CC BY
79
2012
Известия ТИНРО
Том 169
УДК 551.465.45(265.54)
О.О. Трусенкова*
Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН, 690041, г. Владивосток, ул. Балтийская, 43
МОДЕЛИРОВАНИЕ РЕГИОНАЛЬНЫХ ОСОБЕННОСТЕЙ ЦИРКУЛЯЦИИ ЯПОНСКОГО МОРЯ ПОД РАЗЛИЧНЫМ ВНЕШНИМ ВОЗДЕЙСТВИЕМ
С помощью гидродинамического моделирования исследованы особенности циркуляции вод Японского моря, обусловленные ветровым и термическим воздействием. Ветровое воздействие задавалось на основе статистически обоснованных типовых полей напряжения ветра в условиях типичного муссона, сильного летнего муссона и при гипотетическом отсутствии муссона. Термическое воздействие задавалось на основе как современного, так и заниженного расхода воды в Корейском проливе, тогда как термодинамические условия на поверхности моря оставались неизменными. Под воздействием антициклонического вихря ветра и при увеличении расхода в Корейском проливе усиливается Восточно-Корейское течение, а западный участок субарктического фронта занимает северное положение. Циклонический вихрь ветра и пониженный расход оказывают обратное воздействие. Бифуркация Цусимского течения в районе к западу от о. Хоккайдо и перераспределение его расхода в пользу северной или западной ветвей под воздействием антициклонического или циклонического вихря ветра усиливают адвекцию тепла соответственно в Татарский пролив или к берегам Приморья.
Ключевые слова: гидродинамическая численная модель, циркуляция Японского моря, расход воды в Корейском проливе, вихрь напряжения ветра, Восточно-Корейское течение, субарктический фронт, Цусимское течение в северной части моря.
Trusenkova O.O. Modeling of regional circulation patterns in the Japan Sea under various forcing scenarios // Izv. TINRO. — 2012. — Vol. 169. — P. 118-133.
Responses of the Japan Sea circulation to the wind and thermal forcings are studied using the ‘state-of-the-art’ oceanic model. Statistically derived wind stress patterns are applied for numerical simulations, which are based on 1°-gridded NCEP winds. These patterns differ in prevalent wind directions and spatial distributions of stress curl in warm months. Their month-to-month succession and seasonal variation of wind stress curl are verified from satellite scatterometry data. Thermal forcing is imposed by the realistic (modern) and decreased volume transport in the Korea Strait, while the surface buoyancy forcing is the same in all cases. Five model runs were performed for different forcing scenarios: 1) under the ‘typical’ monsoon wind conditions and realistic inflow in the Korea Strait when the circulation is conditioned by the observed seasonal wind shifts, prevailing cyclonic stress curl in winter and late summer, and anticyclonic curl in the monsoon transition periods, 2) under the same wind conditions and decreased inflow, 3) under the strong summer monsoon conditions characterized by the prevailing
* Трусенкова Ольга Олеговна, кандидат технических наук, ведущий научный сотрудник, e-mail: [email protected].
cyclonic curl throughout a year, and under the hypothetical ‘no-monsoon’ conditions of 4) westerlies throughout a year characterized by the prevailing cyclonic curl in winter and anticyclonic curl in summer and 5) northwesterlies and southwesterlies in cold and warm season, respectively, so that curl is mostly cyclonic over the western sea and mostly anticyclonic over the eastern sea. In the western Japan Sea forcing by anticyclonic wind stress curl and increased transport in the Korea Strait results in the intensified East Korea Warm Current (EKWC) and the northward shift of the Subarctic Front, while both cyclonic curl and decreased transport produce the opposite effect. Tuning of volume transport in the Korea Strait has no effect in the northeastern Japan Sea. In contrast, the Tsushima Current bifurcation off Hokkaido is strongly affected by wind stress curl: anticyclonic curl intensifies its northward branch which flows along the Hokkaido and Sakhalin coasts, while cyclonic curl intensifies the westward branch which carries heat towards the coast of Primorye.
Key words: numerical model, Japan Sea circulation, volume transport in the Korea Strait, wind stress curl, East Korea Warm Current, Subarctic Front, Tsushima Current.
Введение
Понимание закономерностей и механизмов изменчивости физических характеристик морской среды необходимо для изучения эволюции морских экосистем. Японское море обладает значительными биологическими и промысловыми ресурсами и является важным объектом хозяйственной деятельности на Дальнем Востоке России. Гидрологический режим моря определяется в основном транзитом субтропических вод от Корейского пролива. В частности, крупномасштабный меридиональный градиент плотности воды, связанный с поступлением большого объема теплых вод в южную часть моря, обостряется к концу теплого периода года (Kim, Yoon, 2010), поскольку расход в Корейском проливе максимален в октябре (Островский и др., 2009). Таким образом, циркуляция моря в целом интенсифицируется в течение теплого периода года, что было установлено по спутниковым данным об уровне Японского моря (Morimoto, Yanagi, 2001; Trusenkova et al., 2010) и воспроизведено гидродинамическими моделями (Трусенкова, 2007; Trusenkova et al., 2009; Kim, Yoon, 2010).
Вместе с тем вихрь напряжения ветра является фундаментальным фактором, воздействующим на морские течения, поскольку вертикальная скорость экмановской подкачки, приложенная на нижней границе слоя трения, переносит его воздействие в толщу вод. Циклонический вихрь ветра, развивающийся над Японским морем зимой, усиливает циклоническую циркуляцию вод субарктического сектора. Локальный антициклонический вихрь в районе у побережья южного Приморья и КНДР способствует формированию теплых морских вихрей, регулярно наблюдаемых по спутниковым данным (Danchenkov et al., 2006); роль ветра подтверждена гидродинамическим моделированием (Trusenkova et al., 2009; Yoon, Kim, 2009). Ветер в теплый период года отличается высокой изменчивостью, поэтому его воздействие на течения оказывается незначительным, если при моделировании используются поля в помесячном осреднении с существенно заниженным напряжением и вихрем.
