Взаимодействие океана и атмосферы. Волны Россби Мирового океана



Скачать 222.7 Kb.
Дата01.05.2013
Размер222.7 Kb.
ТипДокументы
Взаимодействие океана и атмосферы. Волны Россби

Мирового океана.

А.Л. Бондаренко,

доктор географических наук, океанолог.

Описание волн Россби Мирового океана и показана их важная роль в формировании термогидродинамики океана и атмосферы, погоды и климата Земли.

В Мировом океане существуют мощнейшие гидродинамические образования, получившие название волн Россби. В основном они формируют движения вод океана в горизонтальном и вертикальном направлениях. Горизонтальные движения создают океанские течения, среди которых Гольфстрим, Куросио, мощные экваториальные течения. Вертикальные движения перемешивают глубинные воды с поверхностными, создавая тем самым такие явления, как апвеллинг - даунвеллинг, Эль-Ниньо – Ла-Нинья, тайфуны и т.д. Если нам известны эти явления, то, что мы знаем о волнах Россби? Уверен, что не океанологу, вряд ли даже знакомо такое понятие, как волны Россби океана. Океанолог - не специалист по волнам, ответит, что ему известны эти волны, но конкретно, ничего о них не скажет. Специалист по волнам может что-то рассказать “теоретическое” об их кинематике, но что они представляют собой в реальности, знают немногие. Если им скажешь, что океанские течения создаются в основном волнами Россби, то вряд ли они этому поверят, хотя в научной литературе есть много теоретических и экспериментальных работ, в которых рассматривается возможность генерации течений волнами.

Мы давно изучаем волны Россби, и можем сформулировать их значимость в термодинамике вод океана и атмосферы. Термодинамикой вод океана “руководят” в основном волны Россби и многое определяют в термодинамике атмосферы, погоде и климате Земли. Далее изложим нашу концепцию, взгляд на волны, расскажем как они формируют термодинамику океана и атмосферы и на примере явления Эль-Ниньо – Ла-Нинья сделаем это строго доказательно. Указанная проблема по частям рассматривалась в наших прежних работах [1-6].

Волны Россби Мирового океана. Океан можно рассматривать как сложную механическую систему, всегда стремящуюся тем или иным способом сохранить равновесное состояние. Если какая-либо сила выводит эту систему из равновесия, то процесс возвращения к исходному состоянию и в основном реализуется в виде волн. Как всякая механическая колебательная система океан обладает набором собственных колебаний. Одним из наиболее эффективных механизмов энергоснабжения океана от внешних источников является резонансный, когда собственные колебания океана совпадают с колебаниями внешних сил, возбуждающих его волновое движение. Потери энергии волнами крайне малы, что обусловлено их свойством суперпозиции, поэтому волны являются своего рода накопителями большой энергии. Обладая большой массой при малых потерях энергии, они способны сохранять неизменными во времени свои свойства, характерные для свободных волн.
Мировой океан аккумулирует энергию, поступающую из атмосферы, которая реализуется в виде движений волн, в основном, Россби. В дальнейшем мы увидим, что это основной, доминирующий вид движений вод океана.

Мы часто вспоминаем высказывания известного отечественного океанолога – теоретика, специалиста по океанским течениям П.С.Линейкина. Он отмечал, что волновые движения вод океана являются наиболее устойчивым из всех видов движений. Это говорилось в конце 50-х годов, когда о волнах Россби в океане было известно очень мало.

Сравнительно недавно, в начале 60-х годов, в океанах доказательно были зарегистрированы гидродинамические образования, получившие название планетарных волн Россби. Те же самые волны в близкой берегу зоне или в замкнутых морях получили название континентальных шельфовых. Поэтому в дальнейшем для упрощения изложения содержания статьи их также будем называть волнами Россби. Что они собой представляют подробно рассмотрим немного позже, а сейчас приведём только некоторые сведения. Эти волны имеют периоды от недели до пяти, фазовые скорости распространения - от нескольких см/c до метра, длину от 100 до 1500 км, а скорости орбитальных движений частиц воды в волне, фактически течений, от десятка см/с до 2,5 м/с. Понятно, что речь идет о волнах, существенно отличных от ветровых волн, которые мы обычно наблюдаем в море или океане. Для сравнения: ветровые волны имеют периоды порядка 10 сек, длину около - 100м, скорость распространения около 10 м/с. Они создают видимые глазом колебания поверхности воды. Волн Россби мы не видим, поскольку изменения положения поверхности воды, обусловленные волнами, меняются очень медленно и не существенно. Об их присутствии в море исследователи обычно судят по измерениям течений, вектор которых изменяется с периодом волны.



Рис. 1. Среднесуточные векторы скорости течений, измеренных в 1975-76 гг. на различных горизонтах Атлантического океана недалеко от Бермудских островов [7].

