Структура и изменчивость пограничных течений западной субарктики Тихого океана тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.28, доктор географических наук Рогачёв, Константин Анатольевич

• Рогачёв, Константин Анатольевич
• доктор географических наук
• 2006

Оглавление диссертации доктор географических наук Рогачёв, Константин Анатольевич

Введение

Содержание

Глава 1. Термохалинный переход в западной субарктике Тихого океана

1.1. Введение

1.2. Термохалинный переход в западной субарктике Тихого океана

1.3. Данные

1.4. Результаты

1.5. Изменение переноса вод Ойясио

1.6. Изменение структуры вихрей с пресным ядром: новые индексы смены режима

1.7. Долговременная эволюция вихрей Камчатского течения

Глава 2. Физические процессы, определяющие термохалинный переход в западной субарктике Тихого океана

2.1. Введение

2.2. Данные и метод

2.3. Результаты

2.4. Обсуждение

2.5. Долговременная эволюция вихрей Ойясио и другие индексы термохалинного перехода

2.6. Многолетние изменения вихря ветра и уровень моря в Камчатском течении

2.7. Аномалия циркуляции в западной субарктике Тихого океана и перенос тёплой воды вихрями Аляскинского течения

Глава 3. Внутренняя структура антициклопических вихрей: захват и усиление около-инерционных волн вихрем Ойясио.

3.1. Введение

3.2. Данные и метод

3.3. Результаты

3.4. Обсуждение

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Структура и изменчивость пограничных течений западной субарктики Тихого океана»

Актуальность проблемы

Западные пограничные течения Субарктики Тихого океана - Камчатское течение и Ойясио - простираются более чем на 2000 км вдоль побережья Камчатки и Курильских островов. Бароклинный перенос вод этими течениями определяется градиентом давления, связанным с заглублением халоклина у континентального склона и потоком вод низкой солёности. Главные источники воды низкой солёности - тающий лёд, осадки и речной сток.

Перенос вод Камчатским течением по данным Отани и Рида (Ohtani, 1970, Reid, 1973) составил около 14.8 Мт/с на разрезе по 55° с. ш. Этот перенос падает до 8.5 Мт/с на разрезе по 52° с. ш. В то же время, Reid, (1973) даёт оценку переноса зимой около 23 Мт/с относительно 1500 дбар. Такая значительная величина, по-видимому, связана с положением западной станции его разреза в центре антициклонического вихря Камчатского залива.

Главная особенность западных пограничных течений - существование больших (диаметром 150-200 км) антициклонических вихрей. Наблюдения показывают, что вихри Ойясио и Камчатского течения различаются по своей структуре, положению относительно берега (вихри Ойясио расположены дальше от берега), а также и по направлению и величине скорости дрейфа. Антициклонические вихри растянуты вдоль всей длины Курило-Камчатского жёлоба и играют важную роль в смешении вод в субарктике. Эти вихри содержат мощное хорошо перемешанное ядро, которое называют областью низкой потенциальной завихренности.

Вихри Камчатского течения могут двигаться с севера на юг со скоростью (-4-5 см/с) и переносят воду низкой солёности из Берингова моря в своём ядре. Один из таких вихрей в течении 6 месяцев дрейфовал по крайней мере от Камчатского пролива (55.5° с. ш.) до 51° с. ш. Перенос массы вихрями Камчатского течения представляет собой значительную величину, сравнимую с геострофическим переносом Камчатского течения. Характеристики вихрей (прежде всего температура, солёность, глубина ядра и динамическая высота) значительно меняются. Поэтому следует ожидать, что перенос массы Камчатским течением должен испытывать значительные вариации. Заглубление галоклина в центре антициклонических вихрей является главной причиной увеличения динамической высоты и важной причиной повышения стерического уровня у побережья Камчатки.

В субарктике Тихого океана в последние десятилетия происходили быстрые и значительные изменения (океанографические данные собраны за период с 1975 по 2004 г.). Эти выводы основаны на недавних наблюдениях термохалиппого перехода. Собранные данные позволяют рассматривать быстрые изменения в Охотском море и в области пограничных течений: Ойясио, Камчатского течения и Восточно-сахалинского течения.

Многолетние вариации характеристик пограничных течений являются примером быстрой изменчивости климатической системы. Климатом называют среднее состояние системы океан-атмосфера-суша за период времени около или больше десятка лет. Климатическая система не ограничена только атмосферой. Океан и континенты являются компонентами такой системы, которые взаимодействуют с атмосферой. Основное свойство климата - его значительная изменчивость.

Различают разные климатические зоны (например, субтропическую и субарктическую). На континенте им соответствуют различные экосистемы. Также как на суше, в океане эти зоны связаны с разными видами живых организмов. Например, составной частью экосистемы субарктических вод Тихого океана является самое значительное по своей биомассе сообщество мезопелагических рыб. Устойчивость таких экосистем зависит от вариаций характеристик океана.

Анализ наблюдений показывает, что значительная доля изменчивости на континенте - это результат взаимодействия океана и атмосферы. Океан обладает большой инерцией и характерным масштабом времени циркуляции (или временем распространения планетарных волн) в несколько лет. Сигнал ветрового воздействия может распространяться с планетарными волнами в течение нескольких лет и усиливаться в области пограничных течений. Поэтому важно изучить механизмы взаимодействия океана с атмосферой и основные физические процессы в океане, формирующие аномалии температуры, солёности и уровня. Наиболее трудная проблема диагноза состояния океана связана с недостатком надёжных продолжительных наблюдений хорошего качества.

Изучение изменчивости климата стало важной областью исследований, прежде всего, потому что:

- в последнее время наблюдается значительная изменчивость температуры, осадков, продолжительности теплого периода на континенте и уровня моря;

- многолетняя изменчивость влияет на сельское хозяйство, водные ресурсы и рыболовство;

- крупномасштабные явления в системе океан-атмосфера, например, такие как Эль-Ниньо, Северо-Атлантическая и Арктическая Осцилляция изменяются на декадном масштабе времени.

Известные явления в системе океан-атмосфера можно разделить на два класса. Первый класс связан с изменчивостью температуры, ветра и осадков в сезонном и декадном масштабах времени. Эль-Ниньо представляет экстремальный пример этого класса. Эль-Ниньо - мощный источник межгодовой изменчивости глобального климата.

Второй класс - это изменчивость зонального потока в атмосфере средних широт. Примером этого является Северо-Атлантическая Осцилляция (САО) и Арктическая Осцилляция (АО). До сих пор непонятна природа сильной изменчивости зонального потока.

Многолетняя изменчивость в средних широтах хорошо проявляется в Тихом океане {White, 1977, Latif and Barnett, 1996). Изучение многолетней изменчивости в субарктике Тихого океана стало в фокусе основных океанографических проектов WOCE и CLIVAR (международный проект по изучению изменчивости климата). Такое внимание вызвано исключительно большими вариациями климатических характеристик, начиная с 1976 г., - времени недавней смены режима в Тихом океане (Ломакин и Рогачёв, 1984; Latif and Barnett, 1996).

Смена режима в океане 1976 года стала одной из главных тем международной конференции PICES, прошедшей во Владивостоке в 1999 году. Интересно, что особые условия наблюдались в то время не только в океане. Продолжительный ряд наблюдений за осадками во Владивостоке и в Приморье указывает на сильную засуху 1976 и 1977 года. Другие подобные периоды были совсем недавно, в 19961997 г. и в 2003 г. Между двумя засушливыми периодами наблюдался длительный период с экстремальным обилием осадков не только во Владивостоке, но и во всем Приморье. Начиная с 1976 г., наблюдался постепенный рост суммы осадков до его максимальных значений в 1989-91 г. В период с 1988 по 1992 г. сумма осадков в теплый период года превышала значение в засуху 1976 г. в четыре раза. Кроме того, наблюдения показали "миграцию" осадков на север из субтропиков в Охотское море в период засухи на юге. Рост суммы осадков в Приморье в 1989-91 г. связан с обратной фазой такой миграции осадков.

Несмотря на достижения в понимаиии происходящих изменений в океане, важные вопросы остаются нерешёнными, например:

• какова структура пограничных течений западной субарктики? Каковы основные свойства мезомасштабных вихрей пограничных течений и их роль в трансформации водных масс?

• какие механизмы управляют многолетней изменчивостью в западной субарктике?

• какие индексы характеризуют состояние климатической системы в западной субарктике Тихого океана? Какие процессы определяют многолетнюю изменчивость уровня моря в субарктических водах?

• Какие процессы меняют стратификацию вод в различных слоях? Что управляет значительной изменчивостью солёности и плотности в промежуточных слоях (на глубине 200-1000 м)? Насколько важны вариации потоков пресной воды в субарктике Тихого океана и, какова реакция океана на смену этих потоков?

• Кроме того, существуют фундаментальные различия между северной частью Атлантики и субарктикой Тихого океана. Известно, что в Атлантике формируются глубинные воды. Этого не происходит в Тихом океане (Warren, 1983; Weaver et al., 1999). Каковы фундаментальные различия между океанами, которые приводят к разным режимам конвекции?

Причина значительных вариаций солености и её понижения может быть связана с потоком вод низкой солёности из источника пресных вод. Например, так было в северной Атлантике в период так называемой большой аномалии солености (Dickson et al., 1988). Причиной низкой солености в северной Атлантике в тот период стал вынос значительной массы льда и изменение субарктической циркуляции. Всё это ещё раз указывает на важность потока пресной воды для изменения стратификации в субарктике. Однако изменчивость потока пресной воды в субарктике Тихого океана до сих пор не изучалась.

Целью настоящих исследований стал анализ структуры пограничных течений и основных процессов, вызывающих многолетние изменения термохалинной структуры и циркуляции вод в западной субарктике Тихого океана. Поставленные в этой работе задачи включали:

• Организацию экспериментов в море и сбор данных наблюдений;

• детальное описание структуры пограничных течений западной субарктики Тихого океана;

• поиск океанографических индексов, которые могут быть использованы для диагноза состояния западного субарктического круговорота, и для длительных измерений в системе поддерживаемых (возобновляемых) наблюдений;

• анализ основных физических процессов, определяющих многолетние изменения характеристик пограничных течений в северной части Тихого океана.

