CC BY
24
КОРАБЛЕСТРОЕНИЕ. Физические поля корабля, океана и атмосферы
DOI.org/10.5281/zenodo.2008659 УДК 534.231, 550.34.01
А.Ю. Лазарюк, С.В. Смирнов, А.Н. Самченко, А.В. Кошелева, А.А. Пивоваров, А.Н. Швырев, И.О. Ярощук
ЛАЗАРЮК АЛЕКСАНДР ЮРЬЕВИЧ - к.т.н., старший научный сотрудник, e-mail: lazaryuk@poi.dvo.ru
САМЧЕНКО АЛЕКСАНДР НИКОЛАЕВИЧ - к.г.н., старший научный сотрудник, e-mail: samchenco@poi.dvo.ru
КОШЕЛЕВА АЛЕКСАНДРА ВАСИЛЬЕВНА - научный сотрудник, e-mail: kosheleva@poi.dvo.ru
ПИВОВАРОВ АЛЕКСАНДР АНАТОЛЬЕВИЧ - научный сотрудник, e-mail: pivovarov@poi.dvo.ru
ШВЫРЕВ АЛЕКСЕЙ НИКОЛАЕВИЧ - к.ф.-м.н., старший научный сотрудник, e-mail: shvyrev@poi.dvo.ru
ЯРОЩУК ИГОРЬ ОЛЕГОВИЧ - д.ф.-м.н., заведующий лабораторией, e-mail: yaroshchuk@poi.dvo.ru
Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН Балтийская ул., 43, Владивосток, 690041
СМИРНОВ СЕРГЕЙ ВИКТОРОВИЧ - к.ф.-м.н., старший научный сотрудник, e-mail: smirnoff@iacp.dvo.ru
Институт автоматики и процессов управления ДВО РАН Радио ул., 5, Владивосток, 690041
Колебания поверхности Амурского залива в зимний период
Аннотация: Зимой 2018 г. впервые выполнен гидрофизический эксперимент по изучению пространственно-временной изменчивости уровня поверхности северной части Амурского залива. Натурные наблюдения проводились в период ледостава, с 21 января по 14 февраля, с помощью 11 автономных регистраторов гидростатического давления. На основе полученных экспериментальных данных для акватории северной части Амурского залива выделены характерные приливные гармоники, включающие основные, лунно-солнечную (23,8 ч) и главную лунную (12,4 ч), а также высшие - с периодами от 1,5 до 6,2 ч. Установлен кратный рост волновой энергии высокочастотных компонент при выходе прилива на обширное мелководье залива. Ключевые слова: приливо-отливные явления, гидрофизические исследования, Амурский залив, залив Петра Великого.
Введение
Периодические приливо-отливные явления - яркая характерная особенность морских прибрежных районов. Возможные амплитуды и тип прилива в каждом конкретном пункте побережья определяются не только морфологией прилегающей акватории, но и физико-гео-
© Лазарюк А.Ю., Смирнов С.В., Самченко А.Н., Кошелева А.В., Пивоваров А.А., Швырев А.Н., Ярощук И.О., 2018. О статье: поступила 27.08.2018, финансирование: бюджеты ТОИ дВо РАН, ИАПУ ДВО РАН; работа выполнена при частичной поддержке Программы ДВО РАН «Дальний Восток», проект 18-5-064.
графическим положением в целом всего водного бассейна [2]. В окраинных морях Дальнего Востока характеристики прилива варьируют в широких пределах. В Охотском и Беринговом морях наблюдаются все типы приливных волн: полусуточные, неправильные полусуточные, неправильные суточные и суточные, - со средними величинами амплитуд от 0,5 до 4-5 м. Аномальные приливные волны с амплитудами более 10 м имеют место в Тугурском заливе и Пенжинской губе (Охотское море) [4]. В то же время прибрежные районы Японского моря характеризуются преимущественно неправильным полусуточным приливом с незначительными амплитудами, 0,2-0,6 м. Причина заключается в морфологической обособленности Японского моря при весьма ограниченной связи с Тихим океаном (рис. 1,А). Прилив, порождённый океаном, проникает непосредственно в Японское море только через Сангарский пролив - извилистый, протяжённый (120 км), с узкими входами (по 19 км) и к тому же относительно мелководный (130 м). Корейский пролив, при тех же глубинах (110-130 м), большей ширине (160 км) и протяжённости (220 км) служит входом для океанических приливов, трансформированных в Восточно-Китайском море. Через другие два пролива, Невельского и Лаперуза, ещё более узких (7 и 44 км соответственно) и мелководных (14 и 30 м) входят приливные волны после длительного пути в Охотском море. Множественность источников волновой энергии (к четырём проливам следует добавить реакцию собственно япономорской водной массы на периодические изменения гравитационных сил) обусловливают сложную интерференционную картину пространственно-временного распределения приливных колебаний в прибрежных районах Японского моря [4].