Если регистрировать течения в любой точке Мирового океана, то обязательно будут регистрироваться и течения волн Россби. Океан буквально “забит” этими волнами. На рис. 1 представлены векторные диаграммы течений, преимущественно создаваемых волнами Россби, зарегистрированными в 1975–76 гг на различных горизонтах Атлантического океана недалеко от Бермудских островов [7]. Заметны вращательные движения вектора течений с периодом, равным периоду волн Россби, приблизительно - 40 суткам. Из анализа этих измерений следует, что буквально вся огромная масса океана от поверхности до дна находится в режиме квазисинхронных движений вод волн Россби. В течениях доминируют течения волн Россби.

В настоящее время выполнено много математических и экспериментальных исследований, измерений этих волн в океанах и морях, что позволяет дать относительно полное их описание. С точки зрения математических исследований - это свободные, прогрессивные волны, их относят к градиентно–вихревым, которые обязаны своим существованием гироскопическим силам и определяются законом сохранения потенциального вихря:



– параметр Кориолиса; – завихренность поля скорости течения; - глубина океана.

Однако реальные волны, получившие название волн Россби, отличны от их математической модели, предложенной С. Россби ещё в 1939 г для описания волн в атмосфере. В настоящее время многие исследователи эти реальные волны рассматривают с позиции “смешанных”, гравитационных и волн Россби, - Rossbe–gravity waves. Тем не менее, реальные волны исследователи зачастую называют просто волнами Россби. Этого принципа будем придерживаться и мы, но всегда помнить, что это не те волны, которые математически описал С. Россби. Эти реальные волны Россби имеют как сходства, так и различия с волнами, описанными математически С. Россби. Оба вида волн обладают свойством распространяться в открытом океане в западном направлении.

Наблюдаемые в определённой части океана реальные волны следует рассматривать как составную часть сплошного поля взаимосвязанных волн всего Мирового океана. Их амплитуды колебания скорости течений меняются во времени и пространстве. Где-то они большие, где-то маленькие. Установлено [2], что амплитуда колебания скорости течений волны равна скорости течения. Там, где скорости течений большие, там и волны большие. Так, например, в зоне экваториальных, западных пограничных течений их амплитуда колебаний скорости течений достигает 2,5 м/с, а в районе 300с.ш. и ю. ш. они небольшие, их средние скорости равны всего 3-5 см/с. Это зона слабых течений и ветра, в Северном полушарии она получила название конских широт.

Последовательность волн во времени и в пространстве представляет собой непрерывный ряд сформированных в модуляции (группы) малых - больших - малых и т.д. волн. Энергия от источника передаётся волновому полю всего Мирового океана малыми дозами, в течение длительного времени, в режиме “накачки”, резонансного возбуждения и теми же волнами она перераспределяется по океану. Предположительно источником возбуждения волн является атмосферная активность, флуктуации атмосферного давления или/и ветра. Некоторые исследователи предполагают, что источником поступления энергии могут быть приливные волны или приливообразующая сила. В силу того, что потери энергии в волнах крайне малы, она накапливается в них, и поэтому волны обладают большой энергией. Это тот случай, который мы рассматривали ранее, когда малыми усилиями за счёт резонансного возбуждения в течение длительного времени приводятся в волновое движение огромные массы воды океана.

Изменение амплитуд колебаний скорости течений в волнах и построение их в модуляции происходит за счёт работы некоего неизученного механизма перестройки волн, названного нами модуляционным, но не за счёт отдельных поступлений энергии от источника, которые никак не отражаются на поведении волн, ибо они малы по сравнению с энергией волнового поля Мирового океана, волны “живут” по своим законам в режиме свободных прогрессивных волн. Параметры волн и источника корреляционно независимы.

Об инерционных свойствах этих волн можно судить по величине времени их жизни, приблизительно равного десяти годам. Такое большое время жизни объясняется огромной массой воды, вовлечённой в движение и крайне малыми потерями энергии волн. Для сравнения, время жизни ветровых течений равно всего нескольким суткам. Они быстро возбуждаются и в силу больших потерь энергии также быстро прекращают своё существование.

В средних широтах открытой части Атлантического океана волны Россби имеют приблизительно такие параметры: фазовую скорость распространения ~ 5 см/с, длину волны ~ 400 км, амплитуду колебаний скорости течений ~ 10 – 15 cм/c. Характерным для этих волн является свойство всегда и везде в открытой части океана распространяться преимущественно в западном направлении. Они пересекают Атлантический океан от восточных до западных его окраин у Гольфстрима приблизительно за 2 года. Такое же самое расстояние волна цунами пробегает всего за 3-4 часа, распространяясь со скоростью приблизительно 600 км/ч.

