ОКЕАНОЛОГИЯ, 2014, том 54, № 1, с. 12-21
= ФИЗИКА МОРЯ
УДК 551.468:519.237
ОЦЕНКА ИЗМЕНЧИВОСТИ ВИХРЕВОЙ КИНЕТИЧЕСКОЙ ЭНЕРГИИ В ЯПОНСКОМ МОРЕ ПО ДАННЫМ СПУТНИКОВОЙ АЛЬТИМЕТРИИ
© 2014 г. О. О. Трусенкова
Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева, ДВО РАН, Владивосток e-mail: trolia@poi.dvo.ru, otrusenkova@mail.ru Поступила в редакцию 25.01.2012 г., после доработки 20.11.2012 г.
Изменчивость синоптической энергетики Японского моря, оцененной как вихревая кинетическая энергия по еженедельным альтиметрическим аномалиям уровня за 1992—2009 гг., исследована методами многомерного статистического анализа. Выявлены взаимосвязанные (неортогональные) моды, учитывающие более 60% общей дисперсии и характеризующие сезонную изменчивость синоптической энергетики Японского моря, интенсифицирующейся в течение теплого периода года, достигающей максимума в октябре—ноябре и ослабляющейся в холодный период, с минимумом в марте—апреле. В субарктической части моря (к северу от субарктического фронта), где средняя величина вихревой кинетической энергии в несколько раз ниже, чем в субтропической части, зарегистрированы районы со значительной изменчивостью. Обнаружены квазидвухлетние колебания вихревой кинетической энергии. Значимые линейные тренды в рассматриваемый период наблюдений не обнаружены.
DOI: 10.7868/S0030157414010110
1. ВВЕДЕНИЕ
Высокоточные измерения уровня Мирового океана с помощью радарных альтиметров, установленных на искусственных спутниках Земли, проводятся в течение уже почти 20 лет (с октября 1992 г.). Эти регулярные данные широко применяются для исследования динамических процессов в океане, в том числе синоптического масштаба. В частности, была оценена синоптическая энергетика на основе глобальных полей т.н. вихревой кинетической энергии (ВКЭ; в международной литературе — eddy kinetic energy) [24]. Было показано, что объединение данных двух или более спутников существенно улучшает эти оценки [14]. Анализ пространственно-временной изменчивости ВКЭ указывает на то, что ее основными источниками являются гидродинамическая неустойчивость крупномасштабных течений и взаимодействие потока с неоднородностями рельефа дна, тогда как однозначных взаимосвязей с завихренностью ветра обнаружено не было [24]. Была выявлена существенная анизотропия ВКЭ, с преобладанием зональной или меридиональной составляющей в различных районах Мирового океана [14, 17]. Генерация ВКЭ в районе Гольфстрима связана с бароклинной неустойчивостью, определяемой горизонтальными градиентами плотности, а наблюдаемый годовой год, с максимумом в конце лета, объяснен существенным снижением диссипации после развития сезонного пикноклина [26]. В субарктике ВКЭ максимальна
в конце зимы в период интенсификации крупномасштабных течений, что свидетельствует о значительном вкладе сдвиговой неустойчивости [26].
Как показал анализ многолетних инфракрасных (ИК) спутниковых изображений поверхности Японского моря [5, 6], синоптическая динамика здесь весьма интенсивна, в том числе в районе к северу от субарктического фронта, ясно видного в поле среднего модельного уровня на рис. 1а (по работе [23]). Квазистационарные или перемещающиеся аномалии уровня были зарегистрированы в районах повышенной дисперсии, в основном в субтропической части моря [18]. Эти аномалии перемещались в разных направлениях в разных районах моря, что объяснялось планетарным и топографическим бета-эффектом и перемещением вихрей со струями течений [18]. Синоптические вихри Японского моря относительно невелики из-за тонкого, в сравнении с океанским, пикноклина и малого бароклинного радиуса Россби даже в субтропической части моря (300—400 м и 20—25 км соответственно).
По альтиметрическим данным идентифицировались крупные вихри южной части моря. В частности, была исследована изменчивость Восточно-Корейского течения в юго-западной (ЮЗ) части моря [13] и показано, что антициклонические и циклонические вихри концентрируются в зонах отрицательной и положительной относительной завихренности, связанной с меандрами течения [16]. Что касается ВКЭ, то до сих
с.ш. 50° ■
45°
40°
35°
130°
135°
140°
130°
135°
140° в.д.
12
4
12
0
1000
2000
3000
Рис. 1. Средний уровень (см), рассчитанный с помощью гидродинамической модели (а). Цифрами обозначены проливы Корейский (1), Сангарский (2), Лаперуза (3) и Татарский (4), залив Петра Великого (5). Рельеф дна (м) Японского моря (б). Цифрами обозначены котловины Японская (1), Хонсю (2) и Цусимская (3), Корейское плато (4), банка Оки (5), поднятие Ямато (6) и подводная гора Сибирь (7).
пор анализировалась только ее средняя величина в Японском море и было показано, что в субтропическом районе она существенно выше, чем в субарктическом. Средний годовой ход, характеризуемый максимумом в октябре—ноябре и минимумом в марте—апреле, подобен сезонной изменчивости в субтропиках Мирового океана, что мотивировало попытку объяснить генерацию ВКЭ в Японском море за счет бароклинной неустойчивости [21].
