomalous redistribution of water mass in extratropic Pacific during 1998 2002, Geochem. Geophys. Geosyst., 2003, 4(1), 1096, doi:10.1029/2003GC000589.

67. Chelton, D. B., and M. G. Schlax Global observations of oceanic Rossby waves. Science, 1996, vol. 272, pp. 234-238.

68. Cox, C. M., and B. F. Chao Detection of a large-scale mass redistribution on the terrestrial system since 1998, 2002, Science, 297, 831-833.

69. Darwin G.H. Harmonic analysis of tidal observations. Report to British Association. Southport, 1883.

70. Delcroix T., Picaut J., Eldin G. Equatorial Kelvin and Rossby waves evidenced in the Pacific Ocean through geosat sea level and surface current anomalies // J. Geophys. Res. 1991. V. 96(CSupplement). P. 3249-3262, 10.1029/90JC01758.

71. Dickey, J. O., S. L. Marcus, O. de Viron, and I. Fukumori Recent Earth oblateness variations: Unravelling climate and postglacial rebound effects, 2002, Science, 298, 1975-1977.

72. Dong B., Sutton R.T., Scaife A. A. Multidecadal modulation of El Nino-Southern Oscillation (ENSO) variance by Atlantic Ocean sea surface temperatures // Geophys. Res. Letters. 2006. V. 33. L08705, doi: 10.1029/2006GL025766.

73. Doodson A.T. The harmonic development of the tide-generation potential. "Proc. Roy. Soc. London", 1921, A100, N 704, 305329.

74. Ducet, N., P.-Y. Le Traon, and G. Reverdin Global high resolution mapping of ocean circulation from TOPEX/Poseidon and ERS-1/2, J. Geophys. Res., 2000, 105(C8), 19,477- 19,498.

75. Dziewonski, A.M., and D.L. Anderson, 1981: Preliminary reference earth model, Phys. Earth Planet. Interior, 25, 297-356.

76. Egbert G. D., Ray R. D. Deviation of long period tides from equilibrium: Kinematics and geostrophy. // J. Phys. Oceanogr. 2003. V. 33. P. 822-839.

77. Eisenman I., Yu L., Tziperman E. Westerly Wind Bursts: ENSO's tail rather than the dog? // J. Climate. 2005. V. 18. № 24. P. 52245238.

78. Farrell, W.E.; 1973: Earth tides, ocean tides and tidal loading. Phil. Trans. R. Soc. A274: 253-259.

79. Francis, O., and P. Mazzega, 1990: Global charts of ocean tide loading effects. J. of Geophysical Research, vol. 95, 1141111424.

80. Fu L.-L., Davidson R.A. A note on the barotropic response of sea level to time dependent wind forcing // J. Geophys. Res. 1995. V. 100. № C12. P. 24955-24963.

81. Fu, L.-L. Wind-forced intraseasonal sea level variability of the extratropical oceans, J. Phys. Oceanogr., 2003, 33, 436-449.

82. Fujio S., Kadowaki T., Imasato N. World ocean circulation Diagnostically derived from Hydrographic and wind stress fields. 1. The velocity field. Jour, of Geophysical Research, vol. 97, № C7, July 15, 1992, pp. 11163-11176.

83. Fukumori I., Raghunath R., Fu L.-L. Nature of global large-scale sea level variability in relation to atmospheric forcing: A model study // J. Geophys. Res. 1998. Y. 103. № C3. P. 5493-5512.

84. Gent,P.R., F.O.Bryan, G. Danabasoglu, S.C. Doney, W. R. Holland, W. G. Large, C. McWilliams. The NCAR climate system model global ocean component // J. Climate. 1998. V.ll, No6, P. 1287-1306.

85. Gille S. T. The Southern Ocean momentum balance: Evidence for topographic effects from numerical model output and altimeter data. //. Phys. Oceanogr. 1997. V. 27. P. 2219-2232.

86. Gill, A. E., and P. P. Niiler The theory of the seasonal variability in the ocean, Deep Sea Res. Oceanogr. Abstr., 1973, 20, 141- 177.