Ранее (Трусенкова и др., 2007) нами были получены типовые поля, характеризуемые реалистичным напряжением, различными направлением ветра и пространственным распределением его вихря. На основе гидродинамического моделирования было показано, что под воздействием циклонического или антицикло-нического вихря ветра в теплый период года региональные особенности циркуляции вод могут существенно различаться (Trusenkova et al., 2009). Вместе с тем внутрисезонная преемственность типовых полей нуждалась в обосновании, которое было выполнено позднее (Трусенкова, 2011) путем анализа спутниковых данных о ветре. Актуальным является исследование воздействия муссонного ветрового режима на циркуляцию вод Японского моря. Остается также открытым вопрос, как соотносятся термическое и ветровое воздействия на течения.
Целью данной работы является гидродинамическое моделирование особенностей циркуляции Японского моря, обусловленных изменениями ветрового режима и расхода воды в Корейском проливе. Обсуждаются региональные изменения в западной и северной частях моря. Интерес к этим районам связан с тем, что к побережью Приморья происходит перенос теплых субтропических вод — как вдоль западной границы (с системами синоптических вихрей — Никитин и др., 2002), так и из северо-восточной части моря (с западными ветвями Цусимского течения — Danchenkov et al., 2006).
Материалы и методы
Моделирование циркуляции Японского моря выполнялось на основе гидродинамической численной модели (Шапиро, 1998). Эта прогностическая модель, основанная на примитивных (полных) уравнениях гидродинамики, в обычных приближениях несжимаемости, гидростатики и Буссинеска относится к классу современных многослойных моделей и состоит из турбулизованного верхнего квазиоднородного слоя (ВКС) и внутренних слоев, границы раздела между которыми могут смещаться по вертикали. Уравнения модели получены интегрированием исходных по вертикали в пределах каждого слоя. Приближение свободной поверхности моря позволяет явно учесть баротропную моду. ВКС взаимодействует с внутренними слоями в режимах вовлечения и субдукции, которые определяются балансом кинетической энергии турбулентности, генерируемой ветром и направленным вверх потоком плавучести. Потоки плавучести (тепла и влаги) на поверхности моря оцениваются на основе балансовых соотношений с привлечением полей метеоэлементов и температуры модельного ВКС. Это позволяет воспроизводить циклические состояния, в частности сезонные колебания толщины ВКС.
Для численных экспериментов выбраны горизонтальное разрешение в 1/8° и 12 слоев по вертикали. Принимается реалистичная геометрия бассейна с учетом проливов Корейского, Сангарского, Лаперуза и Невельского. Рельеф дна был снят с навигационной карты, промасштабирован с коэффициентом 0,75 так, что средняя глубина моря осталась неизменной, и сглажен 9-точечным фильтром, что позволило уменьшить градиент глубины моря на склонах (рис. 1). Коэффициент при бигармоническом операторе горизонтальной вязкости в уравнениях движения был равен 2,5 ■ 108 м4/^ а гармоническая вязкость использовалась только для подавления вычислительной неустойчивости; коэффициент горизонтальной диффузии в уравнениях переноса тепла и соли составлял 250 м2/с Интегрирование модели производилось от начальных условий неподвижного, горизонтально-однородного и вертикально-стратифицированного моря. Начальная глубина поверхностей раздела между слоями составляла 10, 25, 50, 75, 100, 150, 250, 350, 500, 700 и 900 м; в качестве начальных взяты климатические вертикальные профили температуры и солености.
Модель интегрировалась на срок 11 лет с шагом во времени 7,5 мин под воздействием средних месячных полей напряжения ветра и метеоэлементов, необходимых для расчета потоков тепла и влаги на поверхности моря. Эти поля взяты по данным реанализа NCEP/NCAR (National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research) за последние десятилетия. Поступление субтропических вод в Японское море через Корейский пролив изменялось в годовом ходе от 2 Св (1 Св = 106 м3/с) в феврале до 3 Св в октябре. С октября по май учитывалось поступление амурской воды через прол. Невельского (Якунин и др., 2000). Сток происходил через проливы Сангарский (70 % расхода) и Лаперуза (30 % расхода). Постановка и результаты этого расчета подробно обсуждались ранее (Трусенкова, 2007).