Хотя в Субарктике Тихого океана наблюдаются значительные сезонные вариации вихря ветрового напряжения, до сих пор не было ясно, происходят ли значительные сезонные изменения субарктической циркуляции. Например, многочисленные поперечные разрезы в Аляскинском течении показывают отсутствие сезонного сигнала. Вместе с тем, заметные многолетние вариации циркуляции наблюдались в последнее десятилетие. Океанографические наблюдения, выполненные в период с 1990 по 2000 г., показали выразительные флуктуации термохалинных характеристик, прежде всего течения Ойясио (поскольку эти наблюдения были продолжены в последние годы), а также характеристик Камчатского течения.

Анализ собранных нами наблюдений позволил обнаружить сильные вариации переноса массы в верхнем 1000-м слое. Изменения проявились также в повышении температуры теплых промежуточных вод, но охлаждении и опреснении верхнего слоя океана.

Одним из последствий такого перехода океана в другое состояние стало изменение субарктической циркуляции. При этом, удобными индексами изменчивости субполярного круговорота вод с горизонтальным масштабом около 4000 км могут быть характеристики синоптических вихрей диаметром около 200 км (.Рогачёв, 1997; 2000).

Характеристики вихрей, по сути, стали новыми индексами климатической изменчивости, способным достаточно полно дать представление о происходящих изменениях.

В серии следующих друг за другом вихрей (которые содержат ядро относительно пресных вод на глубине 100-400 м), их пресное ядро становилось постепенно холодней, а его соленость всё меньше (Рогачев с соавт., 1996; 1997, 2000). Изменчивость такого масштаба оказалась самой большой, из наблюдавшихся в это же время во всем Мировом Океане (сравните Алексеев с соавт., 1998; 2000; Quadfasel, et al„ 1991).

Одним из главных результатов этих исследований стало открытие термохалинного перехода. Переход из одного состояния океана в другое проявился в значительной перестройке структуры западных пограничных течений субарктики. Детальный анализ этого явления позволяет понять физические механизмы, которые отвечают за локальные и, возможно, глобальные климатические изменения.

Основным последствием значительных изменений в океане стало изменение циркуляции в западной субарктике. Изменение субарктической циркуляции сопровождалось усилением западной (прибрежной) ветви Ойясио и привело к увеличению выноса холодных и опресненных вод из Охотского моря. Изменения, происходившие в области пограничных течений, показали увеличение на порядок переноса вод прибрежной ветвью Ойясио (это явление было названо западной кульминацией Ойясио), и значительную трансформацию характеристик воды тёплого промежуточного слоя субарктики (Рогачёв, 1999, 2000). В результате произошло понижение поверхностной температуры и солености в регионе. Уже в 1994-1997 годах, в субарктике Тихого океана наблюдалась высокая стратификация, а субарктические воды вытеснили теплые субтропические воды, поступавшие в Охотское море из Японского.

Стратификация в субарктике была разрушена в конце 80х-1990 г. из-за ослабления переноса вод Камчатским течением, ослабления прибрежной ветви Ойясио и усиления переноса вод теплым течением Соя. Эти изменения согласуются с похожими процессами на северной границе Субарктического круговорота (Reed and Stabeno, 1993; Roach et al., 1995), что указывает на то, что процессы, управляющие такой изменчивостью, охватывают весь субарктический круговорот.

Структура работы.

Работа состоит из введения, четырёх глав, заключения и списка литературы.

В первой главе показаны основные черты структуры пограничных течений и субарктической циркуляции, и её изменчивость. Изучена структура пограничных течений - Камчатского течения и Ойясио. Эти два смежных течения имеют две разных системы антициклонических вихрей. Вихри Ойясио движутся против течения. Вихри Камчатского течения движутся из Берингова моря в противоположном направлении. Долговременные исследования структуры западных пограничных течений позволили найти быстрые и драматические изменения в субарктических водах Тихого океана, названные термохалинным переходом. Эти изменения достаточно велики и затрагивают не только западные пограничные течения субарктики Тихого океана, но и связаны с экстремальными климатическими условиями на Дальнем Востоке и Приморском крае (например, засуха в Приморье в 1996-1997 году, или наводнения 1989 и 2000 г.). Изменчивость западных пограничных течений сопровождалась сопутствующими трендами других климатических индикаторов, включающих распространение льда в Охотском море, продолжительность зимы на континенте, сумму осадков в восточной Сибири, вариации уровня моря и индекс Арктической Осцилляции.

Во второй главе исследованы физические процессы, определяющие термохалинный переход в субарктике Тихого океана. Во время перехода океана в новое состояние верхний слой западных пограничных течений стал холодней, а его солёность понизилась из-за экспорта холодных и пресных вод из окраинных морей. В этих окраинных морях происходит охлаждение основания галоклина. Это приводит к понижению температуры верхнего слоя субарктических вод. Показано, что циркуляция и вынос холодных вод из Охотского моря значительно изменились во время недавнего термохалиппого перехода.

Охлаждение и опреснение верхнего слоя является результатом быстрых изменений в структуре западных пограничных течений. Кроме изменений в океане менялся поток пресной воды в регионе и, в особенности, в Охотском море. Главные компоненты бюджета пресной воды испытывали значительные вариации. Эти изменения могут отвечать за изменения солёности в западной субарктике Тихого океана.

Анализ океанографических наблюдений показал усиление прибрежной ветви Ойясио по сравнению с его морской ветвью во время "термохалинного перехода", увеличение температуры теплого промежуточного слоя, усиление стратификации, и хорошо выраженное изменение характеристик антициклонических вихрей (в период с 1990 по 1997 г.). Кроме того, западный субарктический круговорот существенно трансформировался из "растянутого" (в 1993-1995 г.) к "сжатому" в 1997-1999 (Qiu 2002). Растянутый круговорот имел интенсивное, направленное на восток, Субарктическое течение. В то время как сжатый круговорот сдвинут к западу, и имел более интенсивное Камчатское течение и Ойясио. Эти изменения структуры западного субарктического круговорота были вызваны, прежде всего, устойчивым повышением уровня в его северной части (~50° с.ш.).

В этой главе также на основе спутниковых наблюдений за ветром, рассмотрены причины многолетних изменений уровня моря в области Камчатского течения. Наша главная цель - понять механизм, управляющий вариациями характеристик пограничных течений западной субарктики Тихого океана. Прибрежный уровень в Петропавловске (Камчатка) имеет выраженный тренд (~3 см/10 лет) и значительную сезонную амплитуду (~10 см). Размах многолетних изменений уровня имеет величину около 12 см. Для того чтобы связать вариации уровня с характеристиками Камчатского течения, были рассмотрены спутниковые наблюдения за ветром в океане (1991-2004 г.), В области Камчатского течения в последние 13 лет наблюдались значительные многолетние вариации вихря напряжения ветра (~2-10"7 Па/м). Расчёт экмановской вертикальной скорости позволил заключить, что завихренность ветра является основным механизмом многолетней изменчивости уровня и структуры Камчатского течения. Основная причина таких вариаций уровня - экмановская конвергенция, созданная завихренностью ветра. Реакция океана на экмановскую конвергенцию является основным источником многолетней изменчивости Камчатского течения.

Вместе с изменениями структуры Камчатского течения и Ойясио в последние 30 лет наблюдались выразительные вариации прибрежного уровня па Камчатке. Вариации уровня можно разделить на три разных временных масштаба. Первый из них - это хорошо выраженный тренд уровня (~3 см/10 лет). Глобальное повышение уровня связано с изменением климата, понижением солёности океана и повышением температуры {Мипк, 2002). Второй временной масштаб связан с сезонной изменчивостью (с амплитудой около 10 см). Уровень в Петропавловске (Камчатка) растет зимой, достигает максимума в январе, и падает летом (с минимумом в июле). Поэтому, причиной зимнего повышения уровня на Камчатке не может быть стерический эффект. Кроме того, зависимость коэффициента термического расширения от температуры такова, что в холодной воде он в три раза меньше, чем в тёплой. Поэтому, это ещё одна причина, по которой в высоких широтах изменения уровня вызваны, прежде всего, воздействием ветра или стоком пресной воды. Зимнее повышение уровня в области пограничных течений западной субарктики Тихого океана связано с сезонной изменчивостью напряжения ветра {Simizu and Ohshima, 2002), и завихренностью ветра (Qiu et al., 1997; Qiu, 2002). Сезонная изменчивость уровня связана с баротропной (не зависящей от глубины) реакцией океана на ветровое воздействие.

В настоящей работе рассматривается хорошо выраженная многолетняя изменчивость уровня и вихря напряжения ветра. Размах многолетних колебаний уровня в Камчатском течении достигает 12 см. Интерес к такой изменчивости определяется необходимостью понимания причин и механизмов вариаций уровня и возможностью использования данных об уровне для диагноза климатических изменений в субарктике. Кроме того, поскольку в настоящее время стоит вопрос об "ускорении" роста уровня океана, многолетняя изменчивость может либо скрыть, либо усилить тренд уровня моря. Поэтому понимание причин, вызывающих многолетние вариации уровня представляется достаточно важным.

Согласно нашим результатам, многолетние изменения уровня связаны с вариациями глубины халоклина, которая в свою очередь, определяется экмановской конвергенцией. Экмановская конвергенция определяется вихрем напряжения ветра. Доступные нам данные показывают, что многолетние изменения вихря напряжения ветра достаточно велики (~2-10"7 Па/м). Мы оценили вертикальную скорость, вызванную ветром по спутниковым данным, и показали, что она соответствует скорости погружения халоклина. Аномалия вихря ветрового напряжения имела минимальное значение в 1995 г. Это соответствует максимальной скорости погружения халоклина (росту уровня) в период с 1992 по 1996 г. Максимальное положительное значение вихря ветра достигнуто в 1999 г. и соответствует экмановской дивергенции и падению уровня, что согласуется с наблюдениями за уровнем в Петропавловске. Тем самым, мы показываем, что экмановская конвергенция является основным механизмом заглубления халоклина и роста уровня в области Камчатского течения на этом масштабе времени.