87. Griffies S.M., Boning C., Bryan F.O., Chassignet E.P., Gerdes R., Hasumi H., Hirst A.,Treguier A.-M., Webb D. Developments in ocean climate modelling // Ocean Modelling. 2000. V. 2, P. 123192.

88. Groves G. W. Periodic variation of sea level induced by equatorial waves in the easterlies. // Deep Sea Res. 1956. V. 3. P. 248-252.

89. Groves G. W., Migata M. On weather-induced long waves in the equatorial Pacific. // J. Mar. Res. 1967. V. 25. P. 115-126.

90. Haney R.L. Surface thermal boundary condition for ocean circulation models. Ibid., 1971, vol. 1, № 4, p. 241-248.

91. Hendershott, M. C., 1972: The effects of solid earth deformation on global ocean tides. Geophys. J. R. Astr. Soc. 29, 389-402.

92. Hendershott, M. C., 1977: Numerical models of ocean tides, pp 47-95 in The Sea, ideas and observations on progress in the study of the seas, Vol. 6. E. D. Goldberg, I. N. McCave, J. J. O'Brien, and J. H. Steele, eds. Wiley, New York, 1048 pp.

93. Hirose N., Fukumori I., Ponte R. A non-isostatic global sea level response to barometric pressure near 5 days. // Geophys. Res. Lett. 2001. V. 28. P. 2441-2444.

94. Hirose N., I. Fukumori, V. Zlotnicki, R.M. Ponte, Modelling the high-frequency barotropic response of the ocean to atmospheric disturbances: sensitivity to forcing, topography, and friction, J. Geophys. Res., 2001. V. 106, P. 30,987-30,995.

95. Hughes C. W., Meredith M.P., Heywood K. Wind-driven transport fluctuations through Drake Passage: A Southern Mode // J. Phys. Oceanogr. 1999. V. 29. № 8. P. 1971-1992.

96. Hughes C.W., Stepanov V. Feasibility and contribution to ocean circulation studies of bottom pressure determination // Space Science Reviews. 2003. V. 108(1-2). P. 217-224.

97. Hughes C.W., Stepanov V. Ocean dynamics associated with rapid J2 fluctuations: Importance of circumpolar modes andidentification of a coherent Arctic mode // J. Geophys. Res. 2004. V. 109. C06002, doi: 10.1029/2003JC002176.

98. Hughes C.W., Stepanov V.N., Fu L.-L. et al. Three forms of variability in Argentine Basin ocean bottom pressure // J. Geophys. Res. 2007. V. 112. C01011, doi:1029/2006JC003679.

99. Hughes C. W., Woodworth P.L., Meredith M.P., Stepanov V. Coherence of Antarctica sea levels, southern hemisphere annular mode, and flow through Drake Passage // Geophys. Res. Letters. 2003. V. 30. № 9. L1464, doi: 1O29/20O3GLO17240.

100. Hurrell, J. W. Decadal trends in the North Atlantic Oscillation: Regional temperatures and precipitation, 1995, Science, 269, 676679.

101. Ivchenko V.O., Zalesny V. B., Drinkwater M.R. Can the equatorial ocean quickly respond to Antarctica sea ice/salinity anomalies? // Geophys. Res. Letters. 2004. V. 31. L15310, doi: 10.1029/2004GL020472.

102. Ivchenko V.O., Zalesny V. B., Drinkwater M.R., Schroter J. A quick response of the equatorial ocean to Antarctic sea ice/salinity anomalies // J. Geophys. Res. 2006. V. 111. C10018. doi: 10.1029/2005JC003061.

103. Jin F.-F. Tropical ocean-atmosphere interaction, the Pacific Cold Tongue, and the El Niño/Southern Oscillation // Science. 1996. V.274. № 5284. P. 76-78.

104. Jin, F.-F. An equatorial recharge paradigm for ENSO. Part I: Conceptual model. J. Atmos. Sci., 1997, V.54, p. 811-829.

105. Johnson, M. A., A. Y. Proshutinsky, and I. V. Polyakov Atmospheric patterns forcing two regimes of Arctic Circulation: Areturn to anticyclonic conditions?, Geophys. Res. Lett., 1999, 26(11), 1621- 1624.