Амплитуды колебания скорости течений волн Россби в Гольфстриме достигают 2,5 м/с. В этом течении и его окружении волны со скоростью ~ 5 см/c распространяются вдоль берега на юг, таким образом он находится справа по отношению к направлению распространения волн. Волны проходят Гольфстрим от северной его границы около Ньюфаундлендской банки до южной, у полуострова Флорида, приблизительно за 250 суток. Это расстояние равно ~ 1000 км.

Об энергетическом вкладе волн Россби в динамику течений океанов и морей частично можно судить по энергетическим спектрам их течений, представленных на рис. 2а, б. В океанах заметно выделяются максимумы энергии приливных, инерционных и волн Россби, средний период которых в данном случае равен 40 суткам. Кинетическую энергию волновых течений можно оценить по площади их спектра. Мы видим, что основная доля энергии в океанах и морях принадлежит волнам Россби. Заметно выделяются максимумы энергии инерционных волн (период 17,5 ч), волн Россби (период 5,5 суток) и максимум энергии, связанный с модуляционным строением волн с периодом приблизительно 40 суток. Подобный максимум энергии также присутствовал бы в спектре энергии океана при условии что были использованы ряды измерений течений большей продолжительности. Приливные волны в морях небольшие и поэтому в спектре течений не заметны.



Рис. 2а, б. Функции спектральной плотности течений типичные для океанов (а) и внутренних морей (б). а – построены по измерениям течений в западной Атлантике в точке “D” [Thompson, 1971], б – в Каспийском море в пункте “Нефтяные Камни”, недалеко от Апшеронского п-ва [Бондаренко, 2001].

Исследования, выполненные [6], позволили волновое поле, в частности, Гольфстрима и его окружения, представить в виде цепочки волн – солитонов, течения (движения частиц воды волн), в которых происходят по замкнутому контуру в горизонтальной и вертикальной плоскостях (рис. 3 а, б). Такое расположение линий токов течений волн Россби похоже на линии токов диполя, проводящей средой которого является вода.

Напомним, что линии токов указывают на мгновенное направление векторов течений, или, что одно и тоже, направление силы, создающей течения. Скорость течения пропорциональна плотности линий токов. Мы видим, что в Гольфстриме плотность линий токов гораздо больше, чем за его пределами, а отсюда и скорости течений больше, чем за его пределами. Область с большой плотностью линий токов, а отсюда и большими скоростями течений, и есть Гольфстрим. При скорости движения волн, равной нулю, траектории движения частиц воды волн совпадают с линиями токов.



Рис. 3а, б. Линии токов течений волн Россби Гольфстрима и его окружения. Линии токов обозначены тонкими линиями в виде эллипсов со стрелками. Вид сверху (а) и по вертикальному сечению через Гольфстрим (б).
Если волны распространяются, то радиус траекторий будет меньше радиуса линий токов. Так, анализ дрифтерных измерений течений в районе Гольфстрима показал, что при длине в нём волн ~ 200-300 км радиус движения частиц волны составляет приблизительно ~ 50 км. Движения частиц воды в волнах Россби происходят, как отмечалось, в режиме суперпозиции, т.е. частицы различных волн не взаимодействуют. Это характерно для всех видов океанических долгопериодных волн. Поэтому движения частиц воды одной волны не сказываются на движениях частиц других. Подобное происходит в световых потоках, когда луч света одного источника без всяких искажений (в режиме суперпозиции) проходит через луч света другого источника.

Движения частиц воды волн в горизонтальном направлении формируют течения, в том числе и крупномасштабные, а движения в вертикальном направлении – подъём и опускание вод, соответственно и формирование таких явлений, как апвеллинг-даунвеллинг, Эль-Ниньо – Ла-Нинья, пассаты, циклоны, тайфуны, торнадо и т.д. Рассмотрим на отдельных примерах, как это происходит.

Формирование крупномасштабных течений волнами Россби. Рассмотрим, что такое крупномасштабные течения и как они формируются волнами Россби. С ними читатель должен быть немного знаком, в основном поверхностно. Поэтому нужно рассказать немного подробнее и о них.

Движения вод в масштабах океана получили название крупномасштабных течений, крупномасштабной циркуляции, в которую вовлечены практически все воды от поверхности до дна. Приповерхностные воды в Северном полушарии совершают антициклоническое движение (по часовой стрелке) и циклоническое (против часовой стрелки) – в Южном. В целом по океану скорости крупномасштабных течений небольшие, приблизительно 10 см/c. Но в западных и экваториальных областях океанов, небольших по площади, они проявляются в виде мощных струйных течений со скоростями до 2,5 м/с, как, например, в Гольфстриме, Куросио, Сомалийском и Экваториальных течениях и др. Гольфстрим среди них наиболее изучаемый. На рис. 4 в качестве примера приведена схема течений Северного полушария Атлантического океана, построенная по данным дрифтерных измерений течений, на которой чётко выделяется Гольфстрим.