Залив Петра Великого, расположенный в северо-западной части Японского моря (рис. 1,Б), характеризуется неправильным полусуточным приливом с амплитудами до 0,3 м. Первые гидрологические исследования в прибрежных районах залива Петра Великого были проведены в конце XIX века, в том числе измерения колебания уровня моря. Результаты наблюдений за колебаниями уровня моря в заливе показали отсутствие условий возникновения аномальных явлений, обусловленных приливами. В настоящее время регулярные измерения в заливе Петра Великого проводятся на специализированных постах Приморского управления по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды (ПУГМС), которые располагаются в бухтах Золотой рог, Находка и Новгородская (залив Посьета). Используемые электронные регистраторы давления осуществляют локальный контроль состояния водной поверхности в режиме реального времени, ежеминутно фиксируя изменения её положения с точностью 1 см.
Рис. 1. А - Японское море и его проливы: Корейский - 1, Сангарский - 2, Лаперуза - 3 и Невельского - 4; Б - рельеф дна залива Петра Великого, изобаты 40, 60, 100, 200, 500, 1000, 2000 и 3000 м, а также заливы, входящие в его состав: Посьета - 5, Амурский - 6, Уссурийский - 7 и Находка - 8. Стрелками указаны направления распространения приливной волны.
В прибрежных районах уровень поверхности моря изменяется под воздействием не только приливной волны, содержащей различные гармоники, но и других динамических процессов: мезомасштабных вихрей, волн Кельвина, сейш и т.д. [2]. Временные масштабы этих процессов при определённых сочетаниях влияющих факторов нередко сближаются, и при анализе данных одиночных регистраторов (например, мониторинговых постов ПУГМС) могут быть интерпретированы неоднозначно. Разрешаются подобные проблемы определением пространственных масштабов рассматриваемых процессов. Для таких оценок требуется массив натурных данных серии регистраторов давления, установленных в узлах пространственной сетки исследуемого района.
В настоящей работе представлены предварительные результаты эксперимента по исследованию пространственно-временных колебаний поверхности северной части Амурского залива. Эксперимент, подготовленный сотрудниками Тихоокеанского океанологического института ДВО РАН, был осуществлён зимой 2018 г. Измерения гидростатического давления выполнялись в период ледостава в течение 2-3 недель автономными регистраторами давления РГД-0.4, которые располагались на двух пересекающихся трассах.
Приборы и методы
Натурные исследования пространственно-временной изменчивости уровня поверхности северной части Амурского залива, укрытой сплошным ледовым полем, продолжались с 21 января по 14 февраля 2018 г. В эксперименте измерения гидростатического давления выполнялись с помощью автономных регистраторов (логгеров) РГД-0.4. Установка логгеров на дно залива осуществлялась с поверхности льда двумя сериями. Первые 6 приборов были размещены 21 января поперёк залива на трассе Т через 1,5-4 км от м. Красный на востоке до горы Приметная на западе, и ещё 5 приборов 27 января - на трассе Н через 3 км вдоль оси исследуемой части Амурского залива (по линии максимальных глубин) (рис. 1,Б и 2,А-В. В табл. 1 представлен перечень приборов, задействованных в этом эксперименте, с указанием глубины и координат мест их постановки, а также продолжительности периода регистрации.