Интегрирование было продолжено в течение еще 5 лет под различным внешним воздействием, но с неизменными термодинамическими условиями на по-
Рис. 1. Рельеф дна Японского моря, применяемый в численных экспериментах; изобаты проведены через 500 м. Цифры — проливы: 1 — Корейский, 2 — Сангарский, 3 — Лаперуза, 4 — Татарский, 4а — Невельского; A — Японская котловина, B — Цусимская котловина, C — котловина Ямато, D — поднятие Ямато, E — банка Оки, F — Татарский желоб. Стрелками схематично показано соотношение расхода в основных проливах. На врезке — схема течений (Юрасов, Яричин, 1991): ВКТ — Восточно-Корейское течение, СКТ — Северо-Корейское течение, ПТ — Приморское течение, ЦТ — Цусимское течение, 2В — вторая ветвь Цусимского течения
Fig. 1. Bottom topography of the Japan Sea, with the contours every 500 m. 1 — Korea Strait, 2 — Tsugaru Strait, 3 — Soya (La Perouse) Strait, 4 — Tatar Strait and Nevelskoy Strait (4a), A — Japan Basin, B — Ulleung Basin, C — Yamato Basin, D — Yamato Rise, E — Oki Spur, F — Tatar Trough
верхности моря. Ветровое воздействие в течение последних 5 лет основано на типовых полях напряжения ветра в районе Японского моря, полученных путем многомерной классификации данных реанализа NCEP с повышенным горизонтальным разрешением в 1° (Трусенкова и др., 2007). Каждое поле отвечает ветрам определенного направления. Внутригодовые изменения преобладающего направления ветра над морем верифицированы по спутниковым данным о приводном ветре высокого разрешения. Было показано, что зимой, как это хорошо известно, преобладают северо-западные (СЗ) ветра, весной ветер поворачивает к западу и к юго-западу, летом — к югу и юго-востоку, а осенью — снова к западу и северо-западу (Трусенкова, 2011). Условия типичного муссона воспроизведены в эксперименте 1 (см. таблицу). С октября по март приложены поля СЗ ветра, во время смены муссона в апреле и сентябре — зональный (западный) ветер, в мае и в июне — юго-западный (ЮЗ) ветер, в июле и августе — юго-юго-восточный (ЮЮВ) ветер.
Поля напряжения ветра, приложенные в численных экспериментах Types of wind stress field applied in numerical simulations
Экспе- римент Янв. Февр. Март Апр. Май Июнь Июль Авг. Сент. Окт. Нояб. Дек.
1а, 1б СЗ СЗ СЗ ЗП ЮЗ ЮЗ ЮЮВ ЮЮВ ЗП СЗ СЗ СЗ
2 СЗ СЗ СЗ ЮЗ ЮЗ ЮЮВ ЮЮВ ЮЮВ ЮЮВ СЗ СЗ СЗ
3а ЗП ЗП ЗП ЗП ЗП ЗП ЗП ЗП ЗП ЗП ЗП ЗП
3б СЗ СЗ СЗ ЗП ЮЗ ЮЗ ЮЗ ЮЗ ЗП СЗ СЗ СЗ
Примечание. СЗ — северо-западные ветра, ЗП — западные, ЮЗ — юго-западные, ЮЮВ — юго-юго-восточные.
Отметим, что полям СЗ типа зимой свойственно преобладание циклонического вихря ветра и наличие локального антициклонического вихря, например в районе, прилегающем к побережью КНДР (рис. 2, а — для января). Весной и осенью над большей частью акватории СЗ ветра характеризуются антициклони-ческим вихрем, а к северу от 42-43° с.ш. — циклоническим (2, б — для октября). Поля ЮЗ типа в апреле, мае и в июле характеризуются наличием ветровой струи по продольной оси моря, при этом по левую сторону струи (к западу) развивается циклонический вихрь, а по правую (к востоку) — антициклоничес-
кий (рис. 2, д — для мая). В июне, августе и сентябре такая ветровая струя развивается только над северной частью моря, а над остальной акваторией ветер юго-юго-западный и южный, со слабым антициклоническим вихрем (рис. 2, е — для июня). Поля ЮЮВ ветра характеризуются умеренным циклоническим вихрем над большей частью акватории моря (рис. 2, ж — для августа). Как показывает анализ спутниковых полей ветра, зимой и во второй половине лета над морем преобладает циклонический вихрь ветра, а в периоды смены муссона — антициклонический (Трусенкова, 2011).
Рис. 2. Поля напряжения ветра и вихря напряжения для характерных месяцев года: поля СЗ ветра для января (а) и октября (б), западного ветра для января (в) и сентября (г), ЮЗ ветра для мая (д) и июня (е), ЮЮВ для августа (ж). Масштабный вектор напряжения ветра соответствует 2 дин/см2 для января и 1 дин/см2 для других месяцев; изолинии вихря проведены через 2 • 10-8дин/см3; дополнительные изолинии показаны пунктиром. Положительные значения соответствуют циклоническому вихрю, отрицательные — антициклоническому; ноль показан жирной линией
Fig. 2. Wind stress and curl applied in the simulations for representative months: northwestern wind for January (а) and October (б), western wind for January (в) and September (г), southwestern wind for May (д) and June (е), south-southeastern wind for August (ж). Scale vector corresponds to 2 dyn/cm2 for January and 1 dyn/cm2 for other months. Curl contours are shown every 2 • 10-8 dyn/cm3; additional contours are dashed; positive values correspond to cyclonic curl and negative values correspond to anticyclonic curl; zero contour is thick
Сезонные изменения вихря ветра воспроизводятся в эксперименте 1. Для оценки термического воздействия на циркуляцию за счет поступления субтропических вод в Корейский пролив эксперимент 1 выполнен в двух вариантах — с современным расходом (1а) и с расходом, уменьшенным на 25 % (1б).
В эксперименте 2 воспроизводятся условия сильного летнего муссона, с его ранним началом и поздним окончанием: в апреле приложен ЮЗ ветер, а с июня
по сентябрь — ЮЮВ ветер; в остальные месяцы приложены те же поля, что в эксперименте 1 (см. таблицу). В этом случае над морем преобладает циклонический вихрь ветра в течение почти всего года, за исключением осени.