Рис. 4. Векторы средних по ансамблю дрифтерных наблюдений течений Северного полушария. Чётко выделяется течение Гольфстрим (1) с большими скоростями течений.
В последние два десятилетия в воды Мирового океана было запущено более пятнадцати тысяч дрифтеров, каждый из которых отслеживал течения в среднем 1,5 года. Дрифтер это устройство поплавкового типа, которое перемещается течением на горизонте (глубине) 15 м от поверхности воды. На поверхности океана скорость течения приблизительно такая же, как и на глубине 15 м. Поэтому можно считать, что дрифтер регистрирует приповерхностные течения. В результате была получена огромная информация о течениях Мирового океана. Информация о движении дрифтера через спутниковые системы передаётся в пункт сбора данных и затем размещается в Интернете. Этой информацией мы и воспользовались для построения схем течений.

В поведении Гольфстрима и в целом струйных течений океанов много неясного, необоснованного и противоречивого, если рассматривать их с позиции популярных, хорошо известных научной общественности и практически общепринятых объяснений их природы. Учёные всегда стремились понять, почему по всему океану течения имеют небольшие скорости, а в западных и экваториальных областях океанов их скорости очень большие. Невозможно доказательно объяснить быстрое меандрирование (раскачивание в стороны) струи Гольфстрима, образование вихрей с очень большими скоростями течений (считается до 1,5 м/с), трудно объяснить, почему массы воды за пределами Гольфстрима с двух сторон и на глубине движутся в обратную сторону. Фактически ложе, по которому течёт Гольфстрим, движется в противоположную сторону его движения. Не понятно, почему Гольфстрим пульсирует: останавливается, затем набирает скорость, через некоторое время снова останавливается и далее всё повторяется с некоторой квазирегулярной периодичностью. Такое невозможно объяснить ещё и потому, что смена ситуаций повторяется через очень короткие промежутки времени, порядка 15– 30 суток. Это свойство Гольфстрима демонстрирует информация, приведенная на рис. 5 а, б.




Рис. 5а, б. Трасса дрифтера, запущенного в воды Гольфстрима (верхний рисунок, а) и модуль скорости его движения (нижний рисунок, б). Затемнённым точкам на трассах с числами соответствует время движения дрифтера в сутках с момента его запуска.
Объяснение природы и этих свойств Гольфстрима авторы работы [6] дают с позиции формирования течений волнами Россби. Показано, что крупномасштабные течения это не что иное, как течения волн Россби. Покажем это на примерах, изображённых на рис. 3а, б. В точках 1, 2, 3, 4, расположенных между волнами, скорости течений равны нулю, а в точках I, II, Ш – максимальны. Такое распределение скоростей течений в волнах фиксируется дрифтером или стационарно установленным в потоке прибором, как пульсирующее течение, аналогичное, изображённому, на рис. 5а, б. Это даёт основание считать, что выбранная схема течений (рис.3а, б) близка к реальности. Такое пульсирующее течение свидетельствует о том, что движения воды происходят не только в горизонтальной плоскости, но и вертикальной. Мы задавали вопрос, что заставляет Гольфстрим останавливаться, затем набирать скорость и снова останавливаться? Ответ: волны Россби формируют такой поток в вертикальной плоскости. Таким образом, пульсирующий характер течений Гольфстрима указывает на их волновое происхождение. Вертикальные скорости невелики при горизонтальных скоростях течений Гольфстрима, приблизительно равных 1 м/c, они составляют всего 1 мм/c.

Как и во всяких волнах, в волнах Россби масса воды в пространстве не переносится, она перемещается по замкнутому контуру внутри волны. Поскольку прибор не фиксирует движение частиц воды по орбите, т.е. течения, которые и переносят массу воды, а только некую горизонтальную составляющую действия на дрифтер или стационарно установленный прибор частиц воды, движущихся по различным орбитам, создаётся только некая иллюзия переноса масс. Фактически прибор не измеряет течения.

Рассматривая пульсирующее течение, у исследователя складывается впечатление, что движения происходят только в горизонтальной плоскости и поэтому он разделяет исходное измерение на некую квазипостоянную, характеризующую однонаправленное движение воды и переменную, квазигармоническую по форме части “течений”. Первую он ошибочно относит к крупномасштабным течениям, а вторую к волнам Россби. Таким образом и создаётся иллюзия однонаправленного движения вод в крупномасштабных течениях, в частности, в Гольфстриме.