Автономный регистратор гидростатического давления РГД-0.4 является разработкой лаборатории статистической гидроакустики ТОИ ДВО РАН [5]. Корпус регистратора выполнен из твердого полиэтилена низкого давления, имеет размеры 050х250 мм. Его конструкция гарантирует герметичность при погружениях до 100 м. В качестве чувствительного элемента используется тензометрический преобразователь избыточного давления D 0.4-Т (ООО «Микротензор», г. Орёл). Верхний предел регистрируемого давления не превышает 400 кПа, что соответствует давлению водяного столба высотой около 40 м. Логгер имеет 16-разрядный аналого-цифровой преобразователь А07792, который обеспечивает разрешение 40 Па. Значительная ёмкость энергонезависимой SD карты памяти, 16 Гб, позволяет устанавливать частоту дискретизации до 100 Гц [4]. Встроенный источник постоянного тока ЮиТ обеспечивает автономность работы логгера на максимальной частоте дискретизации от месяца (зимой) до трёх (летом). Логгеры РГД-0.4 неоднократно использовались в гидрофизических исследованиях залива Петра Великого [8, 11].
Перед началом и после завершения эксперимента, 19 января и 15 февраля 2018 г., были выполнены тесты по калибровке и синхронизации временных шкал используемых регистраторов РГД-0.4. Эталонные измерения давления осуществлялись профилографом SBE-19р1ш (США) с высокими метрологическими характеристиками [10]. В обоих тестах приборы в единой связке погружались со льда под воду и выдерживались на определенных горизонтах в течение 20-40 минут. Полученные результаты позволили определить линейные зависимости между показаниями логгеров РГД-0.4, Рргд0) и SBE-19plus, Р(1):
где ^ - время. Для приборов, используемых в эксперименте и тестах, коэффициенты (1) варьировали в пределах: -3,6<К0<2,6 кПа и 10,59<К1<10,96, - при среднеквадратичных отклонениях между Р(^ и РК(0 не более АРК^)<0,2 кПа.
Р(0*Рк(0=К1Рргд(0+Ко,
(1)
Таблица 1
Перечень регистраторов РГД-0.4, установленных зимой 2018 г. в северной части Амурского залива, координаты и глубина дна мест их постановки, расстояние от берега, а также дата и время начала и окончания их пребывания на дне
Логгер Станция Широта Долгота Глубина Расстояние от берега Дата/Время
43° 131° начало окончание
(мин) (мин) (м) (км) 21 01 2018 14 02 2018
Ь21 T2 11,93 54,89 6,3 0,38* 11:33 16:53
Ь22 T5 12,20 53,79 11,9 1,93 11:59 16:46
Ь24 12,87 50,52 18,4 6,5 13:34 14:26
Ь23 т 13,19 49,33 16,2 8,2 14:06 16:22
Ь26 13,52 48,18 11,3 9,9 14:44 16:14
Ь27 T25 14,13 46,00 4,0 13,1 14:40 15:57
27 01 2018 14 02 2018
Ь02 ш 9,635 50,21 20,5 18,5** 15:00 15:22
Ы6 го 11,26 50,45 19,9 15,7 15:28 14:50
Ы5 Ш1 14,33 51,27 14,9 10,2 16:00 14:00
Ь32 Ш4 15,39 52,49 8,4 7, 7 16:44 13:31
Ь33 Ш7 16,45 53,74 5,9 5, 1 17:01 13:05
0,38* - расстояние в километрах от м. Красный (поперечный разрез Т). 18,5** - расстояние от устья р. Шмидтовка (продольный разрез Н).
Необходимость синхронизации показаний регистраторов давления обусловлена индивидуальностью частот генераторов преобразователей D 0.4-Т. Например, за период непрерывной работы приборов с 19 января по 15 февраля временная шкала логгера L33 превысила на 142 с естественную длительность (около 2,3*106 с), установленную по SBE-19plus.
Результатом натурного эксперимента, выполненного с 21 января по 14 февраля 2018 г., является пространственно-временной массив РК(t,X,Y), сформированный с частотой 1 Гц и содержащий показания 11 регистраторов давления РГД-0.4, установленных на дне северной части Амурского залива, в точках с координатами, указанными в табл. 1.
Вероятностный характер изменчивости уровня морской поверхности предполагает использование методов спектрального анализа случайных процессов. Колебания уровня моря не являются строго стохастическими, так как большое влияние на них оказывают приливы - регулярный детерминированный процесс, который проявляется в спектрах колебаний уровня в виде резких дельтаобразных пиков [9]. Соответственно, приливные колебания морской поверхности, С(1), принято представлять суперпозицией N гармонических компонент:
ф)=£Ап^(а„1+у«), (2)
где Нп - амплитуда п-й составляющей, которая характеризуется угловой частотой о„ и фазовым сдвигом уп. Значения оп связаны с периодами вращения Земли вокруг своей оси, а также орбитального движения Луны вокруг Земли и Земли вокруг Солнца. В табл. 2 перечислены основные гармоники, характерные для океанического прилива, и указаны их периоды, Тп = 2ж/ап.