Эксперимент 3 соответствует гипотетическому случаю отсутствия муссона: ветра с западной составляющей приложены в течение всего года. В варианте 3а это зональные (западные) ветра (см. таблицу), при этом зимой над морем развивается циклонический вихрь (рис. 2, в — для января). Летом в районе к югу от 40-42° с.ш. ветер слабый, с антициклоническим вихрем, а к северу, где ветер разворачивается против часовой стрелки вдоль оси сужающегося бассейна, преобладает циклонический вихрь (рис. 2, г — для сентября). Эти различия можно объяснить сезонными сдвигами атмосферных фронтов. В варианте 3б в период зимнего муссона приложены СЗ ветра, в период летнего муссона — ЮЗ ветра, а в периоды смены муссона — западные ветра (см. таблицу). При этом почти весь год западная часть моря находится под воздействием циклонического вихря (за исключением осени), а восточная — под воздействием антициклонического вихря (за исключением зимы).
Типовые поля ветра применяются в численных экспериментах как средние месячные, т.е. они отнесены к середине месяцев, с линейной интерполяцией на каждый шаг во времени. Такой подход исключает внутримесячную изменчивость ветра, значительную даже на масштабах больше атмосферного синоптического (Трусенкова, 2011), что требует осторожности при интерпретации результатов. В дальнейшем обсуждении рассматриваются средние месячные модельные поля, рассчитанные по ежедневному выводу модели за последние 2 года интегрирования.
Результаты и их обсуждение
Общая циркуляция Японского моря
Основные течения Японского моря (см. схему на врезке рис. 1, по: Юрасов, Яричин, 1991) реалистично воспроизводятся во всех численных экспериментах (модельная циркуляция представлена полями уровня моря для центральных месяцев гидрологических сезонов на рис. 3), подобно нашим предыдущим расчетам (Трусенкова, 2007; Trusenkova et al., 2009). Субтропические воды, входящие в Японское море через восточный канал Корейского пролива, следуют вдоль берега о. Хонсю как Цусимское течение. Часть потока, входящего через западный канал, следует на север вдоль корейского берега как Восточно-Корейское течение, другая часть, часто называемая второй ветвью Цусимского течения (Юрасов, Яричин, 1991), или Offshore Branch (Chang et al., 2004), поворачивает на восток по направлению к о. Хонсю. В численных экспериментах воспроизводятся противофазное усиление и ослабление этих двух течений (рис. 3, 4), что соответствует результатам наблюдений за траекториями поверхностных буев (Lee, Niiler, 2010). В частности, отмечено, что бифуркация потока в западной части пролива на две равноценные ветви происходит только в 15 % случаев (Lee, Niiler, 2010). Продолжение Восточно-Корейского течения после отрыва от берега огибает СЗ склон поднятия Ямато, но часть потока пересекает поднятие, что особенно заметно в теплый период года (см. рис. 3) вследствие ослабления топографического контроля при развитии сезонного пикноклина. Потоки над Яма-то соответствуют траектории перемещения приповерхностных дрифтеров (Lee, Niiler, 2005). Эти течения формируют субарктическую фронтальную зону в районе к востоку от 134° в.д., тогда как в западной части моря воспроизводится один фронт (субарктический — САФ). Зоны струйных течений и связанных с ними динамических фронтов в западной и северной (включая глубоководную часть Татарского пролива) частях моря представлены полями градиентов уровня (рис. 4).
s
Cl
О)
£2 40
о
ю
Cl
0>
| 40
о
Cl
о>
£ 40 О
н
ф 45 -Cl <u
= 40 О
ю
4j 45
а.
ф
С ;
U
X
О
J
J j
j
■S d
d
130
135
140
130
135
140
130
133
140
130
135
140
Г
120
116 12 8 4 О -4 -8 -12 -16
Рис. 3. Средние месячные поля модельного уровня (см) Японского моря для февраля, мая, августа и ноября
Fig. 3. Monthly mean sea level (cm) from numerical simulations for February, May, August, and November
В субарктической части моря (к северу от САФ) воспроизводится система циклонических круговоротов. В период зимнего муссона циклонический кругово-
12В 130 132 134
Рис. 4
32 134 120 130 132 134 120 130 132 134 120 130 132 134 128 130 132 134
рот разрывается в СЗ части моря с развитием антициклонической циркуляции вод в районе, примыкающем к побережью КНДР. Это происходит под воздействием местного антициклонического вихря ветра, свойственного СЗ ветрам, как это уже подробно обсуждалось ранее (Трусенкова, 2007; Trusenkova et al., 2009; Yoon, Kim, 2009). В эксперименте 3а приложены западные ветра, характеризуемые циклоническим вихрем над этим районом зимой, поэтому подобного разрыва нет (см. рис. 3). По западной периферии циклонических круговоротов вдоль континентального склона следуют на юго-запад Приморское и Северо-Корейское течения. Конвергенция Восточно-Корейского и Северо-Корейского течений после отрыва от берега формирует западный участок САФ.
Эта система течений охватывает всю толщу пикноклина, что демонстрируется топографией (глубиной залегания) поверхностей раздела между 5-м и 6-м слоями, отвечающими среднему пикноклину. Первоначально это была горизонтальная поверхность на глубине 100 м. После нескольких лет интегрирования сформировалась топография, представленная на рис. 5. В ней четко выражен САФ, перепад глубины залегания через который превышает 100 м, наибольшее поднятие (до глубины менее 20 м) произошло внутри циклонических круговоротов, наибольшее опускание (ниже
136 138 140 142 136 138 140 142 136 138 140 142
Рис. 4. Средние месячные поля градиентов уровня (10-7) в западной (а) и северной (б) частях Японского моря
Fig. 4. Monthly mean gradients of sea level (10-7) in the western (a) and northeastern (б) Japan Sea
200 м) — в ЮВ части моря, где слой теплых вод самый мощный. Топография других поверхностей раздела, относимых к пикноклину (до границы между 8-м и 9-м слоями включительно), подобна рассмотренной выше. Отметим, что в пикноклине развиваются противотечения под Восточно-Корейским и Цусимским течениями.