106. Kessler W.S. In ENSO a cycle or series of events? // Geophys. Res. Letters. 2002. V.29 № 23. 2135, doi: 10.1O29/2O02GL015924.

107. Killworth, P.D., Stainforth, D., Webb, D.J., Paterson S.M. The development of a free-surface Bryan-Cox-Semtner ocean model. // J. Phys. Oceanogr. 1991. V. 21. № 9. P. 1333-1348.

108. Killworth P.D. An equivalent-barotropic mode in the Fine Resolution Antarctic Model // J. Phys. Oceanogr. 1992. Y. 22. № 11. P. 1379-1387.

109. Killworth P.D., Hughes C.W. The Antarctic Circumpolar Current as a free equivalent-barotropic jet // J. Mar. Res. 2002. V. 60. № 1. P. 19-45.

110. Kim D.H., Nakashiki N., Yoshida Y. et al. Regional cooling in the South Pacific sector of the Southern Ocean due to global warming // Geophys. Res. Letters. 2005. V. 32. LI9607. doi: 10.1029/2005GL023708.

111. Kwok R., Comiso J.C. Southern Ocean climate and sea ice anomalies associated with the Southern Oscillation // J. Climate. 2002. V. 15. №5. P. 487-501.

112. Lamb P.J., Bunker A.F. The annual march of the heat budget of the north and tropical Atlantic oceans. J. Phys. Oceanogr., 1982, vol.12, p. 1388-1410.

113. Large, W. G., Danabasoglu G., Doney S. C., McWilliams J. C. Sensitivity to surface forcing and boundary layer mixing in a global ocean model: Annual-mean climatology // J. Phys. Oceanogr. 1997. Y. 27, P. 2418-2447.

114. Large WG, Yeager SG. (2004) Diumal to decadal global forcing for ocean and sea-ice models: The data sets and flux climatologies. Technical Report TN-460+STR, NCAR, 105pp.

115. Lau N.-C., Leetmaa A., Nath M.J., Wang H.-L. Influence of ENSO-induced Indo-Western Pacific SST anomalies on extratropical atmospheric variability during the boreal summer // J. Climate. 2005. V. 18. № 15. P. 2922-2942.

116. Lengaigne M., Guilyardi E., Boulanger J.-P. et al. Triggering of El Niño by westerly wind events in a coupled general circulation model // Climate Dynamics. 2004. V. 23. № 6. P. 601-620, doi: 10.1007/s003 82-004-0457-2.

117. Luther D. S. Evidence of a 4-6 day barotropic, planetary oscillation of the Pacific Ocean. // J. Phys. Oceanogr. 1982. V. 12. P. 644-657.

118. Madden R. A., Julian P. R. Further evidence of global scale, 5-day pressure waves. // J. Atmos. Sci. 1972. V. 29. P. 1464-1469.

119. Madec G., 2008: NEMO reference manual, ocean dynamic component: NEMO-OPA. Preliminary version, Tech. Rep. 27, Note du pôle de modélisation, Institut Pierre Simmon Laplace (IPSL), France, ISSN No 1288-1619.

120. Mathers E.L., Woodworth P.L. Departures from the local inverse barometer model observed in altimetry and tide gauge data and in a global barotropic numerical model // J. Geophys. Res. 2001. V. 106. №C4. P. 6957-6972.

121. Mathers E.L., Woodworth P.L. A study of departures from the inverse- barometer response of sea level to air-pressure forcing at period of 5 days. // Quart.J.Roy. Meteorol. Soc. 2004. V. 130. P. 725-738.

122. Mesinger F. and Arakawa, A., 1976: Numerical methods used in atmospheric models. GARP Publication series, No. 17. World Meteorological Organization, Geneva, 64 pp.

123. MIKE3 User Guide. 2005. DHI Water & Environment. DHI Software.

124. Mokhov I.I., Smimov D.A. El Niño-Southern Oscillation drives North Atlantic Oscillation as revealed with nonlinear techniques from climatic indices // Geophys. Res. Letters. 2006. V. 33. L03708, doi:10.1029/2005GL024557.

