CC BY
18
Термогидродинамика океана
УДК 551.465 (267)
А.Б. Полонский, А.В. Торбинский
Скорость распространения температурных аномалий в тропической зоне Индийского океана
Описана пространственно-временная структура крупномасштабных термических аномалий верхнего слоя тропической зоны Индийского океана и исследован механизм их формирования. Показано, что в центральной части экваториальной зоны Индийского океана между 9° и 12° ю.ш. возможно образование критического слоя, в котором фазовые скорости распространения возмущений совпадают со средней скоростью зонального течения. В этом слое возможно формирование растущих возмущений за счет баротропно-бароклинной неустойчивости системы зональных течений.
Введение. Циркуляция и адвективные переносы тепла в Индийском океане характеризуются ярко выраженными особенностями по сравнению с Тихим океаном и Атлантикой. Азиатский континент блокирует океан с севера таким образом, что адвективные потоки не могут выносить тепло, накопленное в тропической зоне, в высокие широты Северного полушария, как это происходит в Атлантическом и Тихом океанах. Индийский океан также получает добавочное тепло из Тихого океана через индонезийские проливы [1]. Таким образом, Индийский океан является одним из основных источников, снабжающих теплом южную часть Атлантического океана. Поэтому процессы перераспределения тепла внутри экваториально-тропической зоны Индийского океана представляют не только региональный интерес [2]. Влияние процессов в этой зоне Индийского океана на изменения теплообмена с атмосферой на межгодовом масштабе и вариации регионального климата происходит главным образом за счет Индоокеанского диполя, в поддержании которого важнейшую роль играют адвективные переносы тепла в океане. Действительно, Индоокеанский диполь - основная межгодовая мода в системе океан - атмосфера экваториально-тропической части Индийского океана. Ее пространственно-временные масштабы обычно связывают с характеристиками волн Россби, генерируемых в восточной части Индийского океана на 5 -10° ю.ш. и распространяющихся на запад со скоростью ~ 10 см/с, возрастающей по направлению к экватору [3]. Именно такая фазовая скорость и соответствующие зональные размеры Индийского океана отвечают за формирование межгодовой изменчивости характеристик системы океан - атмосфера в этом регионе Мирового океана [4].
При изменении фазовой скорости волн Россби следует ожидать изменения типичного периода Индоокеанского диполя. Одной из главных причин, определяющих скорость волн Россби на данной широте, является наличие среднего зонального течения. В работе [5] показано, что в
© А.Б. Полонский, А.В. Торбинский, 2009 ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2
3
окрестности 7 - 8° ю .ш. фазовая скорость распространения возмущения в поле теплозапаса с востока на запад уменьшается, что объясняется авто -рами влиянием на характеристики волн зональных течений. В настоящей работе это предположение проверяется с использованием более полных данных наблюдений в экваториально-тропической зоне Индийского океана. Будет показано, что между 9° и 12° ю.ш. возможно образова -ние критического слоя, в котором фазовые скорости распространения термических возмущений совпадают со средней скоростью зонального течения.
Характеристика использованного материала. Методика обработки . В работе использованы данные ХВТ-наблюдений за 1968 - 2005 гг. для области экваториально-тропической зоны Индийского океана, ограниченной координатами 0 - 10° ю. ш., 40 - 100° в. д. Всего в этом ре -гионе за приведенный период времени было выполнено 32023 ХВТ-зондирований.
Для дальнейшего анализа регион был разбит на двухградусные квад -раты, для каждого из которых проведен расчет количества зондирований. Результаты расчетов представлены в табл. 1. ХВТ-данные в областях с наибольшим количеством измерений (рис. 1), охватывающих все сезоны и достаточных для надежной оценки среднегодовых величин теплозапаса и зональных геострофических течений, привлекались с целью:
- расчета фазовых сдвигов между значениями изменчивости терми -ческих характеристик верхнего слоя в различных частях экваториально -тропической зоны Индийского океана;
- оценки фазовой скорости распространения возмущений в зональ -ном направлении (использовались только те данные, которые охватывали большую часть года, что позволило отфильтровать сезонную изменчи-вость);
- расчета зональных среднемноголетних геострофических течений.