Рис. 5. Средняя месячная (август) глубина залегания (м) поверхностей раздела между 5-м и 6-м слоями модели
Fig. 5. Monthly mean interface topography (m) between 5th and 6th layer of the model. Hatches downhill
Течения западной части моря
Различные внешние условия в проведенных численных экспериментах приводят к значительным региональным различиям циркуляции вод. В ЮЗ части моря современный расход в Корейском проливе (достаточное поступление субтропических вод в море) и антициклонический вихрь напряжения ветра способствуют усилению Восточно-Корейского течения и северному положению западного (к западу от поднятия Ямато) участка САФ. Это наиболее выражено в эксперименте 3а под воздействием антициклонического вихря ветра в течение всего теплого периода года с апреля по октябрь (рис. 3, 4, а). Пониженный расход воды в Корейском проливе в эксперименте 1б и воздействие циклонического вихря ветра в эксперименте 2 оказывают сходное воздействие, противоположное рассмотренному выше. В этом случае поток, входящий в море через западный канал Корейского пролива, отклоняется на восток, формируя вторую ветвь Цусимского течения, Восточно-Корейское течение ослаблено или полностью отсутствует, циклонический круговорот в СЗ части моря интенсифицируется, проникая вдоль корейского берега на юг до 36-37° с.ш., а САФ занимает южное положение (рис. 4, а). В экспериментах 1а и 3б воспроизводится промежуточная ситуация, поскольку в первом случае циклонический вихрь преобладает зимой и в конце лета, а антициклонический — в конце зимы и осенью. Во втором случае над западной частью моря в течение почти всего года развивается циклонический вихрь, а над восточной в течение почти всего года — антицикло-нический. Это значит, что для течений ЮЗ части моря важны не только региональные условия, но и вихрь ветра над всем морем, который воздействует на циклоническую циркуляцию в целом, т.е. и на циклонический круговорот в СЗ части моря.
Изменчивость расхода воды в Корейском проливе на внутрисезонных масштабах сравнима с его изменениями в годовом ходе (Островский и др., 2009), а синоптическая изменчивость ветра превышает сезонную. Это и может быть причиной существенной, но не связанной с годовым ходом изменчивости гидрологического режима ЮЗ части моря, которая была выявлена по данным гидрологических, буйковых и спутниковых наблюдений (Chang et al., 2004; Lee, Niiler, 2010). Зарегистрированные по данным наблюдений моды циркуляции воспроизводятся даже в численных экспериментах с относительно невысоким пространственным разрешением, проведенных под воздействием сглаженных средних месячных полей. В качестве примера на рис. 6 показаны течения в октябре для трех экспериментов. В эксперименте 3а реализуется режим сильного пограничного течения (inertial boundary current; Lee, Niiler, 2010), когда мощная струя Восточно-Корейского течения следует сначала вдоль берега, а после отрыва от берега представляет собой инерционный зональный поток. Меандрирование потока, с развитием антициклонической рециркуляции (антициклонической относительной завихренности), позволяет компенсировать увеличение планетарного вихря в струе северного течения и сохранить абсолютную завихренность (сумму планетарной и относительной).
В эксперименте 2 Восточно-Корейское течение в октябре отсутствует (мода Цусимского течения; Lee, Niiler, 2010), а весь поток из западного канала Корейского пролива движется на восток (вторая ветвь Цусимского течения; Юрасов, Яричин, 1991). Вытянутая в меридиональном направлении циклоническая ячейка проникает до 36° с.ш. вдоль корейского берега, где следует южное течение, занимающее три узла сетки (< 0,5°), а течение в северном направлении развивается к востоку от него. В отличие от предыдущего случая, в зоне 35,5-37,0° с.ш. преобладает циклоническая относительная завихренность, особенно сильная вдоль северного фланга восточной струи (рис. 6). В эксперименте 1а Восточно-Корейское течение хорошо развито, но его зона максимальных скоростей отходит от
Рис. 6. Циркуляция ЮЗ части Японского моря в октябре: а — уровень (см); б — относительная завихренность (заливка, 10-5 с-1) и скорость течения (стрелки, см/с) в ВКС. Показан каждый 4-й вектор скорости, масштабный вектор соответствует 50 см/с. Циклоническая завихренность положительна, антициклоническая — отрицательна; нулевая завихренность показана красной линией
Fig. 6. Circulation patterns in the southwestern Japan Sea in October: a — sea level (cm), б — current velocity (cm/s) in the top model layer overlaid upon the relative vorticity (10-5 s-1). Every fourth current vector is shown; scale vector corresponds to 50 cm/s. Cyclonic vorticity is positive, anticyclonic vorticity is negative, and zero contour is red
берега, и между ними также формируется зона циклонической относительной завихренности. Существенным фактором является усиление скорости течения, т.е. нелинейности в теплый период года, вследствие чего в инерционно-вязком западном пограничном слое развивается циклонический подслой, который способствует отходу течения от берега и развитию прибрежной циклонической циркуляции (Каменкович, 1966; Kiss, 2002).