125. Müller W.A., Roecker E. ENSO impact on midlatitude circulation patterns in future climate change projections // Geophys. Res. Letters. 2006. V. 33. L05711, doi:10.1029/2005GL025032.

126. Munk W. H., Palmén E. Note on the dynamics of the Antarctic Circumpolar Current. // Tellus. 1951. V. 3. P. 53-55.

127. Neelin J. D., D. S. Battisti A. C. Hirst, F.-F. Jin, Y. Wakata, T.Yamagata, S. E. Zebiak, and D. Anderson, 1998: ENSO theory. J. Geophys. Res., 103, 14 261-14 290.

128. Nicholls N., Baek H.-J., Gosai A. et al. The El Niño-Southern Oscillation and daily temperature extremes in east Asia and the west Pacific // Geophys. Res. Letters. 2005. V. 32. LI6714, doi: 10.1029/2005GL022621.

129. Nowlin W.D., Klinck J.M. The physics of the Antarctica Circumpolar Current // Reviews of Geophysics. 1986. V. 24. № 3. P. 469-491.

130. Picaut J., and T. Delcroix Equatorial wave sequence associated with warm pool displacement during the 1986-1989 El Niño and La Niña. J. Geophys. Res., 1995, V.100, p. 18 398-18 408.

131. Picaut J., Masia F., and Y. du Penhoat An advective-reflective conceptual model for the oscillatory nature of the ENSO. Science, 1997, V. 277, p. 663-666.

132. Platzman G.W. Ocean tides and related waves. in Lectures in Applied Mathematics, Mathematical Problems in the Geophysical Sciences, V. 14, 1971, p. 239-291.

133. Ponte R.M. Variability in a homogeneous global ocean forced by barometric pressure. // Dyn. Atmos. Oceans. 1993. V.18. P. 209234.

134. Ponte R.M. Nonequilibrium response of the global ocean to the 5-day Rosby-Haurwitz wave in atmospheric surface pressure. // J. Phys. Oceanogr. 1997. V. 27. P. 2158-2168.

135. Ponte R.M., Rosen R. D. Oceanic angular momentum and torques in a general circulation model. // J. Phys. Oceanogr. 1994. V. 24. P. 1966-1977.

136. Ponte R.M., Gaspar P., Regional analysis of the inverted barometer effect over the global ocean using TOPEX/Poseidon data and model results, J. Geophys. Res., 1999. V.104, 15,58715,601.

137. Proshutinsky, A. Y., and M. A. Johnson Two circulation regimes of the wind-driven Arctic Ocean, J. Geophys. Res., 1997, 102(C6), 12,493 -12,514.

138. Proudman J. The effect of coastal friction on the tides. Monthly Notices Roy. Astron. Soc. Gephys. Suppl., 1941, 5, N1, pp. 23-26.

139. Pugh D. Sea levels at Aldabra Atoll, Mombasa and Mahe, western equatorial Indian Ocean, related to tides, meteorology and ocean circulation. // Deep Sea Res. 1979. V. 26A. P. 237-258.

140. Pugh, D. T. Tides, surges, and mean sea level. 1987, Chichester, UK, John Wiley & Sons Ltd, 472pp.

141. Ray R.D., 1998: Ocean self-attraction and loading in numerical tidal models. Marine Geodesy, 21, 181-192

142. Reid J. L., Jr. On the temperature, salinity, and density differences between the Atlantic and Pacific oceans in the upper kilometre. // Deep Sea Res. 1961. V. 7. P. 265-275.

143. Reigber C., Balmino G., Schwintzer P. et. al. Global gravity field recovery using solely GPS tracking and accelerometer data from CHAMP// Space Science Reviews. 2003. V. 108(1-2). P. 55-66.

144. Richardson G., Wadley M. R., Heywood K. et al. Short-term climate response to a freshwater pulse in the Southern Ocean // Geophys. Res. Letters. 2005. V. 32. L03702, doi:10.1029/2004GL021586.i

145. Ropelewski, C.F., Jones P.D. An extension of the Tahiti-Darwin Southern Oscillation Index // Monthly Weather Review. 1987. V.115. № 9. P. 2161-2165.