Результаты предыдущих исследований не отражают интенсивную синоптическую динамику субарктической части моря [5, 6]. Японское море характеризуется сложным рельефом дна (рис. 1б) и крутыми склонами, с горизонтальными градиентами глубины (уклонами дна) до 0.1 и выше, поэтому можно ожидать заметного влияния батиметрии на генерацию ВКЭ. Представляется актуальным статистический анализ полей ВКЭ в Японском море для выявления закономерностей ее изменчивости.
Многомерный статистический анализ альти-метрических аномалий уровня Японского моря показал наличие взаимосвязанных (неортогональных) мод изменчивости [9]. Синхронные колебания уровня во всем море и изменения его меридионального градиента, определяющего интенсивность крупномасштабной циркуляции, характеризуются одинаковым годовым ходом, с наивысшим стоянием уровня и обострением гра-
диента в октябре и противоположной фазой в марте [9]. Годовой ход интенсивности циркуляции подтверждается численными экспериментами с гидродинамическими моделями и объясняется термическим воздействием двух контрастных процессов: увеличения поступления теплых вод через Корейский пролив и быстрого осеннего охлаждения субарктических вод [23, 25]. В среднем, расход воды в Корейском проливе возрастает от зимы к осени, достигая максимальных значений в октябре, и быстро уменьшается от осени к зиме, достигая минимума в феврале [7]. Вследствие соответствия сезонной изменчивости интенсивности крупномасштабной циркуляции и ВКЭ, необходимо разделить крупномасштабные и синоптические процессы Японского моря. Можно также ожидать существования взаимосвязанных мод ВКЭ, как это имеет место для мод уровня моря.
Часто применяемое при многомерном анализе пространственно-временных полей разложение на эмпирические ортогональные функции (ЭОФ) не позволяет выявить неортогональные моды, даже если они свойственны внутренней структуре данных. Для преодоления этой сложности разработаны различные методы, например, косоугольное вращение ЭОФ [2] или многомерная классификация. В работе предлагается простой способ, основанный на последовательных разложениях на ЭОФ по выборкам, получаемым одна из дру-
гой удалением вклада ведущей моды перед каждым последующим шагом. Предварительная нормировка выборок на среднеквадратическое отклонение (СКО) позволяет получать новые моды в последовательных разложениях. С помощью этого приема были оценены взаимосвязанные моды уровня Японского моря [9] и проведен анализ аномалий температуры его поверхности [10]. В данной работе анализируются поля ВКЭ, основанные на объединенных данных спутников, находившихся на сопоставимых орбитах в течение всего периода наблюдений.
2. ДАННЫЕ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Для анализа используются еженедельные поля аномалий уровня Японского моря, полученные путем оптимальной интерполяции данных двух систем спутников (т.н. reference data) — TOPEX/Posei-don (с июня 2002 г. на той же орбите — Jason 1, 2) и ERS 1, 2 (с августа 2003 г. на той же орбите — Envisat). Во вдольтрековые данные внесены все необходимые поправки по принятым методикам и глобальным моделям, проведена кросс-калибровка измерений разных спутников [4]. Аномалии были рассчитаны путем вычитания среднего уровня, включающего геоид и среднюю динамическую топографию за 1993—1999 гг., и интерполированы в регулярную сетку. Сеточные поля в районе (35.5°—48° с.ш., 127.5°—142° в.д.) с пространственным разрешением 1/4° в период с октября 1992 г. по октябрь 2009 г. выбраны из глобального массива, свободно доступного в Интернете в рамках программы AVISO (http://www.aviso.ocean-obs.com/). Ошибки применяемых поправок увеличиваются в шельфовых и прибрежных зонах, поэтому северная мелководная часть Татарского пролива исключена, аномалии уровня рассматриваются не ближе, чем в 50 км от берега, а ВКЭ — не ближе, чем в 60 км.
Величина ВКЭ в приповерхностном слое рассчитана как E = (u'2 + v'2)/2, как это принято для альтиметрических приложений. Здесь в качестве пульсаций геострофической зональной и меридиональной скорости течения принимаются их отклонения от средних по времени: u' = —(g/f)d%/dy и v = = (g/f)d^/dx соответственно, где g — ускорение свободного падения, f — параметр Кориолиса, £, — аномалия уровня моря, x и y — координаты вдоль круга широты и долготы соответственно [14, 24, 26]. Анализируются также поля зональной EZ = u'2/2 и меридиональной EM = v'2/2 составляющих ВКЭ.
При расчете u' и v были отнесены к центрам квадратов, в углах которых заданы аномалии уровня моря. Зашумление данных вследствие дифференцирования потребовало сглаживания, которое выполнялось путем низкочастотной фильтрации на основе вейвлет-преобразования с
использованием материнского вейвлета Морле 6-го порядка [22]. Были опробованы периоды отсечения 9, 13 и 20 недель, в результате чего получены одинаковые моды изменчивости, т.е. во всех случаях отфильтровывался шум. Поскольку спектр собственных чисел улучшается при увеличении периода отсечения, обсуждаются моды, полученные по выборкам, профильтрованным с периодом отсечения 20 недель.
При разложении на ЭОФ поля ВКЭ представ
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.