На основе многолетних океанографических наблюдений (данных СТД, буёв Арго и спутниковых наблюдений) показано значительное повышение температуры (~ГС) тёплого и холодного промежуточных слоёв западной субарктики Тихого океана. Установлено, что изменение характеристик Камчатского течения и его продолжения Ойясио в период с 1990 по 2004 г. связано с выносом тёплой воды антициклоническими вихрями Аляскинского течения. Такие вихри движутся с северо-востока на запад и переносят тёплую воду (>3.8°С) в своём ядре (200-600 м). Этим тёплым ядром они отличаются от вихрей Камчатского течения, которые имеют холодное ядро (<0.2°С) и переносят холодную воду из Берингова моря.

В 1990 г. воды Камчатского течения на 49-51°N имели самую низкую температуру холодного и тёплого промежуточных слоёв за весть период наблюдений. Начиная с осени 1994 г., и, по крайней мере, до 2004 г. температура росла. Перенос тёплой воды связан с отделением антициклонических вихрей Аляскинского течения и их движением на запад. Перенос массы только одним вихрем оценивается величиной около 2.3 мегатонны в секунду, что сравнимо с переносом Аляскинского течения в Берингово море через пролив Ближний. Аномалии переноса массы соответствуют аномалиям в переносе тепла. Тем самым показана значительная аномалия циркуляции вод западной субарктики. Эти результаты имеют практическое значение, поскольку устанавливают механизм вариаций температуры промежуточных слоёв. Кроме того, они позволяют использовать наблюдения за уровнем вместе с данными буёв Арго для диагноза состояния пограничных течений субарктики Тихого океана.

В третьей главе исследована внутренняя структура антициклонических вихрей Ойясио. На основе прямых наблюдений над течениями показано, что ядро вихрей содержит усиленные около-инерционные возмущения большой амплитуды. В ядре вихря период инерционных возмущений отличается от локального инерционного периода. Изменение инерционного периода вызвано отрицательной завихренностью, которая понижает локальную инерционную частоту. Понижение частоты в центре вихря обеспечивает захват и усиление инерционных волн внутри вихрей.

Предложены два объяснения генерации инерционных движений большой амплитуды. Первое связано с самой относительной завихренностью вихря, сдвигающей нижнюю границу диапазона инерционных волн от частоты Кориолиса к эффективной частоте Кориолиса, которая близка к суточному приливу и поэтому позволяет захват приливной энергии на суточной частоте. Усиление инерционных движений в основании ядра вихря ведёт к генерации турбулентности.

Второе объяснение состоит в том, что вызванные ветром возмущения могут быть захвачены и усилены внутри вихря. Поэтому степень перемешивания в ядре вихря должна изменяться с внешним воздействием.

Синоптические процессы оказывают значительное влияние на структуру вод в субарктике Тихого океана. Синоптические вихри, растянутые вдоль Курильских островов в западной субарктике и в Охотском море, наиболее яркие такие явления. Однако, несмотря на то, что они охватывают обширный регион вплоть до Камчатского пролива, на севере Охотского моря действуют другие процессы, определяющие стратификацию вод. Самое яркое явление связано с приливным перемешиванием на банке Кашеварова в Охотском море и на банке Крузенштерна в океане к востоку от Курильских островов.

В четвёртой главе, на основе первых наблюдений над течениями и уровнем изучено приливное перемешивание на банке Кашеварова в Охотском море, а также банке Крузенштерна в океане к востоку от Курильских островов. Модельные вычисления приливных течений на банке Кашеварова показали, что они в 10-20 раз больше значений в окружающих водах (Kowalik and Polyakov, 1999). Однако до сих пор не было прямых наблюдений приливных течений и приливов на банке. В настоящей работе на основе первых прямых инструментальных наблюдений приливов и приливных течений и изучено исключительно сильное приливное перемешивание в самом центре Охотского моря и на его северном шельфе. Приливное перемешивание на банке играет значительную роль в вентиляции холодных промежуточных вод Охотского моря.

Доминирование двух суточных приливных гармоник разной частоты в течениях (Oi и Ki) создаёт ярко выраженную двухнедельную модуляцию степени перемешивания. Амплитуда скорости приливных течений достигает величины около 2 м с'1. Сильное приливное перемешивание создаёт выраженный фронт вокруг банки. Этот фронт разделяет хорошо перемешанные воды на банке от стратифицированных вод в глубоком море.

Изменение приливов и степени перемешивания меняет стратификацию, и способно изменить условия для первичной продукции. В областях со слабым приливным перемешиванием следует ожидать только весеннее цветение фитопланктона, в то время как на банке Кашеварова такое цветение может повторяться каждые две недели в теплое время года. Высокая биологическая продуктивность в этом регионе может определяться этим явлением. Приведённые наблюдения показывают, насколько тесно связаны физические и биологические процессы в Охотском море. Кроме того, небольшие по своим пространственным размерам особенности топографии, какой является банка Кашеварова, могут играть исключительно важную роль не только для динамики вод, но и биоты.

Наблюдения за дрейфом поверхностных буёв на банке Крузенштерна показывают сильные приливные течения. Измеренная скорость течения достигала величины около 2 мс"1. Приливные эллипсы Ki и Oi вытянуты вдоль изобат с вращением вектора скорости по часовой стрелке. Хорошо выраженная двухнедельная модуляция скорости течения вызвана присутствием двух суточных гармоник большой амплитуды. Приливные течения вызывают сильное диапикническое перемешивание холодных промежуточных вод с поверхностными и тёплыми промежуточными водами. Тем самым формируется холодная и плотная поверхностная вода высокой солёности. Для интерпретации физического механизма усиленных приливных течений использована модель шельфовых волн. Частота баротропных шельфовых волн на банке близка к суточным приливным частотам. Предполагается, что усиление приливных течений вызвано резонансом с шельфовыми волнами. Один и тот же физический механизм определяет усиленные приливные течения на банке Крузенштерна и банке Кашеварова.

В заключительном разделе "основные результаты и выводы" формулируются основные выводы диссертации.

Заключение диссертации по теме «Океанология», Рогачёв, Константин Анатольевич

Выводы

• Наблюдения за дрейфом буёв на банке Крузенштерна показали усиленные суточные приливные течения до 2 м с"1. Главные оси приливных эллипсов Ki и Oi вытянуты вдоль изобат. Биения, вызванные сложением двухсуточных гармоник К] и Oi приводят к сильной двухнедельной модуляции течений и поэтому степени приливного перемешивания. Приливное перемешивание на банке приводит к формированию плотных поверхностных вод высокой солёности. Один и тот же физический механизм отвечает за усиленные приливные течения на банке Кашеварова и на банке Крузенштерна.

• Усиление суточных приливных течений и антициклоническая циркуляция установлена по результатам наблюдений за дрейфом двух буёв в разные годы. Применение модели шельфовых волн к батиметрии банки Крузенштерна показало, что их частота близка к суточному приливу. Локальный резонанс, вызванный совпадением приливной частоты с естественной частотой банки, приводит к усилению приливных течений на банке. Приливные течения большой амплитуды приводят к диапикническому перемешиванию вод. Один и тот же физический механизм отвечает за усиление приливных течений и приливное перемешивание на банках Крузенштерна и Кашеварова.

• Усиление приливного перемешивания ведёт к формированию плотной воды верхнего слоя. Этот процесс связан с термохалинной циркуляцией в регионе. Приливное перемешивание приводит к существенной потере тепла тёплого промежуточного слоя. Кроме того, генерация среднего течения (антициклоническая циркуляция на банке) может объяснить природу потока тихоокеанских вод через пролив Севергина.

2'С

А'С fy.

6*С

8'С

Ю'С

Рисунок 4.17. Поверхностная температура в районе пролива Крузенштерна и банки

Крузенштерна (БК) 28 июля 2006 г. По данным спутника НОАА 12.

Данные приняты в лаборатории спутникового мониторинга ИАПУ ДВО РАН.

Основные научные результаты и выводы

Структура пограничных течений западной субарктике Тихого океана: три разных системы антициклонических вихрей

• Исследована структура западных пограничных течений субарктики Тихого океана. Определены характеристики больших антициклонических вихрей Аляскинского течения, Камчатского течения и Ойясио. Изучена циркуляция, и структура вод в глубоководной части Охотского моря (в Курильской котловине). По экспериментальным данным показано, что циркуляция вод в Курильской котловине Охотского моря, также как к востоку от Курильских островов, определяется цепью больших антициклонических вихрей. Определены характеристики этих вихрей.

Показано, что в области пограничных течений существует три разных системы антициклонических вихрей. Вихри Камчатского течения движутся с севера на юг со скоростью (~4-5 см/с) и переносят воду низкой солёности из Берингова моря в своём ядре. Один из таких вихрей в течение 6 месяцев двигался, по крайней мере, от Камчатского пролива (55.5° с. ш.) до 51° с. ш. Перенос массы вихрем Камчатского течения составляет около 0.1-0.4 Мт/с. Характеристики вихрей (прежде всего температура, солёность, глубина ядра и динамическая высота) значительно меняются. Поэтому следует ожидать, что перенос массы Камчатским течением должен испытывать значительные вариации. Заглубление халоклина в центре антициклонических вихрей является главной причиной увеличения динамической высоты и причиной повышения уровня у побережья Камчатки.

• В месте слияния Куросио и Ойясио к востоку от Японии формируются большие антициклонические вихри. Эти вихри вытягивают промежуточные воды (200-400 дбар) Куросио в своё ядро. Затем они мигрируют на северо-восток в субарктические воды вплоть до пролива Крузенштерна. Вихри движутся со скоростью около 1-2 см с"1 против течения. Вихри растянуты вдоль всей длины Курило-Камчатского жёлоба и играют важную роль в смешении вод в области западных пограничных течений. Особенно важно, что эти вихри содержат мощное перемешанное ядро. Характеристики вихрей могут служить новыми индексами быстрых изменений пограничных течений (названного термохалинным переходом) в субарктике Тихого океана. Эти изменения затрагивают не только западную субарктику Тихого океана и Охотское море. Они сопровождались экстремальными климатическими условиями на Дальнем Востоке и Приморском крае (например, засуха в Приморье в 1996-1997 годах и экстремальная продолжительность тёплого периода в 1989-1990 годах).

