CC BY
31
2005 ВЕСТНИК САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКОГО УНИВЕРСИТЕТА Сер. 7 Вып. 2
ГЕОГРАФИЯ
УДК 551.46
Д. К. Старицын, В. Р. Фукс
АНАЛИЗ ОСОБЕННОСТЕЙ ОКЕАНОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ТИХОГО ОКЕАНА В 2002-2004 гг.
НА ОСНОВЕ СПУТНИКОВЫХ ВДОЛЬТРЕКОВЫХ АЛЬТИМЕТРИЧЕСКИХ ИЗМЕРЕНИЙ1
Спутниковая альтиметрия открывает принципиально новые возможности в оценке пространственно-временной изменчивости термодинамических полей в океане. Для оценки особенностей океанологических условий в северо-западной части Тихого океана альтимет-рическая информация используется уже более 10 лет [1-16]. Настоящая работа основана на альтиметрических данных спутников TOPEX/POSEIDON и ERS-1/2 за период с 2002 по 2004 г. включительно ('http://www.iason.oceanobs.com; http://www-aviso.cnes.fr'). которые представляют собой откорректированные на приливы, давление, инструментальные и атмосферные погрешности значения возвышения уровня, моря вдоль проекции орбиты спутника на поверхность океана (трек) с пространственным разрешением 3 мили и временной дискретностью около 10 суток. Возвышения уровня рассчитаны для каждой точки грека относительно среднего значения за весь период наблюдений.
Для анализа выбраны два параллельных трека, проходящих с юга-запада на северо-восток вдоль Японских островов, Курильской гряды и восточного побережья Камчатки. Траектория трека I простиралась от точки 30° с.ш., 146,1° в.д. до 60° с.ш., 178,3° в.д., трека II - от точки 30° с.ш., 154,7° в.д. до 60° с.ш., 186,8° в.д. Треки пересекли зоны следующих океанологических структур: течения Куросио и его Северо-Восточной ветви, зону Субарктической Конвергенции, потоки течения Ойясио и его ветвей, Аляскинское течение.
Всего со спутника ERS-2 в период с 31 января 2002 г. по 11 июня 2004 г. по треку I вьь полнено 83 цикла измерений. Результаты этих измерений представлены на рис. 1, А, на котором в виде изолиний превышений уровня изображена картина пространственно-временной изменчивости уровня в этом районе Тихого океана.
Как видно из рис. 1, А, выделяются области с положительными аномалиями уровня с зональными осями симметрии. Они приблизительно соответствуют пересечению треком зональных потоков Куросио (35-36° с.ш.), Восточной ветви Куросио (38-40° с.ш.), первой и второй ветвей Ойясио (42-43° с.ш.), Алеутского течения (49-52° с.ш.).
Данные по треку 11 охватывают период с 29 января 2002 г. по 10 июля 2004 г. Этот трек расположен примерно на 9° долготы восточнее трека I. При рассмотрении изоплет уровня (рис. 1, Б) прежде всего обращает на себя внимание почти полное отсутствие выраженных возмущений уровня между 41 и 45° с.ш., связанное с потоком Ойясио. Выделяется полоса положительных аномалий между 49 и 51° с.ш., обусловленная Алеутским течением. В ее
1 Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (грант № 04-05-64876).
© Д. К. Старицын, В. Р. Фукс, 2005
пределах можно отметить временной промежуток между июлем и ноябрем 2002 г. с высоким стоянием уровенной поверхности, связанный с интенсификацией Алеутского течения.
На рис. 1 перечисленные потоки выражены в виде положительных аномалий уровня, вызванных конвергенцией. Они разделены заметными областями дивергенции, совпадающими с отрицательными аномалиями уровня. Заметим, что аномалии получены относительно среднего многолетнего уровня, в оценку которого входят многолетние средние уклоны уровня, обусловленные постоянными течениями. Интенсивность этих потоков испытывает значительную временную изменчивость.
Если определять геоид как средний уровень океана, отсчитываемый от референц-эллипсоида, то в геоид входят также стационарные возмущения в поле уровня, обусловливающиеся уклонами уровня, связанными со стационарной океанской циркуляцией. В связи с этим спутниковые альтиметрические измерения, отсчитываемые от поверхности геоида, показывают возмущения относительно среднего стационарного состояния уровенной поверхности океана.
Оценка основных факторов, определяющих колебания уровня моря, может быть дана на основе уравнения неразрывности массы, представленного в следующем виде:
1 Л ~ Л,.,
I и и ,. _ _ и ГУ _
- —- + 6™У+ —- = п, (1)
р й/ 02
в котором р - плотность воды, V - вектор горизонтальной скорости течения, - вертикаль-
_ р
пая составляющая скорости течения, пресный баланс П - О - И + —, где О - осадки, И -
испарение, С - сток, 5 - площадь акватории.