400 50° 60° 70° В.Д
Р и с. 1. Пространственное распределение ХВТ-станций в экваториальной зоне Индийского океана в 1968 - 2005 гг. Квадраты, выбранные для оценки фазовой скорости распространения возмущений в зональном направлении, выделены белыми рамками
4
^М 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн, 2009, № 2
и >
о
Оо
¿1
Оо
-и
я
►Й-а с
■о-
3
Ьо
о 42
£ Ьо
Таблица 1
Количество ЛВГ-измерснин на разрезе 0° ю.ш. - 10° е.ш., 40 - 100° в.д. в 1968 - 2005 гг.
°в.д.
40-42. 42 - 44. 44-46, 46 - 48, 48 - 50. 50- 52, 52 - 54, 54 - 56, 56 - 58. 58 - 60, 60 - 62. 62 - 64, 64 - 66. 66 - 68, 68 - 70,
70 - 72 72-74 74-76 76-78 78-80 80-82 82-84 84-86 86-88 88-90 90-92 92 - 94 94-96 96-98 98-100
0-2 58. 210 884. 176 388. т 282, 132 780, 48 222. 184 542, 340 632, 466 182, 184 1 14. 46 156. 86 156. 1 18 114, 58 192. 34 696. 2
2-4 940. 486 406, 478 238, 164 340, 44 258. 112 268, 320 448, 362 722, 156 148, 52 144, 64 152. 82 178. 40 122, 54 144. 54 174, 54
4-6 500. 202 198, 430 226. 678 336, 166 166, 350 274. 228 424, 30 266, 42 164. ПО 156. 32 200. 38 172. 54 222, 84 116. 42 214, 40
6-8 144, 128, 246. 122. 116. 238. 372, 548. 168, 212. 166. 86, 66. 126, 124.
404 1072 380 862 206 10 14 24 60 134 30 78 46 54 68
8- 10 152. 216 102, 490 212. 282 122, 54 186. 482 146. 208 230. 20 642. 16 156. 60 130. 84 24, 130 57. 76 40, 32 60. 32 116, 74
Примем а и и е. Значения для квадратов, выбранных при исследовании фазовых сдвигов, выделены.
Для этого в выбранных квадратах по данным каждого конкретного зондирования вычислялась средняя температура 300-метрового слоя для каждого месяца, затем проводилось осреднение по сезонам и только потом путем осреднения среднесезонных величин рассчитывалось среднемного-летнее значение температуры за год (Tсред). Такая процедура позволила избежать искажения среднегодовых величин, возникающего при простом осреднении всех данных, неравномерно распределенных по сезонам. Далее по формуле Q = рСРТсредк рассчитывался теплозапас этого слоя. Здесь
pСP = 1г • кал/см3 • град (р - плотность морской воды, СР - удельная теплоемкость при постоянном давлении), к - глубина, равная 300 м. Слой такой толщины в Индийском океане является деятельным, т.к. ниже этой глубины уровень сезонного сигнала существенно снижается [6].
Для расчета фазовых скоростей распространения возмущений в зональном направлении выполнялась оценка взаимных спектров изменения теплозапаса в центральной и восточной частях региона. Взаимный спектр, или кросс-спектр, рассчитывается для пары стационарных временных рядов и характеризует их взаимодействие на различных частотах. Кросс-спектральный анализ определяет наличие или отсутствие существенных гармонических составляющих в исследуемых рядах и оценку тесноты связи между ними. В результате проведенного анализа для каждого из выбранных регионов получены средние значения теплозапаса <Q>, стандартные отклонения от этой величины 5Q, основные энергонесущие периоды индивидуальных спектров 1 и следующие характеристики кросс-спектров:
- период взаимного спектра (Т), на котором концентрируется основная энергия флуктуаций. В нашем случае принималось, что это значение не должно отличаться от величин 1 для индивидуальных спектров более чем на 30%;
- аргумент взаимного спектра, он же фаза (/). Положительное значение этой величины соответствует распространению сигнала с востока на запад;
- когерентность (к), являющаяся показателем тесноты связи между гармоническими составляющими рядов на соответствующих частотах. Она интерпретируется как квадрат коэффициента корреляции, ее значения изменяются в интервале 0 - 1.
