Исследование изменчивости уровня океана в системе вод Куросио-Ойясио на основе спутниковой альтиметрической информации тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.28, кандидат географических наук Белоненко, Татьяна Васильевна

• Белоненко, Татьяна Васильевна
• кандидат географических наук
• 2007

Оглавление диссертации кандидат географических наук Белоненко, Татьяна Васильевна

ВВЕДЕНИЕ. Постановка задачи исследования и используемая информация.

ГЛАВА 1. Межгодовая и сезонная изменчивость.

1.1. Термодинамические основы интерпретации альтиметрических съемок океана.

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

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

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

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

1.6. Стерические колебания уровня в Курильском районе Тихого океана.

ГЛАВА 2. Синоптическая изменчивость.

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

2.2. Вероятностный корреляционный и спектральный анализ изменчивости океанологических полей.

2.3. Вейвлет-анализ синоптических колебаний уровня.

2.4. Метод расчета течений по альтиметрическим данным.

ГЛАВА 3. Градиентно-вихревые волны.

3.1. Передаточная функция динамической системы атмосфера-океан.

3.2. Волновая интерпретация синоптической изменчивости колебаний уровня океана.

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Исследование изменчивости уровня океана в системе вод Куросио-Ойясио на основе спутниковой альтиметрической информации»

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Перейдем к описанию используемой информации.

1) Массивы альтиметрических данных. массив I)

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

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

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

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

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

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

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

2) Спутниковые температурные съемки.

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

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

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

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

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

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

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

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

Заключение диссертации по теме «Океанология», Белоненко, Татьяна Васильевна

ВЫВОДЫ:

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

1 34.88 142.88

2 38.88 152.88

3 43.88 146.88

А 42.13 146.13

В 42.13 146.38

С 42.13 147.13

D 42.38 146.13

Е 43.13 146.13

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

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

153

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.

К основным результатам исследования относятся следующие:

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

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

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

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

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

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

Список литературы диссертационного исследования кандидат географических наук Белоненко, Татьяна Васильевна, 2007 год

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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