Проход приливной океанической волны через проливы, мелководные участки окраинных морей порождает высшие гармоники за счёт нелинейных эффектов, вызванных силами инерции и трения [2]. Например, серия высших гармоник М4, М6, М8 ... имеет частоты, кратные основной частоте полусуточной составляющей М2. Аналогичную серию порождает составляющая S2, а при взаимодействии главных полусуточных гармоник возникает чет-вертьсуточная МS4, частота которой равна сумме частот М2 и S2 [6, 7].
Таблица 2
Приливные гармонические составляющие [2, 6]
Группа Составляющие Обозначения Период
Полусуточные Главная лунная М2 12,42 ч
Главная солнечная S2 12,00 ч
Большая лунная N2 12,66 ч
Лунно -солнечная К2 11,97 ч
Суточные Лунно -солнечная К1 23,93 ч
Главная лунная Ol 25,82 ч
Лунная эллиптическая Ql 26,87 ч
Главная солнечная Р1 24,07 ч
Длиннопериодные Лунная двухнедельная мí 13,66 сут
Лунная месячная Мт 27,55 сут
Наличие/отсутствие приливной гармоники, ап, определяется из анализа частотного спектра:
Е(о)=\ф)ехр(-Ш)Ш, (3)
который рассчитывается по показаниям регистратора давления, Р(^, установленного на дне исследуемой акватории, в пределах временного интервала 0 < t <
тчЕрт1 • {р^Па-Чрт}, (4)
где g - ускорение свободного падения, р(^ - средняя величина плотности водяного столба от поверхности до дна в районе постановки регистратора.
Спектральные характеристики массива данных РК(t,X,Y) обсуждаемого натурного эксперимента рассчитывались с использованием программного продукта (1111) Statistica® [1]. При расчёте распределений спектральной плотности (периодограмм) Е(а) использовались ряды Скф с дискретностью 1 мин. При формировании всех 11 рядов £к0) (4) параметр плотности был оценён константой р^) = 1028 кг/м . Эта оценка следует из данных гидрологических съёмок исследуемого района, выполненных профилографами SBE-19plus и ASTD102 (Япония). В частности, распределения плотности, полученные во время эксперимента, не выходили за пределы, 1027,3 < р(t,XY) < 1028,5 кг/м3. (Столь узкий плотностной диапазон обусловлен слабой термохалинной стратификацией водной массы Амурского залива на стадии завершения формирования ледового покрова (конец января - первая половина февраля) [3]).
Морфологические особенности акватории Амурского залива
и ледовая обстановка зимой 2018 г.
Приливные волны в Японском море формируются несколькими нестационарными источниками, из которых доминируют потоки волновой энергии, следующие через проливы, а также реакция собственно япономорской водной массы на воздействие приливообразую-щих сил. В залив Петра Великого приливные волны заходят из глубокой части Японского моря (Японской котловины) в основном с южного направления, частично отражаются от континентального склона, далее, следуя по шельфу, трансформируются и, теряя энергию, достигают побережья [4].
В состоянии трансформации приливная волна с шельфа залива Петра Великого через створ между островами Желтухина и Стенина (ширина 13,7 км, глубина до 56 м) проникает в Амурский залив, который глубоко вдаётся в сушу, имея протяжённость около 65 км при ширине от 9 до 20 км (рис. 1,Б и 2,А). Его акватория на севере и западе ограничена материком, а на востоке - полуостровом Муравьёва-Амурского и грядой островов. Проливы между островами узкие (ширина не более 3 км) и мелководные (глубина менее 15 м).
В Амурском заливе продвижение прилива происходит на фоне плавного выполажива-ния рельефа дна, которое, однако, прерывается характерным поднятием - Муравьёвским порогом (рис. 2,А, Б). Порог располагается с севера на юг от полуострова Песчаный к острову Русский и делит акваторию залива на две части, северную и южную. Поднятие ограничивает водообмен между частями Амурского залива. Толщина водного слоя над порогом не превышает 10-15 м, а в северной части залива она вновь возрастает в 2-2,5 раза, достигая 22-30 м на его осевой линии (рис. 2,Б). В северную часть Амурского залива приливная волна заходит, потеряв часть энергии на трение и отражение в районе Муравьёвского порога.