Спектр кросс-фазы есть разность фаз соответствующих гармоник Фурье-разложения двух последовательностей А1 и А2 для каждой из частот спектра. Если у двух коррелированных сигналов А1 и А2 есть задержка во времени, то один запаздывает относительно другого на время А??. Определив кросс-фазу и период взаимного спектра Т, можно получить сдвиг фаз А? между значениями изменчивости термических характеристик верхнего слоя в различных частях экваториально-тропической зоны Индийского океана:
/Т А? = ——.
360°
6
ШБМ 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2
Зная эту задержку и расстояние между источниками сигнала Ах, получим фазовую скорость распространения аномалий по формуле
фаз А?
Значения фазовых скоростей распространения возмущений в зональном направлении южнее 10° ю.ш. были оценены по изменению теплозапа-са на разрезах вдоль кругов широты за весь анализируемый период и для Эль-Ниньо 1997 - 1998 гг.
Для расчетов среднемноголетних значений геострофических скоростей привлекались ХВТ-данные, выполненные в слое 0 - 500 м на разрезе с координатами 2 - 14° ю.ш., 72 - 74° в.д. в 1968 - 2005 гг. Вычисления проводились при помощи динамического метода. Его суть состоит в расчете по динамическим высотам скоростей течений относительно некой отсчетной поверхности, скорость на которой полагается равной нулю. В данном случае за нулевую поверхность принимался горизонт 500 м.
Стоит отметить, что при расчете геострофических скоростей значение солености (5) принималось постоянным. Это обусловлено тем, что ее распределение по глубине наблюдается на значительно меньшем числе станций, а влияние на поле плотности менее существенно по сравнению с полем температуры. Для оценки погрешности, возникающей при использовании этого предположения, выбрано несколько ХВТ-разрезов в анализируемом регионе (вдоль 80° в.д., между 5° и 9° ю.ш., 1995 г.) и по ним рассчитаны геострофические скорости с учетом и без учета солености. Значения солености взяты из СТО-наблюдений в этой области. Оказалось, что пренебрежение изменениями солености приводит к завышению геострофической скорости на 1 - 3 см/с. Такие скорости типичны для зональных течений экваториально-тропической зоны Индийского океана на глубине 500 м между 5° и 9° ю.ш. [6]. Таким образом, завышение геострофической скорости за счет пренебрежения вариациями в поле солености в значительной степени компенсирует ее занижение за счет привлечения стандартного предположения о равенстве нулю скорости течений на нулевой поверхности.
При расчетах по приведенной выше методике и анализе было использовано 6928 ХВТ-зондирований, выбранных из всего массива с учетом указанных критериев.
Результаты и их обсуждение. В табл. 2 представлены результаты анализа взаимных спектров изменений теплозапаса в центральной и восточной частях экваториальной зоны Индийского океана для различных широт к югу от экватора. Полученные в ходе расчетов значения основных энергонесущих периодов взаимных спектров изменения теплозапаса приходятся на интервал 2,2 - 3,8 года. Эта величина соответствует периоду флуктуаций индекса Индоокеанского диполя, что подтверждает его основную роль в формировании аномалий температуры в экваториально-тропической зоне Индийского океана. Поскольку динамика океана в этой зоне «навязывает» системе океан - атмосфера основной временной масштаб явления (с типичными периодами в несколько лет), это должно приводить к значимому атмосферному отклику. Причем пространственно-
0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2 7
временные характеристики изменчивости системы океан - атмосфера зависят от скорости распространения в зональном направлении аномалий верхнего слоя океана.