Можно считать, что крупномасштабные течения не переносят массы воды однонаправленно в пространстве или переносят её кране мало. Предположим, в режиме величин второго порядка, в режиме Стоксова или Лагранжева переносов. Во всяком случае, можно утверждать, что массы воды не переносятся со скоростью измеренного среднего течения, а существенно меньшей. Эту проблему следует изучить, чтобы ответить, в каком количестве вода переносится, но уже очевидно, что в небольшом.

Представление о течениях будет неполным, если мы не ответим на вопрос, почему по всему океану скорости течений небольшие, а в западных частях океанов они большие, как, например, в Гольфстриме.

Формирование больших скоростей течений Гольфстрима легко объяснить с позиции известных закономерностей трансформации волн, в частности, волн Россби, в прибрежных зонах океанов. Эффект трансформации волн в прибрежных зонах и, соответственно, увеличения орбитальных скоростей движения частиц воды волн (течений) хорошо знаком, и не только специалистам океанологам. Так, например, волны цунами в открытом океане имеют небольшие амплитуды колебания скорости течения. Но при подходе к берегу или относительно мелководным участкам океана их амплитуды значительно увеличиваются. Всё это читателю должно быть хорошо известно, в частности, из серии телевизионных передач о цунами, произошедшем в Индийском океане в декабре 2004г.

Аналогичное, происходит и с волнами Россби. В удалённой от берега, открытой части океана они имеют небольшие амплитуды колебания скорости течений, порядка 10-15 см/с, но при подходе к зоне близкой берегу амплитуды значительно увеличиваются. Так, в Гольфстриме их средние значения равны 50-100 см/с, а эпизодически достигают 2,5 м/с По мере приближения волн к материку их направление распространения изменяется, становится юго-западным и южным, и в целом вдоль кромки шельфа материка. Это специфическое свойство волн Россби, распространяться вдоль берега так, чтобы берег находился справа отношению направления распространения волн. При этом к области Гольфстрима волны подходят под разными углами и лишь в последствии, южнее широты 38о, они выстраиваются в систему одно направленных волн, распространяющихся приблизительно вдоль кромки шельфа. Этим и определяется строго направленный характер течений южнее широты 38° и некоторое их раскачивание вправо – влево севернее этой широты.

В открытой части океана, амплитуды колебаний скорости течений волн Россби небольшие, порядка 10 см/с., но при подходе к западной окраине океана, они трансформируются за счёт влияния берега материка и дна океана. Период и длина волн уменьшаются, а амплитуды колебания скорости течения волн возрастают до 2,5 м/с за счёт увеличения их удельной кинетической энергии. Увеличение скоростей течений происходит за счёт концентрации энергии волн и течений в меньших объёмах воды в зоне, близкой берегу. Так, в открытой части океана энергия волн распределена по всей глубине почти равномерно, но при подходе к прибрежной зоне она сосредотачивается в приповерхностном слое океана. Такое происходит не только в прибрежной зоне, относительно мелководной, для Гольфстрима это южная его часть, но и в глубоководной северной, значительно удалённой от берега.

Из сказанного становится ясным, почему скорости течений в Гольфстриме большие, как образуются противотечения, почему течения пульсируют, поток останавливается, масса воды в течениях однонаправленно не переносится и что собой вообще представляют крупномасштабные течения. И всё это волны Россби!

Формирование волнами Россби явлений апвеллинг-даунвеллинг, Эль-Ниньо – Ла-Нинья, их влияние на атмосферу. Вертикальные движения воды вверх получили название апвеллинга, а вниз – даунвеллинга. О наличии этих явлений в океанах или морях судят по аномалиям температуры воды (в основном холодной) на поверхности океана или моря. В качестве примера приведём данные по температурному полю поверхностных вод около северо-восточной части Чёрного моря, сформированного волнами Россби распространяющимися вдоль берега в северо-западном направлении (рис. 6).

Выделяются отрицательные аномалии, в центре которых температура воды ~170С и положительные с температурой ~240С. Первые образованы апвеллингом, вторые – даунвеллингом. Такую структуру поля исследователи часто называют

Рис.6. Распределение температуры поверхности воды северо-восточной части Чёрного моря, в град. Цельсия, полученное по данным её измерений с борта движущегося судна.

бимодальной. Расстояние между центрами отрицательных или положительных аномалий равно длине волны, в данном случае ~ 100 км.

В прибрежных, особенно у берегов восточных окраин океанов и морей, и экваториальных зонах океанов в крупномасштабных струйных течениях вертикальные движения воды волн Россби образуют значительные по площади области с аномально низкой температурой воды, т.н. зоны апвеллингов.