Пренебрегая для интересующих нас масштабов времени пресным балансом и интегрируя уравнение (1) от поверхности моря до дна при приближенном кинематическом условии
за поверхности моря при г = 0, м>«и условии непротекания на дне моря (при
3(
г = Н(х, у)), м> = 0, получим
^ = (2)
3/ о Р
В (2) V - средняя по вертикали скорость течения, УН имеет смысл полного потока.
Первое слагаемое в правой части уравнения (1) имеет смысл скорости «динамического» изменения уровня, а второе - характеризует скорость стерического изменения уровня моря. В условиях, когда стерические эффекты малы,
^ = -сНуКЯ. (3)
Ы
Если дивергенция полного потока (3) положительна, происходит понижение уровня моря, когда отрицательна (конвергенция) - повышение.
В соответствии с теорией Экмана в чисто дрейфовых течениях полный поток V направлен в Северном полушарии вправо от вектора тангенциального напряжения ветра г:
иН=^~, (4)
Р/ Р/
где /- параметр Кориолиса. При этом на Р-плоскости
к
Рис. 1. Вдольгрековые изоплеты уровня Тихого океана.
I - трек I (в период с 31 января 2002 г. по 11 июня 2004 г.); Б-трек II (в период с 29 января 2002 г. по 10 июля 2004 г.).
-руЯ + гоїг Р/
(5)
Таким образом, в рассматриваемом приближении скорость изменения уровня обусловлена меридиональным переносом из-за <ф-эффекта» (главным образом волны Россби) и ротором тангенциального напряжения ветра. Знак скорости изменения уровня определяет границы зон дивергенции или конвергенции, апвеллинга или даунвеллинга.
Отметим, что уравнение (5) позволяет оценить только среднюю по глубине скорость. Оценка скоростей для отдельных горизонтов требует задания коэффициентов вертикального турбулентного обмена количеством движения, что можно сделать либо на основе полу-эмпирических соотношений, либо заданием дополнительных условий типа уравнения баланса турбулентной энергии.
Оценивая сравнительный вклад в колебания уровня водного баланса, стерических и ветровых колебаний, следует признать, наряду с водным балансом, особую роль завихренности поля ветра.
Для оценки нестационарных течений по альтиметрическим уклонам уровня в качестве исходной системы уравнений примем уравнения движения и неразрывности в приближении «теории мелкой воды».
Для интересующих нас временных масштабов каждую из составляющих скорости течения можно представить в следующем виде:
D(u) = -fd(v) + f2u.
D(v) = fd(u|,) + f-v
где оператор В-сі1 + /2 , оператор сі = — +
г, а
ЭЕ 1 дР т,
§--------1------------1-----
ду р ду р/г
дх р дх
р/г
(6)
(7)
Три слагаемых в уравнениях (7) описывают соответственно чисто геострофическое, бароградиентное и чисто дрейфовое течение.
При О (сі )<0 (/') и из (6) следует
/
ді
V = V,
1
н----
/
д1
+ ги
(8)
Вторые слагаемые в (8) - агеострофические поправки к геострофическим значениям скорости течения, определяемые нестационарностью движения и его диссипацией, С точки зрения приведенных соотношений следует интерпретировать изменчивость уровня и течений по спутниковым альтиметрическим измерениям.
В изоплетах для трека I выделяется промежуток времени с мая 2002 г. по февраль 2003 г. и с мая 2003 г. по февраль 2004 г. со значительной интенсификацией потока Куросио. Положительные аномалии уровня в этот период достигают 20-80 см. В этот же промежуток времени значительно обостряются до -20-(-30) см отрицательные уровни в зоне дивергенции и отмечаются локальные максимумы уровня в потоках, соответствующих ветвям Ойя-сио. Отметим также промежутки времени между апрелем и июлем 2002 г., мартом и сентябрем 2003 г., когда области дивергенции между ветвями Ойясио оказались не выражены. В северной же части рассматриваемой области (южная часть Берингова моря) при преобладании отрицательных аномалий значительных возмущений в поле уровня не происходит. Судя по пространственно-временной изменчивости уровня, сезонные колебания вносят меньший вклад в изменчивость, чем межгодовые возмущения. Кроме того, можно заметить
сезонную модуляцию колебаний уровня: летом, осенью и зимой амплитуда максимальная, весной - минимальная.
Потоки Куросио хорошо выражены, но несколько менее интенсивны, чем на треке I. Область, соответствующая максимальным значениям аномалий уровня во времени, заметно смещалась к югу от 35° с.ш. в 2002 г. до 33° с.ш. в 2004 г. Особенностью можно считать и слабо выраженную по сравнению с треком I сезонную изменчивость аномалий уровня Куросио в этом районе океана.