Дополнительные потери энергии за счёт эффекта трения прилив испытывает также зимой в период ледостава, когда поверхность Амурского залива укрывают поля сплошно -го льда.
В 2018 г. сплоченный ледяной покров на акватории северной части залива окончательно сформировался в виде припая только к концу первой декады января, а уже в конце этого месяца, благодаря аномально низким температурам воздуха (до -25 °С), поля сплошного льда укрывали поверхность всего Амурского залива (рис. 2,Г). При постановке первой серии регистраторов (21 января) на поперечной трассе средняя толщина льда не превышала ^^-43 см, через 6 дней, когда устанавливали логгеры на продольной трассе, величина этого параметра достигла 50 см. При подъёме приборов 14 февраля лёд имел толщину 55-60 см.
Рис. 2. А - рельеф дна Амурского залива (изобаты 10, 15, 20, 30, 60 м) и схема постановки регистраторов давления РГД - 0.4; Б - профиль дна вдоль осевой линии залива, включая трассу Н; В - профиль дна на поперечной трассе Т; Г - ледовое поле Амурского залива 30 января 2018 г. (спутник Sentinel-2B, http://pacificinfo.ru/eisp/piter/ ). Цифрами отмечены острова: Русский (1), Речной (3) и Скребцова (5), а также полуострова:
Песчаный (2) и Де-Фриза (4).
Анализ колебаний уровня поверхности
северной части Амурского залива
Представленные на рис. 3,А показания регистратора РГД-0.4 L2 иллюстрируют характерные особенности динамики морской поверхности акваторий с неправильным полусуточным приливом. В частности, начальный фрагмент записи колебаний поверхности Ск(0 (с 27 января по 2 февраля) отражает эффект резонанса основных групп гармоник, суточных и полусуточных, а именно максимальные амплитуды (около 0,3 м) наблюдаются при доминирующем суточном периоде. В течение следующего временного интервала (2-6 февраля) из-за роста фазового сдвига между этими гармониками амплитуды прилива уменьшаются в 2-3 раза, и преобладает полусуточная составляющая. Далее, 7 и 8 февраля, в данных логгера присутствуют высшие гармоники, а на конечном временном фрагменте ряда Ск(0 проявились все группы, включая длиннопериодные, при доминанте суточной составляющей.
Спектральный анализ рядов Ск(0 позволяет оценить характеристики гармонических составляющих прилива, а также, возможно, иных динамических процессов, имевших место в Амурском заливе в исследуемый период. На рис. 3, в представлена периодограмма Еь2(Т), полученная с помощью ПП STATISTICA® [1], которая характеризует распределение спектральной плотности мощности колебаний поверхности, зарегистрированных логгером L2, относительно периода волны Т=2л/о. Главные максимумы на графике Еь2(Т) соответствуют суточному периоду ^23,8 ч (лунно-солнечная гармоника, К1) и полусуточному - 12,41 ч (главная лунная, М2). При этом спектральные плотности, соответствующие максимуму главной лунной составляющей ЕМ2~38,4, превысили максимум лунно-солнечной ЕК1~19,7 приблизительно в 2 раза. Следовательно, учитывая соотношение Еп~Нп2 [1], амплитуды колебаний поверхности Амурского залива, индуцированные полусуточной и суточной гармониками, отличались на 40%, НМ2~1,4Нк1. Высшие гармоники на графике Еь2(Т) соответствуют периодам 6,2 (М4), 4,8, 4,0, 3,4 и 2,92 ч. Спектральные плотности этих составляющих приливного процесса в 200-1000 раз уступают главной лунной, и оценки их амплитуд не превышают 1-2 см. Следующая группа гармоник, соответствующая более высоким частотам, располагалась в диапазоне от 1,8 до 1 часа, имея амплитуды менее 1 см.