Рис. 6. Аномалии температуры поверхности воды экваториальной зоны Тихого океана в октябре 1987 г. относительно среднего его значения за период 1980-1995 гг [Webster, Palmer, 1997].
Явление Эль-Ниньо – Ла-Нинья. В экваториальной зоне волны Россби особенно большие, они и создают заметные движения воды в вертикальном направлении, а отсюда и заметные изменения температуры поверхности океана. Явление, с которым связаны такие изменения температуры получило название Эль-Ниньо – Ла-Нинья [3-5]. Изменение температуры поверхности океана или моря зависит от скорости вертикального обмена глубинных вод с поверхностными, т.е. скорости вертикальных движений воды и градиента температуры воды с глубиной. Поток тепла из атмосферы обоснованно принят постоянным [3-5].

Обосновать свою точку зрения на закономерности формирования этого явления авторам [3-5] удалось благодаря анализу уникальных по продолжительности и качеству измерений течений и температуры воды в экваториальной зоне Тихого океана. Начиная с 1981г по настоящее время по международной программе ТОGA TAO во многих пунктах экваториальной зоны Тихого океана выполняются измерения течений и температуры морской воды на горизонтах 10, 15, 25 м, и т. до горизонта 300 м.. В точках 1100 и 1400 западной долготы на экваторе они производились практически непрерывно.

Для проверки изложенного объяснения Эль-Ниньо - Ла-Нинья приведём исследования, полученные по измерениям течений V и температуры воды Т в пункте I (рис.6). Образец таких измерений приведен на рис. 7а, б. Зависимость температуры воды поверхности океана - показателя развития Эль-Ниньо – Ла-Нинья - от амплитуды колебания скорости течений волн Россби легко прослеживается по измерениям температуры воды и скорости течений этих волн.



Рис. 7а, б. Меридиональная составляющая скорости течения, V (а) и температура воды (б) в пункте I (1400 з.д.)на горизонте 10м.

Мы видим, что амплитуда колебаний скорости течений волн Россби меняется во времени приблизительно с периодом 19 суток. На участке 101 – 801 час. выделяется две модуляции течений с амплитудами колебания скорости до ~ 80 см/с (а). Большим волнам с амплитудами ~ 80 см/с, наблюдаемых приблизительно в моменты времени 301, 701 час соответствует низкая температура воды, T ~240C, а малым волнам, в промежутке между этими модуляциями соответствует более высокая температура воды, ~ 260С. При таком развитии событий зимой вода более тёплая, летом холодная. Этим состояниям воды соответствуют слабые Эль-Ниньо и Ла-Нинья. Иногда волны разрушаются и превращаются в хаотическую последовательность относительно небольших волн, на рис. 6а такое состояние начинается со времени ~ 801 час (1997 г). Начиная с этого момента температура воды начинает увеличиваться до 300С. Это состояние океана называется Эль-Ниньо. Обычно оно начинается зимой и длится больше года, иногда два. В данном случае оно продолжалось около года (до марта 1998г). Это одно из двух сильных Эль-Ниньо с 1983 по 2009 гг, первое наблюдалось в 1982-83 гг.

Прекращение Эль-Ниньо связано с появлением больших волн, начиная с апреля 1997 г. С этого момента температура воды понизилась в среднем до 210C и уменьшалась в отдельные моменты до 180С. Такой показатель соответствует состоянию Ла-Нинья. В данном случае оно сильное, температура океана понижается до таких величин крайне редко. С 1983 г. наблюдалось только два таких случая.

Поскольку температура поверхности океана зависит не от текущей величины волн Россби, а от средней за некоторый промежуток времени, то в дальнейшем для анализа связи температуры воды и волн Россби мы используем среднеквадратические величины амплитуды колебания скорости течения за интервал осреднения ½ года, с.к.о.Vo и текущее значение температуры поверхности воды океана [3- 5]. Результаты приведены на рис. 8а, б, в.

По Т и с.к.о.Vo была построена связь (рис. 9). Сопоставлены максимумы (I, II, III и т. д.) и минимумы (1, 2, 3 и т. д.) значений кривой в) с соответствующими максимумами и минимумами кривой б) (рис. 8а, б, в). Эта связь имеет коэффициент корреляции 0,88, что свидетельствует о том, что температура на поверхности океана, которая и является показателем развития Эль-Ниньо - Ла-Нинья, зависит от амплитуды колебания скорости течения волн Россби.

Связь температуры воды на поверхности океана с волнами хорошо заметна при визуальном рассмотрении поведения параметров волн Россби (рис.8а, б, в). Так, моментам Л-Н (1, 2, 3, 4, 5, 6, 7) соответствует низкая температура поверхности воды (~240C) и четкие волновые колебания течений в модуляциях с большой амплитудой. В это время крупномасштабные течения направлены на запад и их скорости достигают максимальных значений. Моментам слабого Э-Н (I, II, III, IV, V, рис. 8в) соответствует средняя температура поверхности воды (~270C) и волновые колебания в модуляциях с малыми амплитудами, но не продолжительное время.