Обращают на себя внимание события, развернувшиеся с сентября 2002 г. по апрель 2003 г. и с июля по октябрь 2003 г., когда в районе пересечения треком зоны Куросио на его северной периферии сформировались и были размыты (либо сместились) три локализованные неоднородности. Первая, представленная в виде одинокой волны или вихря между 37 и 38° с.ш., существовала около 4 месяцев (сентябрь 2002 г. - январь 2003 г.), ее меридиональная протяженность - около 65 миль.
Вторая неоднородность представляет собой антициклонический меандр Куросио, который быстро начал развиваться в январе 2003 г., достиг своего максимума в феврале, а затем началась его релаксация, продолжавшаяся до мая 2003 г. Вершина этого возмущения в момент его максимального развития достигала 37° с.ш., а подошва находилась на 33° с.ш. Таким образом, горизонтальный масштаб антициклонического образования - порядка 240 миль по широте, а временной масштаб - около 5 месяцев.
Третья неоднородность в виде вихря между 36 и 37 ° с.ш. (см. рис. 1, Б) наблюдалась в период с июля по октябрь 2003 г. Положительные аномалии уровня в ней достигали 50 см. Она имела эллипсовидную форму. По широте ее размер - около 80 миль, временной масштаб - 4 месяца.
По проанализированным пространственно-временным изображениям уровня невозможно определить, к какому классу океанологических структур принадлежат выделенные неоднородности: либо это синоптические вихри, образовавшиеся в результате динамической неустойчивости потока Куросио, либо низкочастотные волны типа градиентно-вихревых [1], распространяющиеся с западной составляющей фазовой скорости. Вероятно, такую идентификацию можно сделать на основе анализа нескольких расположенных друг за другом на достаточно близком расстоянии треков.
Вдольтрековые реализации указывают на значительную межгодовую изменчивость возмущений уровня в пределах динамически активных районов. Так, например, зона конвергенции в полосе между 38-44° с.ш., обусловленная взаимодействием Северо-Восточной ветви Куросио с основным потоком Ойясио и его ветвями, была наиболее выражена летом 2002 г. и весной 2004 г. В последнем случае амплитуда колебания уровня была выше, чем в главном потоке Куросио.
Широтное положение выделенных энергоактивных зон имеет сезонный ход. В летний период они смещены к северу на 1-2° от своего зимнего положения. Сезонный ход уровня лучше прослеживается на западном треке. Амплитуда колебания уменьшается с юга '( максимальная 35-36° с.ш.) на север (минимальная 58-59° с.ш.). Можно отметить также то, что вдоль трека II при пересечении главной струи Куросио в ходе уровня наблюдаются два максимума, особенно хорошо выраженные в летне-осенний период 2003 г.
Дополнительно оценивалась изменчивость математического ожидания превышений уровня океана (т) и среднеквадратического отклонения уровня от среднего (5) вдоль каждого трека, которые можно использовать в качестве некоторого общего показателя динамической активности вод. Как оказалось, значения т близки к нулю. На рис. 2 представлена временная изменчивость среднеквадратического отклонения, вычисленного для каждого трека. Флуктуация среднеквадратического отклонения свидетельствует о высокой динамической активности вод этого района. Минимальные (5 = 72,3 мм) и максимальные значения
Рис. 2. Временная изменчивость среднеквадратического отклонения уровня океана за период
с 31 января 2002 г. по 11 июня 2004 г.
У-трек I; 2-трек II.
(5 = 247 мм) отмечались соответственно осенью 2002 г. и весной 2003 г. на треке I (рис. 2). Действительно, при рассмотрении пространственных реализаций уровня в этот период обращают на себя внимание пониженная активность Куросио и слабо выраженные колебания уровня в районах потока Ойясио и его ветвей, высокие значения 5 совпадают с активностью главного потока Куросио и выраженностью фронта Ойясио в районе 42-43° с.ш. В целом интенсивность колебаний уровня по треку I несколько выше, чем по треку II, находящемуся восточнее на 900 км. При этом в интенсивности экстремальных колебаний на данных треках отмечается тенденция к противофазе.
В диссертации Д. Л. Волкова [15] по альтиметрическим данным показано, что первые моды пространственных естественных ортогональных функций поля уровня океана имеют вид дипольных систем. В Северной Пацифике с 1992 до 1998 г. отмечались рост уровня, а затем его падение в субполярных районах, особенно в Беринговом море, и, напротив, увеличение уровня в северной части субтропического круговорота. Линейные тренды уровня 1993-2003 гг. имеют пространственные характеристики, идентичные модам разложения полей уровня по естественным ортогональным составляющим, отмечаются отрицательные в субтропическом круговороте и положительные тренды в субполярных и восточных областях океана. Д. Л. Волков доказывает, что на междекадных временных масштабах уровень океана находится в противофазах (падение уровня в субполярных и восточных областях Северной Пацифики и повышение его в зонах Куросио и Северо-Тихоокеанского течения). Декадные тренды в Тихом и Атлантическом океанах отражают также тренды геострофиче-
ежой циркуляции (интенсификация субполярного и северного субтропического круговороте* в Северной Пацифике).