Несмотря на невысокое пространственное разрешение, позволяющее воспроизводить синоптическую динамику лишь частично, и сглаженный характер внешних условий, в численных экспериментах воспроизводится сложная структура западного участка САФ, которая проявляется в полях градиента уровня (см. рис. 4, а). В целом градиенты уровня в зоне САФ увеличиваются, т.е. адвекция вдоль фронта усиливается в течение теплого периода года, в противоположность термическим фронтам на поверхности моря, которые обостряются в холодный сезон — как по данным наблюдений (Никитин, Юрасов, 2007), так и в модельных расчетах. Зона фронта (полоса между крайними зонально протяженными изолиниями градиента уровня) расширяется под воздействием антицик-
лонического вихря ветра и сжимается под воздействием циклонического вихря. Зона фронта наиболее широка (1,50-2,25°) в эксперименте 3а, что объясняется антициклоническим вихрем ветра в теплый период года. В экспериментах 1а и 3б САФ расширяется в октябре до 1,50-1,75° и сохраняется в “раздутом” состоянии в течение осени и зимы, так как приложенным с октября по март полям СЗ ветра свойственен антициклонический вихрь над этим районом. В апреле-мае под воздействием циклонического вихря над западной частью моря, свойственного ЮЗ ветрам, САФ сжимается до 1,00-1,25°, несмотря на продолжающееся возрастание расхода воды в Корейском проливе и усиление адвекции вдоль фронта, и остается сжатым до конца лета. Под воздействием преобладающего циклонического вихря ветра в эксперименте 2 или пониженного расхода воды в Корейском проливе в эксперименте 1б модельный САФ (западный участок) ослаблен и сжат: его ширина не превышает 0,75° в течение всего года.
Неоднородность САФ проявляется даже в помесячно осредненных полях градиента уровня, которые отражают меандрирование и деформацию зоны фронта с несогласованным зональным смещением ее северной и южной границ и линии максимальных градиентов (рис. 4, а). В эксперименте 1б происходит разрыв САФ в районе 131-132° в.д. в феврале, а в эксперименте 2 разрыв сохраняется от февраля до апреля, при этом субарктическая структура вод проникает далеко на юг. Эти результаты показывают недостаточность натурных данных вдоль одного разреза, например вдоль 132 меридиана, для анализа положения и интенсивности САФ. Для этого рекомендуется привлекать данные спутниковой альтиметрии об уровне моря, как это делалось ранее (Choi et al., 2009).
Во всех экспериментах центральный и восточный участки САФ (к востоку от 134° в.д.) не испытывают заметных меридиональных миграций (см. рис. 3, 4, б), как это известно для термических фронтов, регистрируемых по спутниковым данным (Никитин, Юрасов, 2007) и воспроизводилось в наших предыдущих численных экспериментах (Трусенкова, 2007; Trusenkova et al., 2009).
Течения северной части моря
Часть вод Цусимского течения, следующего на северо-восток вдоль берега
о. Хонсю, покидает море через Сангарский пролив, а его продолжение разветвляется в районе к западу от о. Хоккайдо. Северная ветвь Цусимского течения следует далее вдоль берегов о. Хоккайдо и Сахалина, частично уходя в прол. Лаперуза. Другая ветвь поворачивает на запад и следует вдоль северной периферии циклонического круговорота над восточной, наиболее глубокой, частью Японской котловины (рис. 3, 4, б). Теплым водам, переносимым к побережью Приморья, соответствует заглубление поверхностей раздела между слоями в зоне западной ветви Цусимского течения (рис. 5). Адвекция теплых вод на запад в этой зоне подтверждается данными судовых, буйковых и спутниковых наблюдений (Danchenkov et al., 2006). Согласно схеме течений северной части Японского моря (Юрасов, Яричин, 1991), от прибрежного района к югу от зал. Ольги (на 43° с.ш.) расходятся две зоны дивергенции. Одна вытянута на восток и северо-восток к району Цусимского течения, а другая — на юго-запад. Линии дивергенции можно связать с внутренними областями циклонических круговоротов к северу и к югу от 43° с.ш., которые разрываются зоной адвекции теплых вод (см. рис. 3).
Характер модельных течений в этой части моря существенно зависит от ветрового воздействия, а заметных различий при занижении расхода воды в Корейском проливе (эксперимент 1б) не обнаружено. Северная ветвь Цусимского течения, формирующая вдольбереговую зону повышенных градиентов уровня (рис. 4, б), воспроизводится с мая по январь в эксперименте 3а и с мая по август в остальных экспериментах. Наибольшая интенсивность северной ветви в эксперименте 3а объясняется тем, что в теплый период года над районом ветвления
приложен антициклонический вихрь ветра, способствующий ее усилению. Циклонический круговорот вод в этом районе и западная ветвь Цусимского течения наиболее интенсивны в эксперименте 2, в котором циклонический вихрь ветра был приложен в течение почти всего года. Эти звенья циркуляции хорошо выражены в экспериментах 1 и 3б и слабо — в эксперименте 3а (см. рис. 3, 4, б).
Осенью, под воздействием свойственного западным и СЗ ветрам циклонического вихря ветра над районом к северу от 43-44° с.ш., здесь интенсифицируется циклонический круговорот, по южной периферии которого переносятся на восток более холодные воды из СЗ части моря. Холодное восточное и теплое западное течения разделяет только узкая полуградусная зона. На течения ВКС в холодный период года существенное влияние оказывает экмановский дрейф, усиливающий южную составляющую скорости. (Отметим, что вследствие интегрирования исходных уравнений в пределах каждого слоя в ВКС приложена скорость интегрального экмановского потока, направленная под углом 90° вправо от ветра.) Взаимодействие различных звеньев циркуляции изменяет термический режим этой части моря и Татарского пролива. Связь адвекции тепла Цусимским течением с термическим режимом Татарского пролива была показана путем диагностических расчетов течений по данным океанографических наблюдений (Budaeva et al., 2002).