146. Ruddiman W.F., Mclntyre A. Northeast Atlantic paleoclimatic changes over the past 600.000 years. In.: Investigation of late quaternary paleoceanography and paleoclimatology. - Geol. Soc. Aver., 1976, Mem.,145, p. 111-146.

147. Schulman E. E., Niiler P. P. Topographic effects on the wind-driven ocean circulation // Geophys. Fluid Dyn. 1970. V. 1. P. 439-462.

148. Seidov D.G., Enikeev V.H., Stepanov VI. N., Cherkasov A.V. Modelling of the quaternary and modern circulation and sediment transport in the North Atlantic Ocean. Ocean modelling, 1986, № 70, p.14-17.

149. Semtner A.J., Chervin R.M. A simulation of the global ocean circulation with resolved eddies. J. Geoph. Res., 1988, vol. 93, № C12, p. 15502-15522.

150. Simmonds, I., Jacka T. H. Relationship between the interannual variability of Antarctic sea ice and the Southern Oscillation // J. Climate. 1995. V. 8. № 3. p. 637-647.

151. Smith, S.D., and E.G. Banke, 1975: Variation of the sea surface drag coefficient with wind speed. Q. J. R. Meteorol. Soc., 101, 665-673.

152. Stepanov V.N/ The possible nature of the long-period climatic changes in Pleistocene. Bulletin institut de Geologic du Bussin d'Aquitaine, November, 1993

153. Stepanov V.N. Experiments with a simple three- dimensional model of the ocean circulation. 1993, Ocean Modelling, Oxford, № 99, pp. 5-9.

154. Stepanov V.N., Hughes C.W. The parameterization of ocean self-attraction and loading in numerical models of the ocean circulation // J. Geophys. Res. 2004. V. 109. C03037, doi: 10.1029/2003JC002034.

155. Stepanov V.N., Hughes C.W. Propagation of signals in basin-scale bottom pressure from a barotropic model // J. Geophys. Res. 2006. V. 111. C12002, doi:10.1029/2005JC003450.

156. Stevens D. P., Ivchenko V. O. The zonal momentum balance in eddy-resolving general circulation model of the Southern Ocean. // Quart.J.Roy. Meteorol. Soc. 1997. V. 123. P. 929-951.

157. Suarez M., Schopf P.S. A delayed action oscillator for ENSO // J. Atmos. Sci. 1988. V. 45. №21. P. 3283-3287.

158. The mid-ocean dynamic experiment (MODE GROUP). Deep-Sea Res., 1978, vol. 25, p. 859-910.

159. Thompson, D. W. J., and J. M. Wallace Annular modes in the extratropical circulation: I. Month-to-month variability, J. Clim., 2000, 13(5), 1000- 1016.

160. Tierney C., J. Wahr, F. Bryan, and V. Zlotnicki, Short-period oceanic circulation: implications for satellite altimetry // Geophys. Res. Lett. 2000. V. 27. P. 1255-1258.

161. Trenberth K.E. Signal versus Noise in the Southern Oscillation // Monthly Weather Review. 1984. V. 112. №2. P.326-332.

162. UNESCO. Algorithms for computation of fundamental property of sea water. Techn. Paper in Mar. Sci., 44, UNESCO, 1983

163. Vivier F., Kelly K. A., Harismendy M. Causes of large-scale sea level variations in the Southern Ocean: Analyses of sea level and a barotropic model. // J. Geophys. Res. 2005. V. 110. C09014. doi: 10.1029/2004JC002773.

164. Wang, C. An unified oscillator model for the El Nino-Southern Oscillation. J. Climate, 2001, V. 14, p. 98-115.

165. Washington W.M., Semtner A.J., Meehl G.A., Knight D.J., Mayer T.A. A general circulation experiment with a coupled atmosphericocean and sea ice model. J. Phys. Oceanogr., 1980, vol. 10, № 12, p.1887-1908.