Рис. 8а, б, в. Характеристики скорости течений и температуры поверхности воды океана в пункте (140о з.д.). Меридиональная составляющая скорости течений (фактически течений волн Россби), измеренных на горизонте 25 м (вверху), среднеквадратическая за половину года величина этих течений волн Россби (в середине), температура поверхности океана (внизу). Римскими и арабскими цифрами отмечены моменты времени. Пояснение в тексте.



Рис.9. Связь среднеквадра- тической (за половину года) величины скорости течений волн Россби с температурой воды поверхности океана. Коэффициент корреляции 0,88.
В это временя крупномасштабные течения направлены на восток и их скорости максимальны. Моментам сильного Эль-Ниньо (VI, VII, VIII, рис.8в) соответствует высокая температура (~290С) и волновые колебания течений с малыми амплитудами продолжительное время и малыми скоростями крупномасштабных течений. Такая ситуация наблюдается, например, между моментами времени 4 – 5 (рис. 8а).

В периоды Ла-Нинья биологическая продуктивность океанавозрастает, и, соответственно, увеличивается количество рыбы в нем, не только из-за понижения температуры воды, но, в первую очередь, за счет интенсификации вертикальных движений воды. В период Эль-Ниньо вертикальные движения воды ослабевают, что и приводит к уменьшению биологической продуктивности океана и гибели рыбы.

Таким образом, наше объяснение механизма явления Эль-Нино - Ла-Нинья хорошо согласуется с данными анализа этого эксперимента. Аналогичные явления наблюдаются и в Атлантическом и в Индийском океанах, но в менее заметных масштабах. В индийском океане с этим явлением связаны муссоны (ветры), зимний и летний.

Пояснить изложенное. Как отмечалось, температура поверхности океана завит от потока тепла, поступающего с глубины океана и из атмосферы. Наличие высокого коэффициента связи позволяет сделать вывод, что изменения температуры воды на поверхности океана в основном обусловлены изменениями потока тепла с глубины океана, которые существенно определяются вертикальными движениями воды волн Россби. Они, изменяя температурный режим поверхности океана или моря, а отсюда и воздуха, изменяют режим ветра, давления, влажности воздуха и т.д., погоды и климата над океаном и сушей. Так, различия температурного режима вод в районе экватора формируют всем известные ветры – пассаты, изменения поля давления в системе Южного колебания и др. Эти изменения температуры вод океана очень существенны. Так, многие учёные полагают, что “самый большой и наиболее важный сигнал в межгодовой климатической изменчивости Земли связан с явлением Эль-Ниньо – Ла-Нинья” [9].

Относительно быстрые изменения температуры поверхности моря, вызваны апвеллингом, созданным волнами Россби. Эти изменения температуры создают локальные ветры, часто большой силы. Так, в районе восточного берега Среднего Каспия при апвеллинге они нередко достигают 10 - 20 м/c. Естественно, их следует отнести к фактору, существенно влияющему на погоду. Эти апвеллинги могут меняться в такт с параметрами волн Россби в режиме длительных временных изменений. В этом случае можно говорить о их влиянии на климат.

Принято считать, что атмосфера влияет на океан на более высоких частотах, чем океан на атмосферу, что объясняется тепловой инерционностью океана. Приведенные здесь описания говорят об обратном: существенное влияние океана на атмосферу проявляется на более высоких частотах, нежели влияние атмосферы на океан, что мы, в частности, наблюдаем во время развития явлений апвеллинг - даунвеллинг, Эль-Ниньо – Ла-Нинья. Влияние океана на атмосферу через волны Россби существенно проявляется на периодах от нескольких суток до нескольких десятилетий.

Резюме. На примере явления Эль-Ниньо – Ла-Нинья мы продемонстрировали существенное участие волн Росссби в формировании термодинамики экваториальной зоны Тихого океана и атмосферы, а следовательно погоды и климата Земли. Если учесть , что Мировой океан буквально “забит” волнами Россби, то мы поймём, что их влияние на океан и атмосферу, погоду и климат Земли огромно.

Ранее мы отмечали, что волны “живут” по своим собственным, волновым законам, независимо от активности источника поступления энергии. Поэтому чтобы понять закономерности развития термодинамики вод океана, а отсюда и атмосферы, погоды и климата Земли, необходимо понять закономерности развития волн Россби, которые мы изучили недостаточно. Из анализа наблюдений волн понятно, что их параметры как-то зависят от широты места и морфометрии бассейна. Но как, точно не известно. Не известны закономерности модуляции волн и равенства их периода одному году на экваторе, закономерности разрушения модуляций. Без понимания всего этого невозможно разработать физически обоснованное объяснение развития термодинамики океана и атмосферы, погоды и климата Земли. Поэтому и надо лучше знать волны Россби!