Циркуляция в северной части моря, включая глубоководную часть Татарского пролива, представлена на рис. 7 полями уровня и течениями в ВКС в сентябре. Цусимское течение следует на расстоянии около 1° от берега о. Хоккайдо, что также проявляется в градиентах уровня (см. рис. 4, б). В эксперименте 3а течение подходит к берегу на 42,5° с.ш. и следует далее на север, отделяя только очень слабую западную ветвь. Несмотря на существенную составляющую экмановского дрейфа, между 43 и 44° с.ш. прослеживается восточная струя, которая сливается с Цусимским течением, усиливая северный вдольбереговой поток (рис. 7). После прохождения прол. Лаперуза, через который часть потока покидает море, течение снова отходит от берега на 47° с.ш. с развитием циклонического вихря (центральной части циклонического круговорота) к западу и антициклонического вихря к востоку от струи (рис. 7). У берега по восточной периферии антициклонического вихря следует в южном направлении Западно-Сахалинское течение, которое занимает 2-4 узла сетки (0,25-0,50°). Западно-Сахалинское течение наиболее интенсивно летом и осенью (Будаева и др., 1981), а точнее — в августе-октябре (Шевченко, Частиков, 2008), и воспроизводится моделью только в эти месяцы, что можно объяснить недостаточным горизонтальным разрешением. Западно-Сахалинское течение наиболее интенсивно в эксперименте 3а, в котором сильна северная ветвь Цусимского течения. Это обстоятельство, а также интенсификация в конце теплого периода года, когда пикноклин наиболее развит, свидетельствует о барок-линной природе Западно-Сахалинского течения.
В экспериментах 1 и 2 струя Цусимского течения после прохождения Сан-гарского пролива разделяется на три ветви (рис. 7 — для эксперимента 1а). Восточная часть потока антициклонически меандрирует с развитием вихря и вдольберегового противотечения, хорошо развита западная ветвь, а центральная ветвь, также антициклонически меандрируя, следует на север и сливается с восточным течением на 44° с.ш. При этом происходит разрыв вдольберегового северного течения, которому соответствует зона пониженных градиентов уровня осенью и зимой (см. рис. 4, б). Вдольбереговое течение к северу от разрыва питается в основном водами холодного восточного течения (рис. 7). Таким образом, ослабление северной ветви Цусимского течения в Татарском проливе от весны к осени (Шевченко, Частиков, 2008) можно объяснить, по крайней мере частично, изменениями циркуляции в более южном районе: перераспределением расхода в пользу западной ветви и адвекцией холодных вод с запада, связанными с изменчивостью ветра.
Эксперимент 1а Эксперимент За
Рис. 7. Циркуляция северо-восточной части Японского моря в сентябре: а — уровень (см), б — скорость течения (см/с) в ВКС. Дополнительные изолинии показаны пунктиром. Показан каждый 4-й вектор скорости, масштабный вектор соответствует 20 см/с
Fig. 7. Circulation patterns in the northeastern Japan Sea in September: a — sea level (cm), б — current velocity (cm/s) in the top model layer. Every fourth current vector is shown; scale vector corresponds to 20 cm/s
Заключение
Исследование особенностей циркуляции вод Японского моря под различным ветровым и термическим воздействием позволило получить следующие основные результаты.
В западной части Японского моря под воздействием антициклонического вихря ветра и при увеличении расхода воды в Корейском проливе усиливаются Восточно-Корейское течение и связанная с ним антициклоническая рециркуляция, западный участок САФ занимает северное положение, а кросс-фронтальный градиент уровня возрастает. Напротив, под воздействием циклонического вихря ветра и при уменьшении расхода поток, входящий в западный канал Корейского пролива, отклоняется на восток, в СЗ части моря усиливается циклонический круговорот, а САФ ослаблен и занимает южное положение. Вследствие значи-
тельной изменчивости вдоль западного участка САФ, воспроизводимой моделью несмотря на относительно невысокое пространственное разрешение, выводы о его состоянии, основанные на ограниченных натурных данных, например только одном меридиональном разрезе, могут оказаться неточными.
Течения северной части Японского моря существенно зависят от распределения вихря ветра, а изменений при занижении расхода в Корейском проливе не обнаружено. Бифуркация Цусимского течения в районе к западу от о. Хоккайдо и перераспределение его расхода в пользу северной или западной ветвей под воздействием антициклонического или циклонического вихря ветра усиливают адвекцию тепла соответственно в Татарский пролив или к берегам Приморья. Осенью над северной частью моря преобладает циклонический вихрь ветра (Тру-сенкова, 2011), который усиливает здесь циклонический круговорот и адвекцию холодных вод с запада на восток по его южной периферии. Эти процессы приводят к уменьшению адвекции тепла Цусимским течением; ослабление Цусимского течения в Татарском проливе осенью отмечено по данным наблюдений (Шевченко, Частиков, 2008). Межгодовые изменения адвекции теплых вод Цусимским течением существенно влияют на термический режим Татарского пролива (Budaeva et al., 2002), а результаты нашей работы указывают на возможную связь с изменчивостью ветра.
В проведенных экспериментах существенные различия циркуляции наблюдаются в те месяцы, когда были приложены поля ветра со сходным пространственным распределением вихря. Трехмерное поле плотности и градиентные течения трансформируются в течение длительного времени, что и обусловливает хорошо известную “память” океана. Этим объясняются, в частности, различия структуры западного участка САФ зимой, несмотря на то что почти во всех случаях были приложены СЗ ветра. Таким образом, режим САФ существенно зависит от характера ветра в теплый период года. Бароклинность оказывается существенным фактором даже в северной части моря, где пикноклин тонок. Северная ветвь Цусимского течения интенсивна в течение всего года, если в теплый период года приложен антициклонический вихрь ветра. Бароклинную природу имеет Западно-Сахалинское течение, которое является противотечением Цусимского и интенсифицируется в конце теплого периода года (Шевченко, Частиков, 2008), когда пикноклин наиболее развит.