Рис. 3. А - колебания поверхности Амурского залива, (4), измеренные с 27 января по 14 февраля 2018 г. регистратором Ь2 (конечная южная точка трассы Н); Б - фрагмент данных, полученных с 27 по 31 января регистраторами Ь2 и Ь33 (конечная северная точка трассы Н); В - периодограммы (спектральные плотности) Е^(Т) и 10*Е|_33(Т) (3), установленные по рядам данных регистраторов Ь2 и Ь33 и представленные в логарифмических шкалах относительно периода волны Т=2п/ст; Г - периодограммы Е|2(Т) и Е|33(Т), рассчитанные по высокочастотной компоненте (устранены составляющие с периодами Т>6 ч).
Приливные колебания Ск(0, зафиксированные другими пятью регистраторами продольной трассы Н, имели минимальные расхождения с данными логгера L2 (рис. 3,Б). Анализ их периодограмм Е(Т) показал рост уровней спектральной плотности высших гармоник (Т<6 ч) при смещении приливной волны на север в кутовую, мелководную часть залива (рис. 3,Г). В частности, оценки амплитуд Ск(0, соответствующие волновым компонентам с периодами
от 2,9 до 5 ч, в данных регистраторов L2 и L33 (конечные точки продольной трассы) отличались в 1,3-2 раза. Кроме того, графики периодограмм логгеров L24-L33, расположенных на трассе Н на глубинах менее 19 м, показали присутствие дополнительных гармоник в диапазоне 1,8<Т<2,1 ч, которые не фиксировались регистраторами L2 и L16, установленными на больших глубинах (см. табл. 1). Оценки амплитуд колебаний поверхности, индуцированных дополнительными гармониками, не превышали 1 см на мелководье в районе постановки лог-гера L33 и 3-4 мм по данным логгера L24.
Выявленные в процессе спектрального анализа дополнительные высокочастотные составляющие, по-видимому обусловлены индуцированным приливом:
41=Т<(^). (5)
При величине Т-2 ч и средних глубинах h-12 м имеем пространственный масштаб акватории около L-20 км, который соответствует геометрии северной части Амурского залива.
Рис. 4. Ледовая обстановка в районе острова Скребцова. Полоса торошения ледового поля протянулась на 9,5 км между островами Скребцова и Речной.
Фотография выполнена 25 января 2017 г.
Периодограммы Е(Т) серии регистраторов давления, установленных на разных глубинах поперечной трассы Т (от м. Красный на востоке до горы Приметная на западе), показали тождественность распределения спектральной плотности в пределах исследуемого диапазона, 0<Т<100 ч. Здесь следует отметить отличия данных логгеров пересекающихся трасс Т и Н, а именно изменения толщины водного слоя на поперечной трассе не повлияли на распределение Е(Т), включая высокие частоты. Это свидетельствует об однородности спектральных параметров приливного фронта. Изменения же этих параметров, которые наблюдаются в данных регистраторов продольной трассы, вызваны смещениями фронта параллельно осевой линии залива.
Отличительной особенностью обширного мелководья Амурского залива, ограниченного островами Скребцова, Речной и полуостровом Де-Фриза (рис. 2,А), является повышенный уровень приливной энергии высших гармоник. Ежегодно эффект от интенсификации гидродинамических процессов в этом районе наиболее ярко проявляется в период ледостава. С конца декабря по март наблюдаются регулярные взломы стационарного ледового поля между островами Скребцова и Речной, формируются полосы торошения (рис. 4). Трещины и полосы торошения льда, как правило, располагаются параллельно изобатам 9-11 м.
Заключение
Зимой 2018 г. в период ледостава были проведены уникальные экспериментальные исследования изменчивости уровня поверхности Амурского залива с помощью двух серий автономных регистраторов гидростатического давления РГД-0.4, установленных с 21 января по 14 февраля на пересекающихся трассах в северной части залива. На этапе первичной об-
работки натурных данных устранены систематические погрешности, сформирован массив пространственно-временного распределения гидростатического давления PK(t,X,Y), содержащий показания 11 регистраторов.
Спектральный анализ вариаций уровня водной поверхности, выполненный по массиву PK(t,X,Y), позволил определить параметры приливных гармоник, характерных для северной части Амурского залива в период ледостава. Установлено, что в исследуемый временной интервал, когда поля сплошного льда сковали поверхность всего Амурского залива, из основных гармоник наибольшей мощностью обладала главная лунная (период 12,4 ч). В два раза меньше энергии поступало в северную часть залива с лунно-солнечной компонентой прилива (23,8 ч), а уровни спектральной плотности мощности приливных колебаний Е(Т) серии высокочастотных гармоник, 1,5<Т<6,2 ч, были ниже главной лунной на два-три порядка.
