Влияние процессов меридионального переноса в Южном океане на события Эль-Ниньо тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.28, доктор физико-математических наук Степанов, Владимир Николаевич

• Степанов, Владимир Николаевич
• доктор физико-математических наук
• 2010

Оглавление диссертации доктор физико-математических наук Степанов, Владимир Николаевич

Введение 2

Глава 1. Глобальная баротропиая модель океанской циркуляции

1.1 Краткая история развития теории приливов 31

1.2 Термины и определения 37

1.3 Приливной потенциал и высота статического прилива 42

1.4 Фундаментальные астрономические частоты и гармонический анализ

1.5 Влияние эффекта деформации Земли на приливы 65

1.6 Эффект самопритяжения приливов и приливных деформаций

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

1.8 Исходные уравнения трехмерной гидродинамической модели океанской циркуляции

1.9 Глобальная баротропная модель 79

1.10 Модельные расчеты с учетом атмосферного и приливного воздействий

1.10.1 Комбинированный эффект воздействия атмосферы и приливов

1.10.2 Эффект воздействия атмосферы на 8АЬ-эффект 94

1.11 Апробация глобальной баротропной модели 101

1.12 Флюктуации Л, обусловленные изменчивостью океанской динамики

1.12.1 Модельные и альтиметрические данные 107

1.12.2 Региональная изменчивость океанской циркуляции и изменчивость J2

1.12.3 Арктика и долгопериодные флюктуации J2 134

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

2.1 Глобальный массообмен между океанами согласно баротропной модели

2.1.1 Анализ интегрального массобмена между океанами 144

2.1.2 Массообмен на периодах 4-6 суток 155

2.1.3 Массообмен между Южным и Тихим океанами 160

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

2.2.1 Результаты баротропного моделирования океанского массообмена

2.2.2 Результаты трехмерного моделирования 188

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

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

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

3.2 Модель и модельные результаты 209

3.3 Модельный эффект изменчивости западных ветров в тропиках

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

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Влияние процессов меридионального переноса в Южном океане на события Эль-Ниньо»

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

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

Атлантичесий, / Океан

Tropic of Jfoncer

Африка

Индийский1 Океан

К"44"

Южная Америка

Tropic of Capricorn Австралия

Тихий Океан

Явление Эль-Ниньо Декабрь- Май «5,

Евразия

-| Высокое давление на западе тихоокеанских тропиков

I- Низкое давление на востоке тихоокеанских тропиков

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

часть

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

ЦСмещение струйных потоков - изменение штормовых треков

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Индонезия

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

Пассаты ядро теплой воды

Аивеллинг опускающийся сухой воздух

Южная Америка нормальные условия над тихоокеанским тропиками восходящим \ влажный воздух

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

Апвеллинг заглубление термоклина замеление термоклина опускающийся сухой воздух

Южная Америка

Условия Эль-Ниньо над тихоокеанским тропиками

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Для достижения поставленной цели

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

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

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

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

Научную новизну исследования составляют положения, выносимые на защиту:

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

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

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

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

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

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

Практическая значимость:

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Заключение диссертации по теме «Океанология», Степанов, Владимир Николаевич

Заключение и выводы

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

- изменчивостью западных ветров в тропиках.

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

Список литературы диссертационного исследования доктор физико-математических наук Степанов, Владимир Николаевич, 2010 год

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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