Автор благодарит сотрудников Морского гидрофизического института НАНУ Украины (г. Севастополь) Н.Б. Шапиро и Э.Н. Михайлову за предоставленную программу модели и многочисленные консультации.
Список литературы
Будаева В.Д., Макаров В.Г., Булгаков С.И. Циркуляция вод в Татарском проливе и ее сезонная изменчивость // Тр. ДВНИГМИ. — 1981. — Вып. 83. — С. 35-43.
Каменкович В.М. К теории инерционно-вязкого пограничного слоя в двумерной модели океанических течений // Изв. АН СССР. ФАО. — 1966. — Т. 11, № 12. — С. 1274-1294.
Никитин А.А., Лобанов В.Б., Данченков М.А. Возможные пути переноса теплых субтропических вод в район Дальневосточного морского заповедника // Изв. ТИН-РО. — 2002. — Т. 131. — С. 41-53.
Никитин А.А., Юрасов Г.И. Поверхностные термические фронты в Японском море // Изв. ТИНРО. — 2007. — Т. 148. — С. 41-53.
Островский А.Г., Фукудоме К., Юн Дж.-Х., Такикава Т. Изменчивость водообмена через Корейский (Цусимский) пролив по данным измерений судовым акустическим доплеровским профилографом течений в 1997-2007 гг. // Океанол. — 2009. — № 3. — С. 368-380.
Трусенкова О.О. Многомерный статистический анализ спутниковых полей напряжения и завихренности ветра в районе Японского моря // Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса. — 2011. — Т. 8, № 2. — С. 111-120.
Трусенкова О.О. Сезонные и межгодовые изменения циркуляции вод Японского моря // Дальневосточные моря. Т. 1 : Океанологические исследования. — М. : Наука, 2007. — С. 280-306.
Трусенкова О.О., Станичный С.С., Ратнер Ю.Б. Основные моды изменчивости и типовые поля ветра над Японским морем и прилегающими районами суши // Изв. АН СССР. ФАО. — 2007. — Т. 43, № 5. — С. 688-703.
Шапиро Н.Б. Формирование циркуляции в квазиизопикнической модели Черного моря с учетом стохастичности напряжения ветра // Мор. гидрофиз. журн. — 1998. — № 6. — С. 26-40.
Шевченко Г.В., Частиков В.Н. Сезонные и межгодовые вариации океанологических условий в южной части Татарского пролива // Метеорол. и гидрол. — 2008. — № 3. — С. 65-78.
Юрасов Г.И., Яричин В.Г. Течения Японского моря : монография. — Владивосток : ДВО РАН, 1991. — 176 с.
Якунин Л.П., Дударев О.В., Боцул А.И. и др. О влиянии гидрометеорологических факторов на распределение взвешенного стока р. Амур в охотоморской части эстуария // Тем. вып. ДВНИГМИ. — Владивосток : Дальнаука, 2000. — № 3. — С. 139-149.
Budaeva V.D., Makarov V.G., Tunegolovets V.P. Interannual variability of water regime in the Tatar Strait // PICES. 11th Annual Meeting : abstracts. — Qingdao, 2002. — P. 114-115.
Chang K.I., Teague W.J., Lyu S.J. et al. Circulation and currents in the southwestern East/Japan Sea: Overview and review // Progress in Oceanography. — 2004. — Vol. 61. — Р. 105-156.
Choi D.-J., Haidvogel D.B. and Cho Y.-K. Interannual variation of the Polar Front in the Japan/East Sea from summertime hydrography and sea level data // J. Mar. Sys. — 2009. — Vol. 78. — Р. 351-362.
Danchenkov М.А., Lobanov V.B., Riser S.C. et al. A history of physical oceanographic research in the Japan/East Sea // Oceanography. — 2006. — Vol. 19, № 3. — P. 18-31.
Kim T.-K., Yoon J.-H. Seasonal variation of upper layer circulation in the Northern part of the East/japan Sea // Continental shelf research. — 2010. — Vol. 30, № 12. — P. 1283-1301.
Kiss A.E. Potential vorticity “crises”, adverse pressure gradients, and western boundary current separation // J. Mar. Res. — 2002. — Vol. 60. — P. 779-803.
Lee D.-K., Niiler P. Eddies in the southwestern East/Japan Sea // Deep-Sea Res.
I. — 2010. — Vol. 57. — P. 1233-1242.
Lee D.-K., Niiler P.P. The energetic surface circulation patterns of the Japan/East Sea // Deep-Sea Res. II. — 2005. — Vol. 52, № 11-13. — P. 1547-1563.
Morimoto A., Yanagi T. Variability of sea surface circulation in the Japan Sea // J. Oceanogr. — 2001. — Vol. 57, № 1. — Р. 1-13.
Trusenkova O., Kaplunenko D., Gulenko T. et al. Sea level variability in the Japan/East Sea, estimated from AVISO altimetry // Pacific Oceanography. — 2010. — Vol. 5, № 1. — P. 30-42.
Trusenkova O.O., Nikitin A.A., Lobanov V.B. Circulation features in the Japan/ East Sea related to statistically obtained wind patterns in the warm season // J. Mar. Sys. — 2009. — Vol. 78, № 2. — Р. 214-225.
Yoon J.-H., Kim Y.-J. Review on the seasonal variation of the surface circulation in the Japan/East Sea // J. Mar. Sys. — 2009. — Vol. 78, № 2. — Р. 226-236.
Поступила в редакцию 28.03.12 г.