Пространственный анализ периодограмм Е(Т) данных логгеров пересекающихся трасс Т и Н выявил анизотропию в распределениях спектральной плотности. В частности, изменения толщины водного слоя на поперечной трассе (4<h<19 м) не оказывали влияния на распределения спектральной плотности, включая высокие частоты. В то же время данные логге-ров продольной трассы (6<h<21 м) показали кратный рост волновой энергии высокочастотных компонент при выходе прилива на обширное мелководье. Из-за интенсификации гидродинамических процессов в этом районе Амурского залива регулярно наблюдаются взломы стационарного ледового поля и формирование торосов вдоль его южной границы, расположенной между островами Скребцова и Речной.
Вклад авторов в статью. А.Ю. Лазарюк - выполнил работы по установке и снятию регистраторов, внес основной вклад в написание статьи; С.В. Смирнов - решение математических моделей, обработка результатов эксперимента, работа с текстом статьи; А.Н. Самченко -обработка результатов эксперимента, написание и оформление статьи; А.В. Кошелева - решение задач хранения и обработки экспериментальных данных, работа с текстом статьи; А.А. Пивоваров - создание и работа с регистраторами, использованными в эксперименте; А.Н. Швырев - создание и работа с регистраторами, использованными в эксперименте, первичная обработка экспериментальных данных; И.О. Ярощук - общее руководство, работа с текстом статьи.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Боуден К. Физическая океанография прибрежных вод: [пер. с англ. по: Bowden K.F. (1983) Physical Oceanography of Coastal Waters. Camelot Press Ltd., Southampton, Great Britain, 302 p.]. М.: Мир, 1988. 324 с.
2. Боровиков В.П., Боровиков И.П. STATISTICA. Статистический анализ и обработка данных в среде Windows. Изд. 2-е. М.: Информационно-издательский дом «Филинъ», 1998. 608 с.
3. Лазарюк А.Ю., Лобанов В.Б., Пономарёв В.И. Эволюция структуры вод Амурского залива подо льдом // Вестник ДВО РАН. 2013. № 6. С. 59-70.
4. Леонов А.К. Региональная океанография. Ленинград: Гидрометеоиздат, 1960. 766 с.
5. Леонтьев А.П., Ярощук И.О., Смирнов С.В., Кошелева А.В., Пивоваров А.А., Самченко А.Н., Швырев А.Н. Пространственно-распределенный измерительный комплекс для мониторинга гидрофизических процессов на океаническом шельфе // Приборы и техника эксперимента. 2017. № 1. С. 1-8. DOI: 10.1134/S0020441216060191
6. Некрасов А.В. Приливные волны в окраинных морях. Ленинград: Гидрометеоиздат, 1975. 348 с.
7. Некрасов А.В. Энергия океанских приливов. Ленинград: Гидрометеоиздат, 1990. 288 с.
8. Ярощук И.О., Леонтьев А.П., Кошелева А.В., Пивоваров А.А., Самченко А.Н., Степанов Д.В., Швырев А.Н. Об интенсивных внутренних волнах в прибрежной зоне залива Петра Великого (Японское море) // Метеорология и гидрология. 2016. № 9. С. 55-62.
DOI: 10.3103/S1068373916090053
9. Emery W.J., Thomson R.E. Data analysis methods in physical oceanography. Pergamon, 1998, 634 p.
10. Operator's manual. Model SBE 19plus V2, SEACAT Profiler. Sea-Bird Electronics, Inc. USA. URL: http://www.seabird.com - 10.04.2018.
11. Smirnov S., Yaroshchuk I., Leontyev A., Lazaryuk A., Shvyrev A., Pivovarov A. Study of Resonant Oscillations in Amurskiy Bay in the Sea of Japan in the Winter Season. Polar Mechanics, Third Inter-national Scientific Conference, 27-30 Sept. 2016, Vladivostok, Russia, р. 1028-1037.
THIS ARTICLE IN ENGLISH SEE NEXT PAGE
Physical Fields of Ship, Ocean and Atmosphere
DOI.org/10.5281/zenodo.2008659
Lazaryuk A., Smirnov S., Samchenko A., Kosheleva A., Pivovarov A., Shvyrev A., Yaroshchuk I.