Л И Т Е Р А Т У Р А.

1.Бондаренко А.Л. Прибрежный апвеллинг Каспийского моря// Водные ресурсы. 1998. Том. 25. № 4. с. 510-512.

2.Бондаренко А.Л., Жмур В.В., Филиппов Ю.Г., Щевьев В.А. О переносе масс воды морскими и океанскими долгопериодными волнами // Морской

гидрофизический журнал. Севастополь. 2004. № 5 (сентябрь - октябрь). C. 24-34.

3.Бондаренко А.Л., Жмур В.В. О природе и возможности прогнозирования явления Ель-Ниньо - Ла-Нинья // Метеорология и гидрология. 2004. № 11.

4.Бондаренко А.Л., Жмур В.В. Закономерности формирования явления Ель-Ниньо - Ла-Нинья // Физические проблемы экологии (экологическая физика). 2005. М.: МАКС ПРЕСС. Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова. Физический факультет. № 13. С. 35-44.

5.Бондаренко А.Л. Эль-Ниньо – Ла-Нинья: механизм формирования// Природа. №5.2006. С. 39 – 47. http://vivovoco.rsl.ru/VV/JOURNAL/NATURE/05_06/FLOW.HTM

6.Бондаренко А.Л., Жмур В.В. Гольфстрим, его настоящее и будущее// Природа. 2007. №7. С.29-37. http://vivovoco.ibmh.msk.su/VV/JOURNAL/NATURE/07_07/GULFSTREAM.HTM

7. Атлас ПОЛИМОДЕ. Под редакцией А. Д. Вуриса, В.М. Каменковича, А.С. Монина. 1986. 380 с.

8. Thompson R.O.R.Y. Topographic Rossby waves at a site north of the Gulf Stream// Deep-Sea Res. 1971. Vol. 18. №. P.1-19.

9. Нечволодов Л.В., Лобов А.Л. и др.//Метеорология и гидрология. 1999. №6.

Связь с автором. Бондаренко Альберт Леонидович




Похожие:

Взаимодействие океана и атмосферы. Волны Россби Мирового океана iconРазмещение рыбопродуктивных зон Тихого океана
Бассейн Тихого, или Великого, океана, занимает примерно половину акватории всего Мирового океана
Взаимодействие океана и атмосферы. Волны Россби Мирового океана iconМагистерская специальность «Экономика ресурсов Мирового океана»
Северного Ледовитого океана и половина азиатского побережья Тихого океана может и должна сыграть в этом качественном рывке человеческой...
Взаимодействие океана и атмосферы. Волны Россби Мирового океана iconГлобальные Последствия Загрязнения Атмосферы
СО2, чем его содержится в атмосфере. Океан – мощный резервуар, регулирующий газовый состав атмосферы. Но демпферные возможности океана...
Взаимодействие океана и атмосферы. Волны Россби Мирового океана iconИсследование природы Мирового океана» фцп «Мировой океан»
В рамках мероприятий III этапа реализации подпрограммы «исследование природы мирового океана»
Взаимодействие океана и атмосферы. Волны Россби Мирового океана iconГеологическая деятельность океанов и морей
Мирового океана окраинных частей материков (шельфовые моря). Затопление этих участков могло быть обусловлено двумя причинами: 1)...
Взаимодействие океана и атмосферы. Волны Россби Мирового океана iconЛитература по курсу «физическая география мирового океана»
Богданов Д. В. Региональная физическая география Мирового океана / М.: Высш шк., 1985. 176 с
Взаимодействие океана и атмосферы. Волны Россби Мирового океана iconБ. Г. Шерстюков, Р. С. Салугашвили Роль океана в колебаниях климата атмосферы
I. Инерционные свойства взаимодействия океана с атмосферой и изменения климата
Взаимодействие океана и атмосферы. Волны Россби Мирового океана iconВыдающийся мореплаватель и исследователь мирового океана Иван Федорович Крузенштерн
Фернан Магеллан –португальский мореплаватель, который доказал наличие единого Мирового океана и представил практическое свидетельство...
Взаимодействие океана и атмосферы. Волны Россби Мирового океана iconАтлантический Океан
Мирового океана. Средняя глубина 3736 м, наибольшая — 8742 м (жёлоб Пуэрто-Рико). Среднегодовая солёность вод океана составляет около...
Взаимодействие океана и атмосферы. Волны Россби Мирового океана iconДальневосточный региональный научно исследовательский
Создать фонд специализированных данных по приливам мирового океана и технологическую линию усвоения информации по уровню моря и океана...
Разместите кнопку на своём сайте:
ru.convdocs.org


База данных защищена авторским правом ©ru.convdocs.org 2016
обратиться к администрации
ru.convdocs.org