• На основе многолетних океанографических наблюдений (данных СТД, буёв Арго и спутниковых наблюдений) показано значительное повышение температуры (~ГС) тёплого и холодного промежуточных слоев западной субарктики Тихого океана. Установлено, что изменение характеристик Камчатского течения и его продолжения Ойясио в период с 1990 по 2004 г. связано с выносом тёплой воды антициклоническими вихрями Аляскинского течения. Такие вихри движутся с северо-востока на запад и переносят тёплую воду (>3.8°С) в своём ядре (200-600 дбар). Этим тёплым ядром они отличаются от вихрей Камчатского течения, которые имеют холодное ядро (<0.2°С) и переносят холодную воду из Берингова моря.

В 1990 г. воды Камчатского течения на 49-51°N имели самую низкую температуру холодного и тёплого промежуточных слоев за весть период наблюдений. Начиная с осени 1994 г., и, по крайней мере, до 2004 г. температура росла. Перенос тёплой воды связан с отделением антициклонических вихрей Аляскинского течения и их движением на запад. Перенос массы одним вихрем оценивается величиной около 2.3 мегатонн в секунду, что составляет значительную величину от переноса Аляскинского течения в Берингово море к востоку от Командорских островов. Аномалии переноса массы соответствуют аномалиям в переносе тепла. Тем самым показана значительная аномалия циркуляции вод западной субарктики. Эти результаты имеют практическое значение, поскольку устанавливают механизм вариаций температуры промежуточных слоёв.

Термохалинный переход в западной субарктике Тихого океана

• Термохалинный переход в западной субарктике выразился в значительной перестройке структуры пограничных течений субарктического круговорота, изменении переноса вод и смене стратификации. Термохалинный переход сопровождался заметным усилением прибрежной ветви Ойясио (увеличение на порядок переноса вод), и выразительной трансформацией характеристик теплого промежуточного слоя субарктики.

Продолжительная серия наблюдений за структурой Ойясио позволила найти новые индикаторы быстрых климатических изменений в океане - это характеристики больших антициклонических вихрей пограничных течений.

• Заметное ослабление прибрежной ветви Ойясио и усиление его морской ветви было связано понижением температуры в области северных Курильских проливов (Четвёртый Курильский пролив) и к востоку от Камчатки. Рост температуры и солёности наблюдался у южных Курильских островов и в южной части Охотского моря.

Следствием термохалинного перехода стало понижение поверхностной температуры и солёности в южной части региона. Это позволяет полагать, что температура поверхностных слоёв субарктики быстро и значительно понижается в результате обмена с окраинными морями. Охлаждение и понижение солёности верхнего слоя является результатом быстрых изменений в структуре западных пограничных течений.

Тем самым показана альтернативная схема охлаждения северной части Тихого океана, в которой воды субарктики охлаждаются в окраинных морях. Роль окраинных морей субарктики заключается в охлаждении халоклина.

• Термохалинный переход сопровождался выраженной миграцией осадков. Такая миграция осадков означает существование двух мод в интенсивности осадков. Усиление осадков на юге региона наблюдается в «тёплой фазе» состояния системы пограничных течений субарктики.

Кроме термохалинных характеристик в период термохалинного перехода в субарктике значительно менялся уровень моря. Прибрежный уровень в Петропавловске (Камчатка) имеет выраженный тренд (~3 см/10 лет) и значительную сезонную амплитуду (~10 см). Размах многолетних изменений уровня имеет величину около 12 см. Для того чтобы связать вариации уровня с характеристиками Камчатского течения, рассмотрены спутниковые наблюдения за ветром (1991-2004 г.). В области Камчатского течения в последние 13 лет наблюдались значительные многолетние вариации вихря напряжения ветра (~2-10'7 Па/м).

Расчёт экмановской вертикальной скорости позволил заключить, что вихрь ветра является важным механизмом многолетней изменчивости уровня и структуры Камчатского течения. Важной причиной вариаций уровня является экмановская конвергенция, созданная вихрем ветра. Реакция океана на воздействие ветра является важным источником многолетней изменчивости Камчатского течения.

• Вместе с изменением физических свойств системы западных пограничных течений происходит изменение структуры звукорассеивающих слоёв, которые отражают сообщество мезопелагических рыб. Такая реакция звукорассеивающих слоёв (ЗРС) показывает, что региональный климат океана и соответствующая биота сильно зависят от пути и силы основной ветви Ойясио.

Мезопелагическое сообщество представляет собой слабоизученную компоненту экосистемы субарктики Тихого океана. В области Ойясио и Камчатского течений структура этого сообщества существенно зависит от присутствия вихрей с ядром низкой солености и связанных с ними мезомасштабных явлений: локальных фронтов, и струй.

• Аномалия циркуляции в западной субарктике Тихого океана выразилась в изменении температуры и переносе воды Камчатским течением. Три разных системы антициклонических вихрей в западной субарктике Тихого океана определяют перенос тепла и соли в западной субарктике. Перенос холодной воды низкой солёности связан с миграцией вихрей из Берингова моря. Вихри Аляскинского течения переносят тёплую воду на запад вплоть до 161° в. д.

• Наиболее вероятная причина роста температуры связана с переносом тёплой воды вихрями Аляскинского течения. Такие вихри движутся со скоростью около 1.2 км в день на запад. Существует два пути распространения вихрей Аляскинского течения - северный и южный. Вихри, которые движутся по северному пути, прямо оказывают существенное влияние на свойства и перенос вод Камчатским течением.

Тем самым показано, что антициклонические вихри пограничных течений играют важную роль в переносе тёплой воды в промежуточных слоях и могут определять аномалии температуры и солёности в западной субарктике.

Внутреннее перемешивание и структура антициклонических вихрей

В последних двух главах показана ведущая роль ветрового перемешивания в в вихре Ойясио и приливного перемешивания на примере банки Кашеварова в Охотском море и банки Крузенштерна в Тихом океане.

Холодный халоклин в окраинных морях поддерживается адвекцией плотной воды с прилегающего шельфа, где она формируется во время образования льда. Ежегодный цикл формирования и таяния льда на шельфе приводит к образованию поверхностного слоя низкой солёности независимо от других внешних источников пресной воды. Этот источник пресной воды достаточно велик. В тёплый период талая вода создаёт повышенную устойчивость верхнего слоя. Это препятствует смешению холодных промежуточных вод Охотского моря с теплым верхним слоем.

Холодный промежуточный слой наполняется во время зимней конвекции. Поэтому формирование льда и сезонные вариации потока пресной воды играют главную роль в поддержании холодного промежуточного слоя. Сезонный цикл замерзания и таяния - эффективный процесс переноса соли с поверхности в глубокие слои и создания стратификации. Тёплые промежуточные воды поступают в Охотское море через глубокие проливы Курильских островов. Этот поток теплых и солёных вод является составной частью термохалинной циркуляции, обеспечивающей вентиляцию промежуточных вод Охотского моря.

Чтобы перенести теплую промежуточную воду и разрушить устойчивую стратификацию должна быть затрачена работа. Поэтому, интенсивность термохалинной циркуляции и, следовательно, связанных с ней потоков тепла и соли, определяется степенью перемешивания, или энергией, доступной для возвращения соленых вод к поверхностным слоям.

При этом важно представлять, что степень перемешивания исключительно неравномерна в пространстве. Небольшие области с сильными приливными течениями особенно важны для перемешивания всей массы вод, вовлеченной в циркуляцию.

Внутренняя структура антициклонических вихрей

• Исследована внутренняя структура антициклонических вихрей Ойясио. На основе прямых наблюдений над течениями показано, что ядро вихрей содержит усиленные инерционные возмущения большой амплитуды (с возмущениями скорости 120-140 см с"1). Механизм усиления и захвата инерционных возмущений связан с понижением локальной инерционной частоты в вихре. Показано, что наблюдавшийся период инерционных возмущений в вихре больше, чем его планетарное значение.

• Показано, что усиленные инерционные волны ответственны за формирование хорошо перемешанного ядра вихря Ойясио и поэтому могут играть существенную роль в трансформации водных масс в регионе. Относительная завихренность вихря сдвигает нижнюю границу диапазона инерционных волн в сторону низких частот (к эффективной частоте Кориолиса). Минимум инерционной частоты определяется скоростью вращения вихря и слабой стратификацией в ядре вихря. Накопление энергии волн приводит к сильному перемешиванию в ядре вихря. Предложены две гипотезы генерации усиленных инерционных движений в вихре: прохождение шторма и приливное воздействие. Механизм генерации приливом рассматривается как гипотеза, поскольку нет достаточного числа двухнедельных циклов для подтверждения приливного происхождения инерционных движений. Поскольку источник энергии инерционных волн не внутренний, а внешний, характеристики вихрей и время их жизни должны зависеть от внешних условий.

Приливное перемешивание на банках Кашеварова и Крузенштерна

• На основе наблюдений над течениями и уровнем изучено приливное перемешивание на банке Кашеварова. Показано, что на банке доминируют суточные приливы и приливные течения. Суперпозиция двух суточных гармоник К] и Oi приводит к исключительно сильной двухнедельной (Mf) изменчивости модуля скорости и приливного перемешивания. Показано, что приливное перемешивание на банке играет значительную роль в вентиляции холодных промежуточных вод Охотского моря. Амплитуда скорости приливных течений достигает величины около 2 м с'1. Сильное приливное перемешивание создаёт выраженный фронт вокруг банки. Этот фронт разделяет хорошо перемешанные воды на банке от стратифицированных вод в глубоком море.

Сильная двухнедельная модуляция степени перемешивания приводит к периодическому восстановлению стратификации хорошо перемешанного до этого слоя. Смена однородного по вертикали режима до выраженной стратификации оказывает воздействие на жизненный цикл живых организмов в море.

• Наблюдения за дрейфом буёв на банке Крузенштерна показали усиленные суточные приливные течения до 2 м с"1. Главные оси приливных эллипсов Ki и Oi вытянуты вдоль изобат. Биения, вызванные сложением двухсуточных гармоник Ki и Oi приводят к сильной двухнедельной модуляции течений и поэтому степени приливного перемешивания. Приливное перемешивание на банке приводит к формированию плотных поверхностных вод высокой солёности.

• По результатам наблюдений за дрейфом буёв в разные годы установлена антициклоническая циркуляция на банке и усиление суточных приливных течений. Применение модели шельфовых волн к батиметрии банки Крузенштерна показало, что их частота близка к суточному приливу. Локальный резонанс, вызванный совпадением приливной частоты с естественной частотой банки, приводит к усилению приливных течений на банке. Приливные течения большой амплитуды приводят к диапикническому перемешиванию вод. Установлено, что один и тот же физический механизм отвечает за усиленные приливные течения и приливное перемешивание на банках Кашеварова и Крузенштерна. Усиление приливного перемешивания ведёт к формированию плотной воды верхнего слоя. Приливное перемешивание приводит к существенному охлаждению тёплого промежуточного слоя тихоокеанских вод в регионе.

4.5 Заключение.

В Охотском море перемешивание вод в значительной мере обеспечивается приливами. Приливы являются регулярным источником механической энергии, необходимой для разрушения стратификации, созданной стоком пресной воды и таянием льда. В таких морях положение стратифицированных и перемешанных вод может быть определено из простых энергетических соотношений между процессами, разрушающими и восстанавливающими стратификацию, или простым физическим параметром QH/u3 , где Q представляет поток тепла (он восстанавливает стратификацию), Н - глубина столба воды, а и -амплитуда скорости приливного течения. Поскольку поток тепла Q часто можно считать достаточно однородным в пространстве, соотношение глубины и куба скорости приливного Л потока Н/u становится главным параметром, определяющим стратификацию. Когда он больше определённой величины, устанавливается стратификация, когда он меньше, столб воды становится перемешанным. При этом, если модуль скорости течения в двухнедельном цикле меняется в 10 раз, то параметр стратификации меняется в 1000 и следует ожидать значительных последствий такой изменчивости.

Наблюдения приливов и их последствий показывают, что в центральной части Охотского моря (на банке Кашеварова) наблюдаются суточные приливы с большой амплитудой двух суточных гармоник. Наблюдения показали, что на банке наблюдаются неправильные суточные приливы с амплитудой суточных гармоник Oi и Ki 0.51 и 0.53 дбар соответственно. Максимальная амплитуда суточных приливных течений достигает 164 см/с на вершине банки. Это довольно большая величина для открытого моря. В приливных течениях также доминируют суточные гармоники. Сложение этих гармоник даёт выраженную полумесячную (двухнедельную) изменчивость амплитуды скорости приливных течений и степени стратификации вод. Сильные суточные возмущения температуры вызваны адвекцией холодных промежуточных вод приливными течениями. Усиленный перенос вод приливными течениями на банке обеспечивает перемешивание и вентиляцию холодного промежуточного слоя (Рисунки 4.12-4.13). станция станции на банке

148 северная/ст. ерв'мешивание \а .банке северная граница приливного циклi

• южная граница август 1994 26.2 26.4 станция на банке смешение во в ч-1-г

32.80 33.00 33.20 33.40 33.60 соленость

1-1 г

33.80 34.00

Рис. 4.12 TS- диаграмма для станций на банке Кашеварова в августе 1994 г. Тонкие линиии представляют CTD профили. Символы отмечают 50-м интервалы. Станция на банке (144) представляет собой одну точку из-за сильного перемешивания.

Рис. 4.13 Температура на уровне 100 дбар в августе-сентябре 1993 г. Показано также положение станций НИС Витязь (август 1949 г.). Размеры "тёплой" области значительно превышают размер банки Кашеварова.

4.5 Антициклоническая циркуляция и сильные приливные течения на банке Крузенштерна

Банка Крузенштерна расположена в океане к востоку от пролива Крузенштерна. Наблюдения за дрейфом поверхностных буёв на банке Крузенштерна (БК) показывают сильные приливные течения. Измеренная скорость течения достигала величины около 2 мс"1. Приливные эллипсы К] и Oi вытянуты вдоль изобат с вращением вектора скорости по часовой стрелке. Хорошо выраженная двухнедельная модуляция скорости течения вызвана присутствием двух суточных гармоник большой амплитуды. Приливные течения вызывают сильное диапикническое перемешивание холодных промежуточных вод с поверхностными и тёплыми промежуточными водами. Тем самым формируется холодная и плотная поверхностная вода высокой солёности. Для интерпретации физического механизма усиленных приливных течений использована модель шельфовых волн. Частота баротропных шельфовых волн на банке близка к суточным приливным частотам. Предполагается, что усиление приливных течений вызвано резонансом с шельфовыми волнами. Один и тот же физический механизм определяет усиленные приливные течения на банке Крузенштерна и банке Кашеварова.

Введение

Известно, что обширные области у Курильских островов и проливов характеризуется сильными приливными течениями. Диапикническое перемешивание, вызванное сильными приливными течениями, изменяет поверхностную солёность и температуру. Однако прямые измерения течений, особенно в океане к востоку от Курильских островов достаточно редки. Ранее Kowalik, Polyakov (1998) рассматривали приливные течения вблизи Курильских проливов на основе приливной модели. Наблюдения (Rogachev et al., 2000; Rogachev et al., 2001; Ohshima et al., 2002; Ono et al., 2006) и приливная модель (Kowalik, Polyakov, 1999) показывают, что суточные приливные течения особенно выражены на банке Кашеварова. Банка Кашеварова представляет собой подводную банку с вершиной на глубине 100-120 м на северном шельфе Охотского моря.

Принято считать, что плотная вода, которая образуется на шельфе Охотского моря во время формирования льда, является важным источником промежуточных вод в северной части Тихого океана. Второй процесс, который важен для образования плотной воды - рост солёности верхнего слоя при диапикническом перемешивании. Рост солёности и понижение температуры происходит во время приливного перемешивания. Наблюдения за дрейфом буев показывают, что банка Кашеварова не единственное место, где наблюдаются усиленные приливные течения.

Банка Крузенштерна расположена в океане к востоку от пролива Крузенштерна (рисунок 4.14а). Вершина банки расположена на глубине менее 100 м. Два поверхностных буя, выставленных в Камчатском течении, были захвачены локальной циркуляцией на банке Крузенштерна и показали сильные суточные приливные течения. Цель настоящего исследования - определить характер приливных течений, основываясь на этих наблюдениях и понять физический механизм, ответственный за усиление суточных приливных течений на банке. Сильное приливное перемешивание прямо связано с формированием холодного пятна на поверхности океана и ростом солёности верхнего слоя. Последующее зимнее охлаждение приводит к образованию плотных и холодных промежуточных вод. Поэтому, сильное приливное перемешивание на банке Крузенштерна играет важную роль в формировании промежуточных вод в области Ойясио.

Над изолированными топографическими особенностями рельефа возможно усиление шельфовых волн (Jle Блон, Майсек, 1981; Middleton et al., 1982; Padman et al., 1992). Такие волны являются разновидностью топографических волн Россби. Их фазовая скорость распространения направлена поперек склона так, что мелкая вода остаётся справа. Усиление приливных течений вблизи таких особенностей рельефа можно объяснить резонансом с шельфовыми волнами, поскольку частота суточного прилива близка к естественной частоте шельфовых волн.

Данные

Измерения течения выполнены по результатам дрейфа поверхностных буёв в 1993 и 1999 гг. Источник данных - канадский департамент рыболовства и океанов. Буи отслеживались спутниковой системой Аргос. Дрифтеры созданы в соответствие с рекомендациями программы поверхностных течений международного проекта ВОСЕ. Плавучесть дрифтера создана сферой, к которой также прикреплён передатчик и термистор для измерения температуры. К поверхностной сфере прикреплён плавучий якорь диаметром около 1 м и длиной около 9 м с центром на глубине 40 м (буй 1993 г. В93) и 15 м (В99). Буи были выставлены в Беринговом море в 1993 и 1999 гг. По завершении дрейфа в Камчатском течении они были захвачены в антициклоническую циркуляцию на банке Крузенштерна. Рисунок 4.146 показывает траекторию дрифтера В99 непосредственно на банке. В среднем для дрифтера В99 было получено 12-14 определений в день. Промежуток времени между определениями, как правило, составлял около 2 часов. Используя интервал времени 2 часа и точность определений 150 м, получим оценку погрешности скорости течения около 5 см с'1. Для буя 1993 г. В93 число определений было меньше. Поскольку положение дрифтера определялось нерегулярно (интервал времени между определениями был разным), исходные данные были интерполированы на регулярный промежуток времени 1 час. Для получения скорости течения использовались соседние определения положения дрифтера. Интерполированное значение скорости было получено линейной интерполяцией по двум соседним значениям. Время для скорости соотносилось к середине промежутка между определениями.

Наблюдения за температурой и солёностью были собраны во время выполнения программы ИНПОК (международный проект по изучению климата северной части Тихого океана). Рисунок 4.14а показывает положение гидрологических станций в районе банки Крузенштерна и рисунок 4.146 детальную батиметрию на банке.

153 154 155 156 157

154 154.5 155 155.5

Рисунок 4.14 а, б. Карта района исследований, положение гидрологических станций и траектория поверхностного буя В99. Во внутреннем прямоугольнике показана детальная батиметрия (изобаты в м). Стрелки указывают направление дрейфа буя. день день

Рисунок 4.14 в. Компоненты скорости течения север-юг (а) и восток-запад (б) на банке Крузенштерна. Время в днях с начала наблюдений на банке (13.12.1999).

Результаты

Циркуляция на банке

Банка Крузенштерна - подводная банка к востоку от пролива Крузенштерна на континентальном склоне Курильских островов с глубиной на вершине менее 100 м (рисунок 4.146). Дрифтер В99 был захвачен антициклонической циркуляцией на банке с 13 по 31 декабря 1999 г. За это время он совершил 16 оборотов по часовой стрелке. Временной ряд скорости течения дрифтера показал вращение вектора скорости по часовой стрелке с суточным периодом и скоростью до 2 м с*1. Временные ряды наблюдений за скоростью течения (рисунок 4.14в) были использованы для определения приливных гармоник. Результаты приведены в таблице 4.5. Приливные эллипсы показаны на рисунке 4.15.

Список литературы диссертационного исследования доктор географических наук Рогачёв, Константин Анатольевич, 2006 год

1. Безруков П. Л. 1960. Донные осадки Охотского моря // Тр. Института океанологии, 32. С. 15-95.