ALEXANDER LAZARYUK, Candidate of Technical Sciences, Senior Researcher, e-mail: lazaryuk@poi.dvo.ru; ALEXANDER SAMCHENKO, Candidate of Geographical Sciences, Senior Researcher, e-mail: samchenco@poi.dvo.ru; ALEXANDRA KOSHELEVA, Researcher, e-mail: kosheleva@poi.dvo.ru; ALEXANDER PIVOVAROV, Researcher, e-mail: pivovarov@poi.dvo.ru;
ALEXEY SHVYREV, Candidate of Physics and Mathematical Sciences, Senior
Researcher, e-mail: shvyrev@poi.dvo.ru; IGOR YAROSHCHUK, Doctor of Physics and
Mathematical Sciences, Head of Laboratory, e-mail: yaroshchuk@poi.dvo.ru
V.I. Il'ichev Pacific Oceanological Institute, FEB RAS
43 Baltiyskaya St., Vladivostok, Russia, 690041
SERGEY SMIRNOV, Candidate of Physics and Mathematical Sciences,
Senior Researcher, e-mail: smirnoff@iacp.dvo.ru
Institute of Automation and Control Processes, FEB RAS
5 Radio St., Vladivostok, Russia, 690041
Fluctuations of the Amur Bay in winter
Abstract: Measurements of the spatiotemporal variability of the surface level of the northern part of Amursky Bay were carried out for the first time in winter of 2018. Works were carried out from January 21 to February 14 by means of 11 autonomous hydrostatic pressure recorders. This paper studies the spatiotemporal fluctuations of the surface of the northern part of Amursky Bay. On the basis of the experimental data, the tidal sea surface vibrations and higher harmonics with periods from 1.5 to 6.2 hours were identified. A multiple increase in the wave energy of the high-frequency components was detected when the tide comes to the wide shallow waters of the bay. Keywords: tidal phenomena, hydrological studies, Amursky Bay, Peter the Great Bay.
REFERENCES
1. Bowden K.F. Physical Oceanography of Coastal Waters. Southampton, Camelot Press Ltd., 1983, Great Britain, 302 p.
2. Borovikov V.P., Borovikov I.P. STATISTICA. Statistical analysis and data processing in the Windows. 2 edition . M., Information and Publishing House Filin, 1998, 608 p.
3. Lazaryuk A.Yu., Lobanov V.B., Ponomarev V.I. Evolution of the structure of the waters of the Amur Bay under the ice. Bulletin of the Far Eastern Branch of the Russian Academy of Sciences. 2013;6:59-70.
4. Leonov A.K. Regional Oceanology. Leningrad, Hydrometeorological, 1960, 766 p.
5. Leontyev A.P., Yaroshchuk I.O., Smirnov S.V., Kosheleva A.V. et al. A spatially distributed measuring complex for monitoring hydrophysical processes on the ocean shelf. Instruments and Experimental Techniques. 2017(60);1:1-8. DOI: 10.1134/S0020441216060191
6. Nekrasov A.V. Tidal waves in marginal seas. Leningrad, Gidrometeoizdat, 1975, 348 p.
7. Nekrasov A.V. Energy of ocean tides. Leningrad, Gidrometeoizdat, 1990, 288 p.
8. Yaroshchuk I.O., Leont'ev A.P., Kosheleva A.V., Pivovarov A.A., Samchenko A.N., Stepanov D.V., Shvyryov A.N. On intense internal waves in the coastal zone of the Peter the Great Bay (the Sea of Japan). Russian Meteorology and Hydrology. 2016(41);9:55-62. DOI: 10.3103/-S1068373916090053
9. Emery W.J., Thomson R.E. Data analysis methods in physical oceanography. Pergamon, 1998, 634 p.
10. Operator's manual. Model SBE 19plus V2, SEACAT Profiler. Sea-Bird Electronics, Inc. USA. URL: http://www.seabird.com - 10.04.2018.
11. Smirnov S., Yaroshchuk I., Leontyev A., Lazaryuk A., Shvyrev A., Pivovarov A. Study of Resonant Oscillations in Amurskiy Bay in the Sea of Japan in the Winter Season. Polar Mechanics, Third International Scientific Conference, 27-30 Sept. 2016, Vladivostok, Russia, p. 1028-1037.