166. Webb D.J., Coward A.C., de Cuevas B. A., Gwilliam C.S. A multiprocessor ocean general circulation model using message passing. J. of Atmospheric and Oceanic Technology, 1997. vol. 14, №2, 175-182.

167. Webb, D.J., de Cuevas, B.A. and Richmond, C.S. Improved advection schemes for ocean models. Journal of Atmospheric and Oceanic Technology, 1998. V. 15, № 10, 1171-1187.

168. Webb D.J., de Cuevas B.A. An ocean resonance in the southeast Pacific // Geophys. Res. Letters. 2002. V. 29. № 8, 1252, doi: 10.1029/2001GL014259

169. Webb D.J., de Cuevas B.A. An ocean resonance in the Indian sector of the Southern Ocean // Geophys. Res. Letters. 2002. V. 29 № 14,1664, doi: 10.1029/2002GL015270

170. Weijer W., Gille S. T. Adjustment of the Southern Ocean to wind forcing on synoptic time scales. // J. Phys. Oceanogr. 2005. V. 35. P. 2076-2089.

171. Weisberg R. H. and Wang C. A western Pacific oscillator paradigm for the El Nino-Southern Oscillation. Geophys. Res. Lett., 1997, V.24, p. 779-782.

172. Weisse R., Mikolajewicz U., Maier-Reimer E. Decadal variability of the North Atlantic in an ocean general circulation model // J. Geoph. Res. 1994, V. 99, No C6, P. 12,411-12,421.

173. White W.B., Y.M. Tourre, M. Barlow, and M. Dettinger A delayed action oscillator shared by biennial, interannual, and decadal signals in the Pacific basin, J. Geophys. Res. 2003. V. 108. № C3. 3070, doi: 10.1029/2002JC001490.

174. Whitworth T., Peterson R.G. Volume transport of the Antarctica Circumpolar Current from bottom pressure measurements // J. Phys. Oceanogr. 1985. V. 15. № 6. P. 810-816

175. Willebrand J., Philander G.H., Pacanowcki R.C. The oceanic response to large-scale atmospheric disturbances. J. Phys. Oceanogr. 1980, v.10, № 3, pp. 411-429.

176. Woiceshyn P.M., Wurtele M.G., Boggs D.H., McGoldrick L.F., Peteherych S. The necessity for a new parametrization of an empirical model for wind/ ocean scatterometry. J. Geophys. Res., 1986, v. 91, № C2. P. 2273-2288

177. Wolff J.-O., Maier-Reimer E., Olbers D. Wind-driven flow over topography in a zonal 0-plane channel: A quasi-geostrophic model of the Antarctic Circumpolar Current. // J. Phys. Oceanogr. 1991. V. 21. P. 236-264.

178. Woodworth P. L, Windle S. A., Vassie J. M. Departures from the local inverse barometer model at periods of 5 days in the central South Atlantic. //J. Geophys. Res. 1995. V. 100. P. 18281-18290.

179. Woodworth P. L, Vassie J. M., Hughes C.W., Meredith M. P A test of TOPEX/POSEIDON's ability to monitor flows through Drake Passage. //J. Geophys. Res. 1996. V. 101. P. 11939-11947.

180. Wunsch C., Gill A. E. Observations of equatorially trapped waves in Pacific sea level variations. // Deep Sea Res. 1976. V. 23. P. 371-390.

181. Yoder, C. F., J. G. Williams, J. O. Dickey, B. E. Schutz, R. J. Eanes, and B. D. Tapley Secular variation of Earth's gravitational harmonic J2 coefficient from LAGEOS and nontidal acceleration of Earth rotation, Nature, 1983, 303(5920), 757- 762.

182. Yuan X., Martinson D.G. Antarctic sea ice extent variability and its global connectivity // J. Climate. 2000. V. 13. № 10. P. 16971717.

Информация о работе

Степанов, Владимир Николаевич
доктора физико-математических наук
Москва, 2010
ВАК 25.00.28

Диссертация

Влияние процессов меридионального переноса в Южном океане на события Эль-Ниньо - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы