С удк 551. 465-551 путниковая альтиметрия Северо-западной части Тихого океана



Скачать 161.32 Kb.
Дата29.10.2012
Размер161.32 Kb.
ТипДокументы

С
УДК 551.465-551
путниковая альтиметрия Северо-западной части Тихого океана


Т. В. Белоненко, В. В. Колдунов, А. В. Колдунов, Д. К. Старицын, В. Р. Фукс,
г. Санкт-Петербург1


В настоящем докладе излагаются основы использования спутниковой альтиметрической информации для исследования изменчивости уровня и геострофических течений в северо-западной части Тихого океана. Результаты такого исследования обобщаются в виде «Атласа пространственно-временной изменчивости полей уровня северо-западной части Тихого океана», готовящегося авторами к изданию.

Satellite Altimetry of the Northwest Part of Pacific Ocean.
Tatiana V. Belonenko, Viktor V. Koldunov, Alexey V. Koldunov, Dmitry K. Staritsyn, Viktor R. Foux, Saint-Petersburg State University.

This report lays down the principles of using the satellite altimetry data to examine sea-level variability and geostrophical currents in the northwestern Pacific. Findings of such a study will be displayed in the "Atlas of the spatial-temporal sea-level variability in the northwestern Pacific" that is being prepared by the authors for publication.

Изменчивость уровня моря и геострофические течения


Принципиально новые возможности исследований пространственно-временной изменчивости уровня моря открыло развитие спутниковой альтиметрии, которое условно можно разделить на три этапа.

Первый этап (с 1974 г. по 1980 г.) – это спутниковые программы, связанные с исследованием потенциальной возможности использования спутниковой альтиметрии, в первую очередь в геодезии. Все эти эксперименты были направлены на решение задачи изучения средней поверхности Мирового океана или морского геоида.

Второй этап (с 1985 г. по 1992 г.) – проведение целенаправленных спутниковых экспериментов для решения геодезических программ и исследования возможностей применения спутниковых альтиметрических измерений в других науках о Земле (например, океанологии, гляциологии, гидрологии и т. д.).

Третий этап (с 1993 г. по настоящее время), – проведение постоянного мониторинга водной поверхности Мирового океана, окраинных и внутренних морей.

Значение, полученное альтиметром, – это высота спутника над поверхностью. Высота над измеряемой поверхностью SSH вычисляются как разность между высотой спутника на орбите и высотой спутника относительно референс-элипсоида (от лат. referens – сообщающий, вспомогательный) – Земного эллипсоида с определенными размерами и положением в теле Земли, служащего вспомогательной математической поверхностью, к которой приводят результаты геодезических измерений на земной поверхности и на которую тем самым проектируются пункты опорной геодезической сети (рис. 1).



Рис. 1. Принцип спутниковой альтиметрии (Frédéric Castruccio, at el, 2008).


Аномалии уровня моря SLA (Sea Level Anomaly) – отклонение высоты поверхности моря от средних значений высоты морской поверхности MSSH (Mean Sea Surface Height), полученных осреднением за несколько лет (1993–1999):

SLA = SSHMSSH .

Значения SLA составляют от 2–3 до 60 см в разных частях океана. Они могут быть использованы для изучения мезомасштабной циркуляции, сезонных вариаций, а также в оперативной океанографии, их анализ привел к значительному прогрессу в знаниях о динамике океана (Fu and Cazenave, 2001). MSSH рассчитывается путем осреднения данных, полученных в результате альтиметрических измерений одного или нескольких спутников. Теоретически в ней содержится информация о средней циркуляции океана.

Другой характеристикой, называемой динамической топографией DT (Dynamic Topography) или абсолютной динамической топографией ADT (Absolute Dynamic Topography), является отклонение морской поверхности от геоида hgeoid (за поверхность геоида принимается невозмущенная поверхность океана):

ADT = SSH - hgeoid .

Данные ADT связаны с SLA по формуле:

ADT = SLA + MDT ,

где MDT – это средняя динамическая топография (Mean Dynamic Topography). Можно сказать, что MDT – это часть MSSH, которая отвечает за квазистационарные течения:

MDT = MSSH – hgeoid .

Процедура пересчета вдольтрековых измерений в узлы регулярной сетки основана на комбинировании данных с разных спутников методом оптимальной интерполяции с реалистичными корреляционными функциями. На выходе получаются карты SLA и ADT (соответствующие продуктам AVISO2 MSLA и MADT), а однородные поля возвышений уровня моря служат основой для расчета течений.

Оценка основных факторов, определяющих колебания уровня моря, может быть дана на основе уравнения неразрывности массы, представленном в следующем виде:

, (1)

где ρ – плотность воды, – вектор горизонтальной скорости течения, w – вертикальная составляющая скорости течения, пресный баланс:

П = О – И ,

где О – осадки, И – испарение, С – сток, S – площадь акватории.

Пренебрегая для интересующих нас синоптических масштабов времени пресным балансом и интегрируя это уравнение от поверхности моря до дна при приближенном кинематическом условии на поверхности (= 0) и при условии непротекания = 0 на дне моря (z = H( x,)), получим:

, (2)

где – средняя по вертикали скорость течения, имеет смысл полного потока.

Первое слагаемое в правой части уравнения (2) имеет смысл скорости «динамического» изменения уровня, а второе слагаемое характеризует скорость стерического изменения уровня моря.

В условиях, когда стерические эффекты малы,

. (3)

Если дивергенция полного потока положительна, происходит понижение уровня моря, когда она отрицательна (конвергенция) – уровень повышается.

Интегрирование уравнения неразрывности движения может охватывать не всю толщу моря, а только ее верхнюю часть h. Тогда (3) примет вид

(4)

где – вертикальная скорость на глубине h.

В соответствии с теорией Экмана в чисто дрейфовых течениях полный поток направлен в Северном полушарии вправо от вектора тангенциального напряжения ветра и его составляющие выражаются через составляющие тангенциального напряжения ветра

(5)

где f – параметр Кориолиса.

При этом на β-плоскости

(6)

(Мамаев, 1986).

Спутниковые альтиметрические данные, передаваемые по каналам Интернет в цифровом виде, включают также оценку высоты ветровых волн. Эта оценка может быть использована для расчета толщины слоя волнового перемешивания.

С этой целью воспользуемся полуэмпирическими формулами Т. Левасту и И. Хела (1974):


, (7)


где h – глубина слоя ветрового перемешивания, a – наибольшая высота волны по альтиметрическим оценкам, k1 – коэффициент устойчивости слоя скачка, t0 и t12 – температура поверхности в момент прогноза и за предшествующий срок, t200 – температура воды на глубине 200 м, оцениваемая по месячным картам, – поправка за счет дивергенции или конвергенции потока.

,

где дивергенция полного потока в верхнем слое океана может быть оценена по формуле (6).

Таким образом, в рассматриваемом приближении скорость изменения уровня определяется меридиональным переносом из-за «β-эффекта» (главным образом, волны Россби) и ротором тангенциального напряжения ветра. Знак скорости изменения уровня определяет границы зон дивергенции или конвергенции, апвеллинга или даунвеллинга.

Отметим, что указанные уравнения позволяют оценить только среднюю по глубине скорость. Оценка скоростей для отдельных горизонтов требует задания коэффициентов вертикального турбулентного обмена количеством движения, что можно сделать либо на основе полуэмпирических соотношений, либо заданием дополнительных условий типа уравнения баланса турбулентной энергии.

Оценивая сравнительный вклад в колебания уровня водного баланса, стерических и анемобарических колебаний, следует признать наряду с водным балансом особую роль завихренности поля ветра (Мамаев, 1986). Области повышенной дивергенции в океане сопровождаются интенсивным апвеллингом, определяющим, как правило, высокую общую биологическую и промысловую продуктивность вод, а области конвергенции течений обусловливают механическое скопление кормового планктона и связанное с этим скопление планктоноядных рыб.

Таким образом, уровень океана можно рассматривать как интегральный показатель интенсивности термодинамических и динамических процессов в океане, определяющих абиотические условия обитания и распределения морских организмов.

Аномалии в поле возвышений уровня океана, регистрируемые спутниковыми альтиметрами, соответствуют аномалиям в поле температуры воды. Объясняется это как статическими эффектами (стерические изменения уровня), так и динамическими процессами (адвекция тепла). Как правило, положительным аномалиям уровня соответствуют положительные аномалии температуры поверхности воды и увеличение глубины залегания термоклина.

Для оценки нестационарных течений по альтиметрическим уклонам уровня в качестве исходной системы уравнений примем уравнения движения и неразрывности в приближении «теории мелкой воды»

(8)


В этом уравнении составляющие скорости течения u и v имеют смысл средних по вертикали скоростей течения, ξ – возвышение уровня , f – параметр Кориолиса, g – ускорение силы тяжести, H – глубина моря, Pa – атмосферное давление, ρ – средняя плотность воды, τx и τy – составляющие тангенциального напряжения ветра, отнесенные к глубине h, охватываемой дрейфовым течением, r – коэффициент трения в приближении Гульдберга-Мона (см. Нейман, 1973), Fx и Fy – зональная и меридиональная составляющие приливообразующей силы Луны и Солнца.

Преобразуем систему уравнений, выразив из первых двух уравнений системы (8) каждую из составляющих скорости течения


(9)


где оператор , оператор , а


(10)


Слагаемые в последних уравнениях описывают соответственно чисто геострофическое течение, бароградиентное течение и чисто дрейфовое течение.

Оценим оператор D в уравнении (9):


, ,
, ,


где T – характерный временной масштаб, ограничим его снизу; O(T) =10 суток; Tp = f 1 – период инерционных колебаний, примем для средних широт O(Tp) = 1 сутки. Обычно принимается (Мамаев, 1986) O(r) = 10–6 сек.–1 ≈ 0,1 сутки –1.

Для этих масштабов движения O(d 2) < O(f 2), и из (9) следует

,
,


или
(11)


Вторые слагаемые в этих уравнениях представляют собой агеострофические поправки к геострофическим значениям скорости течения, определяемые нестационарностью движения и его диссипацией. По определению они тем больше, чем больше величины и .

Величины и рассчитывают по формулам (3), используя «альтиметрические уклоны уровня», градиенты атмосферного давления и полуэмпирические формулы, связывающие тангенциальное напряжение ветра и его скорость.

Для расчета касательного напряжения ветра наибольшее распространение в практических расчетах получили полуэмпирические формулы Манка-Андерсона (Мамаев, 1986):

,

где w – скорость ветра (см/с), a = 1,29·10–3 гсм –3 – плотность, γ – безразмерный коэффициент.

При w < 6,6 мс–1 (3 балла по шкале Бофорта) γ = 810–3; при w > 6,6 мс–1, γ = 2610–3. Скачкообразное изменение значения γ подтверждается экспериментальными данными.

Справедливость сделанных приближений и надежность принятых полуэмпирических коэффициентов можно оценить независимо, проверяя, насколько точно удовлетворяется уравнение неразрывности движения. Для этого нужно сравнить величину дивергенции полного потока



со скоростью изменения альтиметрического уровня. Целесообразна также процедура подгонки полученных оценок скоростей путем изменения значений полуэмпирических коэффициентов таким образом, чтобы уравнение неразрывности полностью удовлетворялось. Наиболее простой путь для этого – решение «обратной задачи» нахождения коэффициента трения r по альтиметрическим данным и заданным анемобарическим условиям.

Для этого, подставляя (11) в третье уравнение системы (8), получим уравнение для возвышений уровня

(12)

и найдем:

(13)

что дает возможность независимого определения r.

Поверхностный слой океана представляет собой очень сложную термодинамическую систему, которая получает лучистую энергию от Солнца и подвергается активному термодинамическому воздействию атмосферы в виде потоков тепла, влаги и количества движения. Поступающая на поверхность океана энергия перераспределяется в процессе конвективного и турбулентного перемешивания, а также адвекции тепла течениями.

В лаборатории региональной океанологии Санкт-Петербургского государственного университета по альтиметрическим данным с 14.10.1992 г. по 17.10.2007 г. готовится к изданию «Атлас пространственно-временной изменчивости полей уровня северо-западной части Тихого океана», обобщающий работы авторов, изложенные в монографии «Изменчивость уровня северо-западной части Тихого океана» (2009). В Атласе будут рассматриваться среднемноголетнее, среднегодовое и среднемесячное осреднения значений уровня по данным массивов SLA, ADT, а также в реперных мареографных пунктах. Будут рассмотрены поля уровня и статистических характеристик, в частности, математическое ожидание и среднеквадратического отклонения, тренд, многолетний сезонный ход, изменчивость амплитуды и фазы годовой и полугодовой гармоник, вейвлет-анализ данных в различных пунктах, построены изоплеты уровня вдоль характерных зональных и меридиональных вдольтрековых разрезов, анализироваться дивергенция потоков, фронтальные зоны и фронты, построены приливные карты.

Спутниковая альтиметрия представляет уникальные возможности для исследования океанологических полей в широком диапазоне пространственно-временных масштабов, не только дает возможность получать непрерывную информацию о поле возвышений уровня океана, но и открывает замечательные перспективы оценки полей скоростей течений. Исходя из различных типов данных – массивы ADT и SLA (рис. 1), могут рассматриваться соответственно поля абсолютных геострофических скоростей и аномалий геострофических скоростей. Диагностические оценки течений могут быть рассчитаны из уравнений движения в предположении о балансе сил гидродинамического давления и силы Кориолиса в пренебрежении силами инерции, фрикционными и ветровыми составляющими:



где Us и Vs – составляющие скорости течения по осям x, y декартовой системы координат; g – ускорение свободного падения (9,8 м/с2); f – параметр Кориолиса.

Современные представления о характере циркуляции в районе субарктического фронта сложились главным образом на основе представлений о геострофическом характере течений. Принято считать, что положение северной границы субарктического фронта совпадает с положением северо-восточной ветви Куросио, которая приблизительно в районе 39–40º с. ш. 143–145º в. д. уходит на восток от берегов Японии. Участок системы Куросио от острова Хонсю до Императорских гор некоторые исследователи именуют продолжением Куросио (Гладышев, 1989; Бурков, 1992), переходящего в районе 150º в. д. в Северо-Тихоокеанское течение. До сих пор остается дискуссионным вопрос, является ли Северо-Тихоокеанское течение собственно продолжением Куросио, либо его основу составляет часть поворачивающих на восток вод Ойясио (Старицын, 1994). Под течением Ойясио обычно понимают звено субарктического круговорота (Бурков, 1992), направленного от пролива Буссоль на юго-запад вдоль Южных Курил (Белоненко, Фукс, Старицын и др., 1997).

Нами были проанализированы геострофические течения, построенные по осредненным за 15 лет альтиметрическим данным массивов ADT и SLA (рис. 2, 3). Исходные ряды значений уровня ADT и SLA имели дискретность 7 суток, по ним рассчитывались составляющие геострофических скоростей, которые затем осреднялись за период с 14.10.1992 г. по 17.10.2007 г. По этим данным с пространственной дискретностью 1/3º в каждой точке полигона северо-западной части Тихого океана 30–70º с. ш., 125º в. д. –160º з. д. и были построены карты средних геострофических скоростей.

На климатической карте абсолютных геострофических течений (рис. 2) отражены все главные океанические структуры. В районе 35º с. ш. хорошо виден главный поток Куросио, который омывает Японию с востока, а его другая часть идет в Корейский пролив и в виде Цусимского течения, распространяясь вдоль западного побережья Японии. Часть Цусимского течения выходит в океан через Сангарский пролив, другая направляется к северу и через пролив Лаперуза попадает в Охотское море и вдоль северного побережья Хоккайдо в виде течения Соя выходит через пролив Екатерины в океан. Небольшая часть течения Соя продолжает движение на северо-восток вдоль западного побережья о. Итуруп и выливается в океан через пролив Фриза. В районе 37º с. ш. 144º в. д. происходит разветвление главного потока Куросио. От него отделяется северо-восточная ветвь с направлением векторов течения на северо-восток, которая переходит в Северо-Тихоокеанское течение, распространяющееся до берегов Аляски, омываемых в виде Аляскинского течения, направленного к северу, а затем в виде Алеутского течения поток перемещается с востока на запад.



Рис. 2. Средние за промежуток с 14.10.1992 г. по 17.10.2007 г. абсолютные геострофические скорости (рассчитанные по массиву ADT)

Северо-восточная ветвь Куросио также разветвляется: в районе 40º с. ш. 150º в. д.3 происходит разделение потока на две ветви, одна из которых уходит на восток, а другая продолжает движение на северо-восток, но потом, в районе Северо-Западного хребта (приблизительно около 45º с. ш. 170º в. д.), обе эти ветви вновь соединяются в единый поток.

На карте хорошо видно Камчатское течение, переходящее в Северо-Курильское течение, и затем от пролива Буссоль холодное течение Ойясио.

Максимальные значения средних абсолютных геострофических скоростей до 100 см/с достигаются в основном потоке Куросио, южнее Хонсю; скорости составляют 30–50 см/с в Продолжении Куросио и в Цусимском течении; в Северо–Тихоокеанском, северо-восточной ветви Куросио, Камчатском течении 10–40 см/с, а в Ойясио и Алеутском течениях они не превышают 10–15 см/с.

К сожалению, альтиметрические измерения вблизи береговой черты менее репрезентативны, чем для открытого океана, что, очевидно, связано с техническими проблемами, поэтому расчеты течений здесь менее показательны. Но для океанической части региона карта абсолютных геострофических скоростей, построенная на основе альтиметрических данных, осредненных за 15 лет, безусловно, отражает общую циркуляцию вод северо-западной части Тихого океана.



Рис. 3. Средние за промежуток с 14.10.1992 г. по 17.10.2007 г. аномалии геострофических скоростей (рассчитанные по массиву SLA)

Можно ожидать более точных расчетов геострофических скоростей, если отказаться от геострофического приближения и воспользоваться более общими соотношениями между скоростью течения и уклонами, полученными в предположении, что рассматриваемые временные масштабы много больше периода инерционных колебаний, – так называемом квазигеострофическом приближении.

Пространственно-временная изменчивость аномалий геострофических скоростей дает информацию о синоптических вихрях и низкочастотных волнах, которые, безусловно, должны проявляться и в течениях, однако осредненные за 15-летний промежуток данные не позволяют обращаться к синоптическому диапазону, который, как известно, вносит существенный вклад в изменчивость уровня океана и течений. На карте средних значений аномалий геострофических скоростей (рис. 3) фиксируется множество циклонических и антициклонических круговоротов. Три крупнейших вихря расположены в зоне действия Куросио: один циклонический с центром в районе 33ºс. ш. 138º в. д. и два антициклонических с центрами в 35ºс. ш. 145º в. д. и 36ºс. ш. 151º в. д. Фронтальная зона между вихрями одного знака называется, согласно Монину и Жихареву (1990), зоной тангенциального разрыва скорости и является гидродинамически неустойчивой (неустойчивость Гельмгольца). При потере устойчивости в ней образуется цепочка вихрей противоположного знака. Между ними образуются фронтальные зоны второго порядка, в них – цепочки вихрей одного знака третьего порядка и т. д. В результате образуется известный каскадный процесс переноса завихренности по спектру масштабов от больших масштабов к малым.4

Такую картину упорядоченного расположения вихрей различных размеров и интенсивности мы наблюдаем на рис. 3, и она является характерной практически для всего рассматриваемого региона северо-западной части Тихого океана: в районах Северо-Тихоокеанского течения, противотечения Ойясио, северо-восточной ветви Куросио, Алеутского течения и даже в Японском море.

По мнению Старицына Д.К. (1994), основанному на анализе локальных инструментальных наблюдений за течениями, выполненных в различных районах субарктического фронта в разные годы, Северо-Тихоокеанское течение проявляется не столько в виде струйного потока, каким мы привыкли его видеть на генерализованных картах течений, а в большей степени в виде вихрей, медленно смещающихся в восточном направлении. Вихревое представление обусловлено прежде всего существующей нестационарностью динамических процессов, особенно в диапазоне синоптических масштабов. Расчет геострофических течений на основе инструментальных наблюдений показал, что выраженный восточный перенос примерно совпадает с положением южной границы северного субарктического фронта и имеет среднюю скорость порядка 10 см/с. При этом в районе 151º в. д. происходит резкий разворот векторов течения и поток устремляется на север, образуя глубокий антициклонический меандр, в вершине которого, примерно на 42º с. ш. 152º в. д., по инструментальным съемкам скорость течения достигала 51 см/с. Данные гидрологических съемок, полученные в стрежне потока на разрезе 152º в. д., указывали на субтропическое происхождение этих вод, подтверждая тем самым их связь с северо-восточной ветвью Куросио. Они, встречаясь в районе 42º с. ш. с холодными потоками, имеющими южное и юго-восточное направление, поворачивали на восток. Далее, в районе 154º в. д. происходило разделение потока. Часть вод, перемешиваясь с субарктическими и вовлекая их в свое движение, устремлялась на север. Другая часть поворачивала на юг, формируя восточную периферию меандра (Старицын, 1994).

Монин и Жихарев (1990), анализируя результаты «Мегаполигона», дали исчерпывающую интерпретацию вихревым образованиям как квазистационарным синоптическим вихрям. Однако в данном случае мы имеем дело с климатическими картами, на которых неоднородности с характерными синоптическими масштабами должны были бы «провалиться». Тем не менее на рис. 3 вихри хорошо выражены, что говорит о высокой устойчивости рассматриваемого явления. Природа подобных образований может быть как вихревой, так и волновой (Белоненко, Захарчук, Фукс, 2004).


Литература



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

  2. Изменчивость уровня Северо-западной части Тихого океана / Т. В. Белоненко, В. В. Колдунов, Д. К. Старицын, В. Р. Фукс, И. О. Шилов. – СПб, 2009. – 309 с.

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

  4. Бурков В. А. Структура и изменчивость волнового и вихревого полей в зоне взаимодействия Куросио и Ойясио. В сб. Эксперимент «Мегаполигон». – М.: Наука, 1992.

  5. Гладышев С.В. Геострофическая циркуляция и перенос вод в северо-восточной части Тихого океана // Океанология. – 1989. – Т. XXX. – Вып. 4.

  6. Левасту Т., Хел И. Промысловая океанография. Пер. с англ. – Л.: ГИМИЗ, 1974.

  7. Мамаев О. И. Морские течения. – М.: Изд-во МГУ. – 1986.

  8. Монин А. С., Жихарев Г. М. Океанские вихри. Успехи физических наук. 1990. – Т. 160. – Вып. 5. – С. 1–47.

  9. Нейман Г. Н. Океанские течения. М.: ГИМИЗ, 1973.

  10. Старицын Д. К. Мезомасштабная циркуляция и перенос вод в районе субарктической фронтальной зоны Тихого океана. Вестник СПбГУ. – Сер. 7, 1994. – Вып. 1. – № 7.

  11. Frédéric Castruccio, Jacques Verron, Lionel Gourdeau, Jean-Michael Brankart, Pierre Brasseur. Joint altimetric and in-situ data assimilation using the GRACE mean dynamic topography: a 1993–1998 hindcast experiment in the Tropical Pacific Ocean. 2008. Ocean Dynamics. 58:43–63.

1 Белоненко Татьяна Васильевна, Колдунов Виктор Владимирович, Колдунов Алексей Владимирович, Старицын Дмитрий Константинович, Фукс Виктор Робертович, СПбГУ, географический факультет, г. Санкт-Петербург.

2 AVISO (Archiving Validation and Interpretation of Satellites Oceanographic data) – Центр по хранению, контролю и интерпретации спутниковых океанографических данных

3 По данным «Мегаполигона» точка бифуркации фиксируется в районе 40º53´ с. ш. 150º34´ в. д. (Монин, Жихарев, 1990).

4 По экспериментальным натурным данным эксперимента «Мегаполигон» фиксировались три вихря: два циклонических и один антициклонический, но гораздо севернее основного потока Куросио (Монин и Жихарев, 1990). Эксперимент «Мегаполигон» был проведен в районе 38–42 с. ш. и 151–157 в. д., т. е. в районе разделения субарктического фронта на его южную и северную ветви. В область исследования входят меандрирующая струя течения Куросио, вся область его взаимодействия с течением Ойясио и струя самого Ойясио. В эксперименте, за время проведения которого были сделаны уникальные измерения скоростей течений на 184 автономных буйковых станциях, участвовали одиннадцать научно-исследовательских судов, организован в 1987 г. по инициативе Института океанологии им. П. П. Ширшова АН СССР.


Похожие:

С удк 551. 465-551 путниковая альтиметрия Северо-западной части Тихого океана iconАтлас изменчивости северо-западной части Тихого океана на основе спутниковой альтиметрической информации
Информационной основой для составления карт Атласа являлись мареографные измерения уровня моря на береговых станциях и постах и спутниковая...
С удк 551. 465-551 путниковая альтиметрия Северо-западной части Тихого океана iconУдк 551. 462. 32:(551. 243. 8+551. 33):(528 04+528. 87):(004. 6+004. 92)]
Изучение особенностей формирования, структуры и морфологии западного шельфа антарктического полуострова по результатам тектонических...
С удк 551. 465-551 путниковая альтиметрия Северо-западной части Тихого океана iconУдк 550. 4; 551. 46 Результаты экогеохимических исследований донных осадков Северо-Западной части Каспийского моря
Результаты экогеохимических исследований донных осадков Северо-Западной части Каспийского моря
С удк 551. 465-551 путниковая альтиметрия Северо-западной части Тихого океана iconМетод прогноза перемещения и интенсивности тропических циклонов в северо-западной части Тихого океана с заблаговременностью до 72ч

С удк 551. 465-551 путниковая альтиметрия Северо-западной части Тихого океана iconК 551. 465 А. С. Саркисян Сорокалетие открытия роли совместного эффекта бароклинности и рельефа дна в моделировании климатических характеристик океана
Учет сэбир-а как исправление одной ошибки основоположников метода полных потоков ст
С удк 551. 465-551 путниковая альтиметрия Северо-западной части Тихого океана iconУдк 551. 521, 551. 57 Влияние горизонтальной неоднородности на альбедо и поглощательную способность снежного покрова
Кроме того, высокое значение альбедо снежного покрова является одной из причин уменьшения температуры воздуха в нижней тропосфере...
С удк 551. 465-551 путниковая альтиметрия Северо-западной части Тихого океана iconВестник дво ран. 2010. №1 Океанология, климатология
Г. А. Власова, А. М. Полякова, М. Н. Деменок. Сезонная изменчивость циркуляции вод северо-западной части Тихого океана
С удк 551. 465-551 путниковая альтиметрия Северо-западной части Тихого океана iconУдк 551. 248. 2+551. 41 Глубинные факторы формирования новейших
Глубинные факторы формирования новейших поднятий и прогибов континентальных районов
С удк 551. 465-551 путниковая альтиметрия Северо-западной части Тихого океана iconРеспублика Филиппины расположена в западной части Тихого океана между южной оконечностью Китая и северными островами Борнео. Государство включает в себя 7107 островов
Тихого океана между южной оконечностью Китая и северными островами Борнео. Государство включает в себя 7107 островов. На востоке...
С удк 551. 465-551 путниковая альтиметрия Северо-западной части Тихого океана iconДолговременные вариации объема Земли удк 551. 465
Это обычно используемое значение магнитуды, при котором вероятность генерации цунами достаточно высока. Таким образом, процесс роста...
Разместите кнопку на своём сайте:
ru.convdocs.org


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