Остается неясным, в какой мере за эти изменения ответственны адвективные стериче--ТИР изменения, дивергенция полного потока или стерические изменения, связанные с вер--яхальными потоками тепла.
Локальная межгодовая изменчивость уровня Мирового океана, с одной стороны, зависит «■ местных особенностей взаимодействия атмосферы и океана, с другой - от внутренней гаиергетики океана, определяющей нелинейное перераспределение поступающей от внеш-■щх источников энергии по различным пространственно-временным масштабам благодаря эффектам крупномасштабной турбулентности и отрицательной вязкости. Сопоставление, ж*пример, колебаний уровня в Тихом океане с индексом Тихоокеанской Декадной Осцил-жпии за последнее столетие позволяет объяснить многие особенности пространственной «однородности межгодового хода уровня. Индекс Тихоокеанской Декадной Осцилляции ?00) представляет собой коэффициент для первой моды разложения температуры поверхности океана по естественным ортогональным функциям. Он положителен в теплую климатическую фазу (отрицательные аномалии атмосферного давления) и отрицателен - в холодаю (положительные аномалии атмосферного давления).
Анализ особенностей пространственно-временной изменчивости уровня в северо--аиадной части Тихого океана в 2002-2004 гг. показывает, что в этот период вся термоди-«иическая система находилась в теплой климатической фазе.
лгу
Surytzyn D. К., Fux V. R. Analysis of oceanographic condition features in the north-western Pacific in 2002-2004, I on the satellite along-track altimeter measurements.
Using along-track 3-mile spatial/10-day temporal discretion altimeter data, examination is made of the space-time «-ability pattern of a sea-level elevation field in the north-western Pacific from 2002 to 2004. The hydro-dynamical ie*raent of the altimeter data is provided through an integral equation of continuity from which the sea-level change rate » itained as a function of the total flow divergence, steric sea-level variation, and water budget.
Литература
1 Швоиенко Т. В., Захарчук Е. А., Фукс В. Р. Градиентно-вихревые волны в океане. СПб... 2004. 2. Старицын Д. К„ Уиапов В. Н., Фукс В. Р. Опыт использования спутниковой альтиметрической информации для оценки океаноло--тпескнх условий промысла сайры // Изв. Тихоокеанск. ин-та рыбн. х-ва и океанологии. 2004. Т. 3. 3. Dijkstra Н. А. чйийпеаг physical oceanography. Dordrecht (The Netherlands), 2000. 4. Fu L., Cazenave A. (eds.). Satellite altimetry and ейfc sciences: a handbook of techniques and applications // Intern. Geophys. Series. 2001. 5. Hare S. R. Low frequency
г on wind-driven circulation in the subarctic North Pacific using Topex / Poseidon altimeter data // J. Geophys. Res. ЯП. Vol. 102. 7. Oiu B. Kuroshio extension variability and forcing of the Pacific Decadal Oscillation: responses and aintial feedback // J. Phys. Oceanogr. 2003. Vol. 33. 8. Oiu B. Large-scale variability in the multitude subtropical and North Pacific Ocean: observations and causes // J. Phys. Oceanogr. 2002. Vol. 32, 9. Reed R. K. Flow of the Alas-ем Slream and its variations// Deep-Sea Res. 1984. Vol. 31. 10. Reverdin G., Verbrugge N.. Valdimarsson H. Upper ocean «■sability between Iceland and Newfoundland, 1993-1998 // J. Geophys. Res. 1999. Vol. 104. 11. Stammer D. Steric and wjni-mduced changes in TOPEX/Poseidon large scale sea surface topography observations // J. Geophys. Res. 1997. ibnt 102. 12. Те Raa L. A. Internal variability of the thermohaline ocean circulation: PhD thesis. Utresxt, 2003. 13. Volkov
2 L. van Aken H. M. Annual and intramural variability of sea level in the northern North Atlantic Ocean // J. Geophys. las. 2003. Vol. 108. 14. Volkov D. L., van Aken H. M. Low frequency change of sea level in the North Atlantic Ocean as ■served with satellite altimetry // Satellite altimetry for geodesy, geophysics and oceanography / Eds.: C. Hwang, С Shum, L. Jiangcheng. Copenhagen, 2004. 15. Volkov D. L. Monitoring the variability of sea level and surfagt circula-эсш with sattllite altimetry. Copenhagen, 2004. 16. White W. B.. Tai С. K. Inferring interannual changes in global upper-i heat storage from TOPEX altimetry // J. Geophys. Res. 1995. Vol. 100.
Г-тгъя поступила в редакцию 25 января 2005 г.