2. Безруков П.Л., Остроумов Э.А. IIДанные 12рейса НИС "Витязь", 1952.

3. Булатов Н. В., Лобанов В. Б. Исследование мезомасштабных вихрей восточнее Курильских островов по данным метеорологических спутников Земли // Исследование Земли из космоса. 1983. №3. С. 40-47.

4. Булатов Н. В., Лобанов В. Б., А.Ф. Ломакин, К.А. Рогачёв, Толмачёв К.П. История А2: структура и динамика синоптического вихря Куросио // Препринт ТОИДВОРАН. Владивосток. 1988.

5. Веселова Л. Е. Характеристики сезонной изменчивости температуры в южной части Охотского моря // Тр. ДВНИГМИ 1975. Т. 50. С. 38-56.

6. Ковшов В.А., Синюрин Ю.Н. Постоянные разряжения ледяного покрова в открытых районах Охотского моря // Метеорология и Гидрология. 1982. №11. С. 76-81.

7. Кузьмина Н.П. и Скляров В.Е. Дрейфующий лед как трассер приисследовании особенностей циркуляции вод окраинных морей // Исследование Земли из Космоса. 1984. №1. С. 16-25.

8. Лапко В.В., и О.А. Иванов. Состав и распределение звукорассеивающих слоёв в Курильских водах Тихого океана // Океанология. 1993. 33(4). С. 574578.

9. Ле Блон и Майсек Л. Волны в океане // Мир. 1981. 480 с.

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

11. Ломакин А.Ф., Рогачёв К.А. Связь аномалий температуры поверхности северной части Тихого океана с атмосферными процессами в переходные сезоны // Метеорология и Гидрология. 1983. №11. С. 6067.

12. Мамаев О.И. Термохалинный анализ вод Мирового океана //

13. Гидрометеоиздат. 1987.296 с. Монин А.С., Ю.А. Шишков. Климат как проблема физики // Успехифизических наук. 2000. Т. 170. №4. С. 419-445. Рогачёв К. А. 1993. Развитие мезомасштабных струй во фронтальной зоне

14. Куросио-Ойясио // Исследование Земли из Космоса. 1993. №4. С. 25-32. Рогачёв К.А. Кислородное пересыщение и оценки первичной продукции на границах теплого вихря Куросио // Океанология. 1989. Т. 29. В.6. С. 960.

15. Рогачёв К. А., Булатов Н. В. Долгопериодная изменчивость структурысубарктической фронтальной зоны Куросио-Ойясио, определенная по спутниковой информации // Исследование Земли из Космоса. 1991. №4. С. 104-110.

16. Рогачёв К. А. Изменчивость характеристик деятельного слоя в северозападной части Тихого океана при прохождении шторма // Метеорология и гидрология. 1980. № 8. С. 65-68. Рогачёв К. А. О диссипации кинетической энергии в циклоне над океаном //

17. Рогачёв К. А. Камчатское течение // Природа. 2003. № 2. С. 45-49 Рогачёв К. А. Быстрые изменения в холодных водах субарктики Тихогоокеана // В кн. Российская наука: день нынешний и день грядущий.

18. Российский фонд фундаментальных исследований. 1999. М., Академия. С. 342-354.

19. Рогачёв К.А., В.Б. Лобанов. Быстрая изменчивость структуры западныхпограничных течений субарктики Тихого океана: 10 лет наблюдений за вихрями Ойясио // Доклады академии наук. 2001. Т.378. №5. С. 681685.

20. Рогачёв К.А., И.И. Горин. Перенос массы и долговременная изменчивость вихрей Камчатского течения // Океанология. 2004. В. 44(1). С. 15-21.

21. Рогачёв К.А., Шлык Н.В. Роль мезомасштабных вихрей в динамике

22. Камчатского и Аляскинского течений // Известия ТИНРО. 2006. Т. 145. С. 228-234.

23. Фофонов Н.П. Динамические воздействия каббелинга на структуру термоклина // Океанология. 1995. Т.35. №6. С. 824-832

24. Храпченков Ф.Ф. Исследование вихрей у побережья Камчатки летом 1985 г. // Океанология. 1987. Т. 27. №3. С. 391-396.

25. Храпченков Ф.Ф. Особенности гидрологической структуры вод в районе

26. Авачинского залива зимой 1989 г. // Океанология. 1991. 31. №6. С. 949954.

27. Aagaard К., L.K. Coachman, Carmack Е. On the halocline of the Arctic Ocean // Deep-Sea Research. 1981. Vol. 28, P. 529-546.

28. Aagaard, K., Carmack, E.C. The role of sea ice and other fresh water in the Arctic circulation 11 Journal of Geophysical Research. 1989. Vol. 94. P. 14,48514,498.

29. Akagawa M. Characteristics of oceanographical conditions in the Okhotsk Sea and meteorological conditions over the Far East in November // Oceanographical Magazine. 1977. Vol. 28. P. 33-45.

30. Alfultis, M. A., & Martin, S. Satellite passive microwave studies of the sea of Okhotsk ice cover and its relation to oceanic processes, 1978-1982 // Journal of Geophysical Research. 1987. Vol. 92. P. 13,013-13,028.

31. Aota, M., Ishikawa M. Fresh water supply to the sea of Okhotsk and volumetransport of Soya warm current // Bulletin of Hokkaido National Fisheries Research Institute. 1991. Vol. 55. P. 109-114.

32. Armi, L., D. Hebert, N. Oakey, J. Price, P. Richardson, T. Rossby and B. Ruddick, Two years in the life of a Mediterranean salt lens // Journal of Physical Oceanography. 1989. Vol. 19. P. 354-370.

33. Beamish, R.J., Leask, K.D., Ivanov, O.A., Balanov, A.A., Orlov, A.M., Sinclair, В., The ecology, distribution, and abundance of midwater fishes of the subarctic Pacific gyres // Progress in Oceanography. 1999. Vol. 43. P. 3999-4442.

34. Brodeur, R.D., Ware, D.M. Long-term variability in zooplankton biomass in the subarctic Pacific Ocean // Fisheries Oceanography. 1992. Vol. 1. P. 32-37.

35. Carmack, E.C., Macdonald, R.W., Perkin, R.G., McLaughlin, F.A., & Pearson, R.J. Evidence for warming of Atlantic water in the southern Canadian Basin: Results from the LARSEN-93 expedition // Geophysical Research Letters. 1995. Vol. 22. P. 1061-1064.

36. Cartwright D.E. Extraordinary tidal currents near St.Kilda // Nature. 1969. Vol. 223. P. 928-932.

37. Cohen, J., Entekhabi D. Eurasian snow cover variability and Northern Hemishere climate predictability // Geophysical Research Lettters. 1999. Vol. 26. P. 345-348.

38. Crawford W.R. and Thomson R.E. Continental shelf waves of diurnal period along Vancouver Island II Journal of Geophysical Research. 1982. Vol. 87. P. 9516-9522.

39. Crawford W.R., J.Y. Cherniausky and Foreman M.G.G. Multi-year meanders and eddies in the Alaskan Stream as observed by TOPEX/POSEIDON altimeter // Geophysical Research Letters. 2000. Vol. 27. No. 7. P. 1025-1028.

40. Cummins P.F., Mysak L.A., and K. Hamilton. Generation of annual Rossby waves in the North Pacific by the wind stress curl // Journal of Physical Oceanography. 1986. Vol. 16.No.7.P. 1179-1189.

41. D'Asaro E. A. Wind-forced internal waves in the North Pacific and Sargasso Sea // Journal of Physical Oceanography. 1984. Vol. 14. P. 781-794.

42. D'Asaro E.A. The energy flux from the wind to near-inertial motions in the surface mixed layer // Journal of Physical Oceanography. 1985. Vol. 15. P. 1043-1059.

43. Dewey R.K., P.H. LeBlond, W.R.Crawford. The turbulent bottom boundary layer and its influence on local dynamics over the continental shelf// Dyn. Atmos. Oceans. 1988. Vol. 12. No. 2. P.143-172.

44. Dickson, R.R., Lamb, H.H, Malberg, S.A., & Lee, A.J. The greate salinity anomaly in the North Atlantic, 1968-1982 // Progress in Oceanography. 1988. Vol. 20. P. 102-151.

45. Fearnhead P.G. On the formation of fronts by tidal mixing around the British Isles // Deep-Sea Res. 1975. Vol. 22. P. 311-321.

46. Foreman M. G. Manual for tidal heights analysis and prediction // Institute of Ocean Sciences. Victoria, B.C. 1977. 98 pp.

47. Foreman M. G. Manual for tidal currents analysis and prediction // Institute of Ocean Sciences. Sidney, B.C. 1978. 70 pp.

48. Fine R.A., Mooers C.N.K., Millero F.J. Effects of non-linear pressure-volume temperature properties on the potential energy distribution in the Atlantic ocean IIDeep-Sea Res. 1973. Vol. 25. No.l. P. 15-22.

49. Flather R.A. A numerical model investigations of tides and diurnal-periodcontinental shelf waves along Vancouver Island II J. Phys. Oceanogr. 1988. Vol. 18. P. 115-139.

50. Fofonoff, N. P. Energy Transformation in the Sea // Fisheries Research Board of Canada, Manuscript Report Series. 1961. Vol. 109. 82 pp.

51. Foreman, M.G.G., and Thomson R.E. Three-dimensional model simulations of tides and buoyancy currents along the West Coast of Vancouver Island II J. Phys. Oceanogr. 1997. Vol. 27. P. 1300-1325.

52. Francis, R.C., Hare, S.R. Decadal-scale regime shifts in the large marine ecosystems of the North-east Pacific: a case for historical science // Fisheries Oceanography. 1994. No. 3:4. P. 279-291.

53. Freeland, HJ, Bychkov, A.S., Whitney, F., Taylor, C., Wong, C.S., & Yurasov, G.I. WOCE section PI W in the Sea of Okhotsk. 1. Oceanographic data description// Journal of Geophysical Research. 1998. Vol. 103. P. 15,61315,623.

54. Freeland, H.J. Diurnal coastal trapped waves on the east Australian continental shelf// J. Phys. Oceanogr. 1988. Vol. 18. P. 690-694.

55. Fung Y.T. Richardson criteria for stratified vortex motions under gravity II Phys. Fluids. 1986. Vol. 29. No.2. P. 368-371.

56. Fu L., B. Qiu. Low-frequency variability of the North Pacific Ocean: The roles of boundary and wind-driven baroclinic Rossby waves II Journal of Geophysical Research. 2002. Vol. 107(C12). P. 3220, doi: 10.1029/2001JC001131,2002

57. Gong D., and S. Wang. Arctic Oscillation and climate of China in winter // Submitted to Advances in Atmospheric Sciences. 2000.

58. Heath, M.R., Henderson, E.W., & Slesser, G. High salinity in the North Sea // Nature. 1991. Vol. 352. P. 116.

59. Hurrell, J. Decadal trends in the North Atlantic Oscillation: Regional temperatures and precipitation // Science. 1995. Vol. 269. P. 676-679.

60. Hakkinen, S. An Arctic source for the Greate Salinity Anomaly: A simulation of the Arctic ice-mean system for 1955-1975 II Journal of Geophysical Research. 1993. Vol. 98. P. 16,397-16,410.

61. Hebert, D., N. Oakey, Ruddick B. Evolution of a Mediterranean salt lens II J. Phys. Oceanogr. 1990. Vol. 20. P. 1468-1483.1.oguchi O., and H. Kawamura. Wind-driven circulation in the subarctic north

62. Kawasaki, Y. On the year-to-year change in subarctic water characteristics around the Kuril Islands // In PICES Scientific Report, 12. 1999. Sidney, B.C., Canada. P. 101-105.

63. Kawasaki, Y., Azumaya, Т., & Ishida, Y. Ocean structure and water characteristics along the 165°E meridian in the western Subarctic North Pacific Ocean // Bulletin of Hokkaido National Fisheries Research Institute. 1999. Vol. 63. P. 35-47.

64. Kerr R.A. A new force in high-latitude climate // Science. 1999. Vol. 284. P. 241242.

65. Копо, Т., Kawasaki, Y. Modification of the western subarctic water by theexchange with the Okhotsk Sea // Deep-Sea Research. 1997. Vol. 44. P. 689-712.

66. Kowalik Z, and I. Polyakov. Tides in the Sea of Okhotsk II J. Phys. Oceanogr.1998. Vol. 28. P. 1389-1409. Kowalik Z., Polyakov I. Diurnal tides over Kashevarov Bank, Okhotsk Sea // J.

67. Geophys. Res. 1999. Vol. 104(C3). P. 5361-5380. Kundu P.K. and R.E. Thomson Inertial oscillations due to a moving front // J.

68. Phys. Oceanogr. 1985. Vol. 15. P. 1076-1084. Kunze E. Near-inertial wave propagation in geostrophic shear // J. Phys. Oceanogr.1985. Vol. 15. No.5. P. 544-565. Kunze E. The mean and near-inertial velocity fields in a warm-core eddy // J. Phys.

69. Oceanogr. 1986. Vol. 16. P. 1444-1461. Kunze E. and R. Lueck. Velocity profiles in a warm-core eddy // J. Phys.

70. Johannessen О. M., Miles М., Bjorgo Е. The Arctic's shrinking ice II Nature. 1995.

71. Vol. 376. P. 126-127. Joyce, T.M. Velocity and hydrographic structure of a Gulf Stream ring // J. Phys.

72. Oceanogr. 1984. Vol. 14. P. 936-947. Latif, M., & Barnett, T.P. Causes of decadal climate variability over the North

73. Eloise //J. Geophys. Res. 1982. Vol. 87(C1). P. 409-427. Martin S., R. Drucker, Yamashita K. The production of ice and dense shelf water in the Okhotsk Sea polynyas II J. Geophys. Res. 1998. Vol. 103, 27,77127,782.

74. Middleton J.H., T.D. Foster, A. Foldvik. Low-frequency currents and continental shelf waves in the southern Weddell Sea II J. Phys. Oceanogr. 1982. Vol. 12(7). P. 618-634.

75. Midttun L. Formation of dense bottom water in the Barents Sea I I Deep-Sea

76. Research. 1985. V.32. No.lOA, 1233-1242. Morozov E.Z. Semidiurnal internal wave global field II Deep-Sea Research. 1995. 42,135-148.

77. Munk W. Once again: once again-tidal friction // Progress in Oceanography. 1997. Vol. 40. P. 7-35.

78. Munk W., C. Wunch. Abyssal recipes II: energetics of tidal and wind mixing //

79. Deep-Sea Research. 1998. Vol. 45(12). P. 1977-2010. Meyers G. On the annual Rossby wave in the tropical North Pacific Ocean //

80. Journal of Physical Oceanography, 1979. Vol. 9(4). P. 663-674. Munk W. Twentieth centuary sea level: An enigma // Proceedings of National

81. Nagata Y., Youshida, J, and Shin, H-R. Detailed structure of the Kuroshio front and the origin of the water in warm-core rings // Deep-Sea Research. 1986. Vol. 33. P.1509-1526.

82. Ohtani K. Westward inflow of the coastal Oyashio water into the Tsugaru Strait.// Hokusai suisun i ho. 1987. Vol. 38(3). P. 209-220.

83. Ohtani K. Relative transport in the Alaskan Stream in winter // Journal of Oceanographical Society of Japan. 1970. Vol. 26.P. 271-282.

84. Ohtani, K., Akiba, Y., & Takenouti, A. Y. Formation of western subarctic water in the Bering sea // In: Biological oceanography of the northern North Pacific Ocean. Idemitsu Shoten. 1972. P. 31-44.

85. Ohshima, K.I. The flow system in the Japan sea caused by a sea level difference through shallow straits II Journal of Geophysical Research. 1994. Vol. 99. P. 9925-9940.

86. Ohshima K.I., M. Wakatsuchi, Y. Fukamachi, Mizuta G. Near-surface circulation and tidal currents of the Okhotsk Sea observed with satellite-tracked drifters // J. Geophys. Res. 2002. Vol. 107. No. CI 1. P. 3195; doi: 10.1029/2001JC001005.

87. Ono J., Ohshima K.I., G. Mizuta, Y. Fukamachi, Wakatsuchi M. Amplification of diurnal tides over Kashevarov Bank in the Sea of Okhotsk and its impact on water mixing and sea ice // Deep-Sea Res. I. 2006. Vol. 53. P. 409-424.

88. Okkonen, S.R. The influence of an Alaskan Stream eddy on flow through Amchitka Pass // Journal of Geophysical Research. 1996. Vol. 101. P. 8839-8851.

89. Okkonen S.R. Observations of topographic waves in the Bering Slope Current using the Geosat altimeter///. ofGeoph. Res. 1993. Vol. 98(C12). P. 22,603-22,613.

90. Okuda, K., Yasuda, I., Horoe, Y. and Shimizu, Y. Structure of Subsurface intrusion of the Oyashio water into the Kuroshio Extension and formation process of the North Pacific intermediate water II Journal of Oceanography. 2001. Vol. 57. P.121-140.

91. Overland, J. E., & Roach, A. T. Northward flow in the Bering and Chukchi Seas // Journal of Geophysical Research. 1987. Vol. 92. P. 7097-7105.

92. Padman L., Plueddemann A.J., R.D. Muench, R. Pinkel. Diurnal tides near the Yermak Plateau // J. Geophys. Res. 1992. Vol. 97(C8). P. 12639-12652.

93. Pingree, R. D., LeCann B. Drifting buoy in a field of flow of two eddies on East Thulean Rise (Northeast Atlantic)// Journal Geophysical Research. 1991. Vol. 96. P. 16759-16777.

94. Phillips O.M. The dynamics of the upper ocean // Cambridge University Press, New York. 1966. 266 pp.

95. Pollard, R.T., Millard R. C. Comparison between observed and simulated wind generated inertial oscillations // Deep-Sea Res. 1970. Vol. 17. P. 813-821.

96. Poulain P. M. Near-inertial and diurnal motions in the trajectories of mixed layer drifters II J. Marine Research. 1990. Vol. 48. P. 793-823.

97. Proshutinsky A. Yu., and M. A. Johnson. Two circulation regimes of the winddriven Arctic Ocean II Journal of Geophysical Research. 1997. Vol. 102. P. 12,493-12,514.

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

99. Qiu B. Large-scale variability in the midlatitude subtropical and subpolar North Pacific Ocean: Observations and causes // Journal of Physical Oceanography. 2002. Vol. 32(1). P. 353-375.

100. Qiiadfasel, D., Sy, A., Wells, D., Tunik A. Warming in the Arctic II Nature. 1991. Vol. 350. P. 385.

101. Quadfasel D., B. Rudels, K.Kurtz. Outflow of dense water from a Svalbard fjord into the Fram Strait //Deep-Sea Res. 1988. Vol. 35. No.7. P.l 143-1150.

102. Reed, R. K., Muench, R. D., & Schumacher, J. D. On the baroclinic transport of the Alaskan Stream near Kodiak Island // Deep Sea Research. 1980. Vol. 27. P. 509-523.

103. Reed, R. K., & Elliott, W. P. New precipitation maps for the North Atlantic and North Pacific Oceans II Journal of Geophysical Research. 1979. Vol. 84. P. 7839-7846.

104. Reed, R. K., Stabeno P.J. The recent return of the Alaskan Stream to Near Strait // Journal of Marine Research. 1993. Vol. 51. P. 515-527.

105. Reid, J. L. On the temperature, salinity and density difference between the Atlantic and Pacific oceans in the upper kilometer // Deep-Sea Research. 1961. Vol. 7. P. 265-275.

106. Reid J. L. Observations of near-inertial rotation and internal waves // Deep-Sea

107. Research. 1962. Vol. 9. P. 283-289. Reid J. L. Northwest Pacific Ocean Waters in winter // The John Hopkins

108. Robinson, D.A., & Dewey, K.F. Recent secular variations in the extent of Northern Hemisphere snow cover // Geophysical Research Letters. 1990. Vol. 17. P. 1557-1560.

109. Rogachev K. A., Carmack E. C., Yurasov G. I., Miyake M., Sosnin V. Structure of anticyclonic rings and volume transport of the Oyashio. // In: Nemuro Workshop on Western Subarctic Circulation. Kushiro, Hokkaido, Japan. 1993. P.141-144.

110. Rogachev, K.A., Verkhunov, V.A. Circulation and water mass structure in the southern Okhotsk Sea // PICES scientific Report 6, Sidney, B.C., Canada, 1995. P.144-149.

111. Rogachev, K. A., Salomatin, A. S., Carmack, E. C. Concentration of pelagicorganisms at mesoscale fronts in the western subarctic Pacific: small fish on long waves //Fisheries Oceanography. 1996b. Vol. 5, P. 153-162.

112. Rogachev, K. A. Recent speeding up of the Pacific Subarctic Circulation // International WOCE Newsletter. 1997. No. 26. P. 40-42.

113. Rogachev, K. Oyashio west path culmination as the consequence of thethermohaline transition in the Pacific subarctic // PICES Scientific Report. 1999. No. 12, Sidney, B.C., Canada. P. 95-99.

114. Rogachev K.A., E.C. Carmack, A.S. Salomatin and M.G. Alexanina. Lunar fortnightly modulation of tidal mixing near Kashevarov Bank, Sea of

115. Okhotsk, and its impacts on biota and sea ice // Progress in Oceanography. 2001. Vol.49. No. 1-4. P. 373-390.

116. Rogachev K.A., and E. C. Carmack. Eddies in the western Subarctic Pacific: Their internal structure and linkages to the regime shift phenomena // International WOCE Newsletter. 2002. No.42. P. 25-28.

117. Rogachev K.A., Shlyk N. V., Carmack E.C. Warming in the Kamchatka Current and circulation anomaly in the western subarctic Pacific//GLOBEC symposium: Climate variability and subarctic marine ecosystems. Victoria, Canada, 2005. p. 22.

118. Rogachev K.A., E.C. Carmack and Foreman M. Bowhead whales feed on plankton concentrated by tidal currents in Academy Bay, Sea of Okhotsk //GLOBEC symposium: Climate variability and subarctic marine ecosystems. Victoria, Canada, 2005. p. 69.

119. Rogachev K.A. Physical forcing of marine ecosystems and long-term changes of oceanographic parameters in the Sea of Okhotsk// PICES Annual Meeting AbsractsXIV. 2005. p. 34

120. Rogachev K.A. Nodal modulation of air temperature in the Sea of Okhotsk //

121. PICES/GLOBEC Symposium Climate variability and ecosystem impacts on the North Pacific: a basin- scale synthesis. Book of Abstracts. 2006. p. 11.

122. Rogachev K.A. Cooling at hot spots: Amplification of tidal currents over banks and 18.6-year tidal cycle in the Oyashio and Sea of Okhotsk // PICES XV POCPaper-2818. 2006.

123. Schumacher J.D., Т.Н.Kinder, D.J. Pashinski and R.L.Charnell. A structural front over the continental shelf of the eastern Bering Sea // J. Phys. Oceanogr. 1979. Vol. 9. P. 79-87.

124. Sherwin T.J. Inertial oscillations in the Irish Sea // Cont. Shelf Res. 1987. Vol. 7. P. 191-211.

125. Simizu D., K.I. Ohshima. Barotropic response of the Sea of Okhotsk to wind forcing H Journal of Oceanography. 2002. Vol. 58. P. 851-860.

126. Shumacher J.D., K.Aagaard, C.H.Pease and R.B.Tripp. Effects of a shelf polynya on flow and water properties in the Northern Bering Sea // Journal of Geophysical Research. 1983. Vol. 88. No.C5. P. 2723-2732.

127. Simpson J.H. and Hunter R.J. Fronts in the Irish Sea // Nature. 1974. Vol. 250, P. 404-406.

128. Simpson J.H. The shelf sea fronts: Implications of their existence and behaviour // Phil. Trans. R. Soc. Lond. 1981. Vol. A302. P. 531-546.

129. Smith, S. D., R. D. Muench, Pease С. H. Polynyas and leads: An overview ofphysical processes and environment// J. Geophysical Research. 1990. Vol. 95. P.9461-9479.

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

131. Stabeno, P. J., Reed, R. K. A major circulation anomaly in the western Bering Sea // Geophysical Research Letters. 1992. Vol. 19. P. 1671-1674.

132. Stabeno, P. J., Reed, R. K., Overland, J. E. Lagrangian measurements in the

133. Kamchatka current and Oyashio II Journal of Oceanography. 1994. Vol. 50. P. 653-662.

134. Stigebrandt, A. The North Pacific: A global scale estuary //Journal of Physical Oceanography. 1984. Vol. 14. P. 464-470.

135. Sugimoto, Т., Kawasaki, Y., Li, J. A description of the time-dependenthydrographic structure of the warm streamer around the Kuroshio warm-core ring 86ВII Deep-Sea Research. 1992. Vol. 39. P. S77-S96.

136. Sugimoto Т., Tameishi H. Warm-core rings, streamers and their role on the fishing ground formation around Japan II Deep-Sea Research. 1992. Vol. 39. No. 1. P. S183-S201.

137. Sverdrup, H.U., Johnson, M.W., & Fleming, R.H. The Oceans: their physics, chemistry and general 6/o/ogy//Printice-Hall, Inc. 1942. 1087 pp.

138. Taft B. Subarctic gyre of the western Pacific. 1995. International WOCE Newsletter. No. 19. P. 6-8.

139. Taira, K., S. Kitagawa, O. Hirotaka, Tomio A. Observations of temperature and velocity from a surface buoy moored in the Shikoku Basin (OMLET-88) -An ocean response to a typhoon II J. Oceanography. 1993. Vol. 49. P. 397406.

140. Takizawa, Т. Characterestics of the Soya Warm current in the Okhotsk Sea // Journal of Oceanographical Society of Japan. 1982. Vol. 38. P. 281-292.

141. Talley, L.D. Potential vorticity distribution in the North Pacific // Journal of Physical Oceanography. 1988. Vol. 18. P. 89-106.

142. Talley, L. D. Distribution and formation of North Pacific intermediate water// Journal of Physical Oceanography. 1993. Vol. 23. P. 517-537.

143. Tanaka, I. and Nakata, A. A Method to monitor the total volume transport of the Soya warm current using coastal sea level data // PICES Ninth Annual Meeting. 2000. Hokkaido, Japan, Extended Abstract. P. 1-5.

144. Thomson R.E., Roth S.E. Dymond J. Near-inertial motions over a mid-ocean ridge: effects of topography and hydrothermal plumes II J. Geophys. Res. 1990. Vol. 95. P. 7261-7278.

145. Thompson D.W.J., Wallace J.M. The Arctic Oscillation signature in the wintertime geopotential height and temperature fields // Geophys. Research Letters. 1998. Vol. 25. P. 1297-1300.

146. Tomosada A. Decay of inertial oscillation observed by ARGOS drifting buoy Set of papers from the research project "Oyashio Region" // Bull. Hokkaido Nat. Fish. Res. Inst. 1991. Vol. 55. P. 115-124.

147. Toulany, B. and Garrett, C.J.R. Geostrophic control of fluctuating flow through straits // Journal of Physical Oceanography. 1984. Vol. 14. P. 649-655.

148. Tsunogai, S., Ono, Т., & Watanabe, S. Increase in total carbonate in the North

149. Pacific water and hypothesis on the missing sink of antropogenic carbon // Journal of Oceanography. 1993. Vol. 49. P. 305-315.

150. Tully, J. P., Dodimead, A. J., & Tabata, S. An anomalous increase of temperature in the ocean off the Pacific coast of Canada through 1957-1958 //Journal of Fisheries Research Board of Canada. 1960. Vol. 17. P. 61-80.

151. Vivier F., K. A. Kelly, Thompson L. The contributions of wind forcing, waves and surface heating to sea surface height observations in the Pacific ocean II J. Geophys. Res. 1999. Vol. 104. P. 20767-20788.

152. Wakatsuchi, M., & Martin, S. Satellite observations of the ice cover over the Kuril Basin region of the Okhotsk sea and its relation to the regional oceanography // Journal of Geophysical Research. 1990. Vol. 95 (C5). P. 13,393-13,410.

153. Warren, В. A. Why is no deep water formed in the North Pacific? II Journal of Marine Research. 1983. Vol. 41. P. 327-347.

154. Watanabe K. On the reinforcement of the East Sakhalin Current prior to the sea ice season off the coast of Hokkaido // Oceanographical Magazine. 1963. Vol. 14. P. 117-130.

155. Weaver A. J., С. M. Bitz, A. F. Fanning, Holland M. M. Thermohaline circulation: High-latitude phenomena and the difference between the Pacific and Atlantic // Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 1999. Vol. 27. P. 231-285.

156. Weller R. A. The relation of near inertial motions observed in the mixed layer during the JASIN (1978) experiment to the local wind stress and to the quasigeostrophic flow field II J. Phys. Oceanogr, 1982. Vol. 12. P. 1122-1136.

157. White W.B., J.F.T. Saur. Sources of interannual baroclinic waves in the eastern subtropical North Pacific // Journal of Physical Oceanography. 1983. Vol. 13(3). P. 531-544.

158. White W.B. Annual forcing of baroclinic long waves in the tropical North Pacific Ocean I'/ Journal of Physical Oceanography. 1977. Vol. 7(1). P. 50-61.

159. Yang, J., & Honjo, S. Modelling the near-freezing dichothermal layer in the Sea of Okhotsk and its interannual variations // Journal of Geophysical Research. 1996. Vol. 101. P. 16,421-16,433.

160. Yanagi Т., S. Takahashi. A tidal front influenced by river discharge // Dyn. Atmos. Oceans. 1988. Vol. 12. P. 191-206.

161. Yasuda, I. The origin of the North Pacific Intermediate Water // Journal of Geophysical Research. 1997. Vol. 102. P. 893-909.

162. Yasuda T. and Hanawa, K. Composite analysis of North Pacific subtropical mode properties with respect to the strength of the East Asian monsoon II Journal of Oceanography. 1999. Vol. 55. P. 531-541.

163. Xie, P., Arkin, P. A. Global precipitation: A 17-year monthly analysis based on gauge observations, satellite estimates and numerical model outputs // Bulletin of American Meteorological Society. 1997. Vol. 78. P. 2539-2558.