Т а б л и ц а 2
Анализ временных рядов и взаимных спектров изменений теплозапаса
° в.д., <я>, Периодограмма Кросс-спектр Ах Аи, Рфаз,
° ю.ш. ккал/см2 ккал/см2 ^ год т, год г к градус км год м/с
40 - 42, 2 - 4; 72 - 74, 2 - 4 640 20 3,70
662 14 3,09 3,84 146 0,80 32 3552 1,56 0,07
40 - 42, 4 - 6; 74 - 76, 4 - 6 641 16 3,00
636 17 2,42 2,73 151 0,71 34 3774 1,15 0,10
54 - 56, 6 - 8; 72 - 74, 6 - 8 608 21 3,40
624 24 2,14 2,20 176 0,30 18 1998 1,08 0,06
54 - 56, 8 - 10; 72 - 74, 8 - 10 605 17 2,46
612 27 2,90 2,73 77 0,62 18 1998 0,58 0,11
81, 10 - 11; 106, 10 - 11 495 23 2,25
512 12 - 3,20 146 0,66 25 2775 1,30 0,07
86, 14 - 15; 108, 14 - 15 552 23 -
550 10 2,25 3,20 93 0,67 22 2442 0,83 0,07
Отрицательные значения фазовой скорости на рис. 2 соответствуют направлению распространения аномалий теплозапаса с востока на запад. С удалением от экватора фазовая скорость распространения возмущений в зональном направлении увеличивается до 10 см/с (на 5° ю.ш.), затем убывает до 6 см/с (на 7° ю.ш.), вслед за этим вновь виден ее рост. Она достигает своего максимального значения 11 см/с на 8 - 10° ю.ш., а потом монотонно уменьшается до 7 см/с на 14 - 15° ю.ш. Причем результаты спектрального анализа мало отличаются от оценок, полученных в работе [5] по сдвигу фаз между изменениями теплозапаса на двух разрезах для Эль-Ниньо 1997 - 1998 гг. Для уточнения фазовой скорости распространения возмущений в зональном направлении, оцененных в [5] по изменению теплозапаса на разрезах вдоль кругов широты в период ЭН 1997 - 1998 гг., значения фазовых скоростей были пересчитаны с использованием анализа взаимных спектров изменений теплозапаса в центральной и восточной частях региона к югу от экватора по более полному массиву данных. Оказалось, что это уточнение не превышает 10 %.
8
0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2
Р и с. 2. Изменение фазовой скорости распространения возмущений в зональном направлении, оцененной по изменению теплозапаса на разрезах вдоль кругов широты в период Эль-Ниньо 1997 - 1998 гг. (кривая с квадратами, квадраты - точки измерений); значения фазовых скоростей, полученных из анализа взаимных спектров изменений теплозапаса в центральной и восточной частях региона к югу от экватора (кривая с треугольниками); изменение геострофических скоростей вдоль меридиана для различных глубин (штрихпунктирные кривые)
Поскольку временное разрешение в один год недостаточно высокое, чтобы с уверенностью делать вывод о величине фазовой скорости, определенной по измерениям в квадратах, расположенных на относительно небольшом (по сравнению с типичной длиной планетарных волн) расстоянии, нами были повторены те же вычисления, но по среднесезонным величинам теплозапаса. Они дали результаты, близкие к описанным выше (для области анализируемых периодов). Однако в силу большой зашумленности среднесезонных величин теплозапаса по сравнению со среднегодовыми анализировались данные, полученные по среднегодовым величинам. Таким образом, полученные оценки фазовой скорости распространения аномалий теплозапаса можно признать удовлетворительными.
Фазовые скорости распространения возмущений в поле теплозапаса, полученные для экваториальной зоны Индийского океана (2 - 9° ю.ш.), скорее всего, не связаны непосредственно с экваториально-захваченными бароклинными волнами Россби и смешанными Россби-инерционными волнами (или волнами Янаи), т.к. последние характеризуются на порядок большими фазовыми скоростями, чем бароклинные волны Россби в субтропиках и средних широтах. Скорости бароклинных экваториально-захваченных волн Россби достигают десятков сантиметров в секунду. В работе [5] сделан вывод, что, вероятнее всего, распространение выделенного сигнала в зональном направлении с востока на запад определяется аномальным переносом тепла зональными экваториальными течениями.
0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2
9
Средние значения геострофических скоростей (V), рассчитанные по ХВТ-данным, полученным на разрезе с координатами 2 - 14° ю.ш., 72 - 74° в.д. в 1968 - 2005 гг. для слоя 350 м относительно 500 м, представлены на рис. 3. Видно, что геострофическая скорость восточных течений уменьшается от 2° к 8° ю.ш., а южнее этой широты и вовсе меняет направление на западное. Такая структура зональных течений типична для экваториально-тропической зоны Индийского океана [6].
Р и с. 3. Средние значения геострофической скорости V на меридиональном разрезе по 73° в. д.
Следует заметить, что хотя величина геострофической скорости и не является абсолютной, даже с учетом погрешности расчета в 1-2 см/с явно видно, что между 9° и 12° ю.ш. формируется критический слой, в котором фазовая скорость планетарных волн совпадает со скоростью среднего течения. Причем отмечается тенденция уменьшения глубины залегания критического слоя при приближении к экватору (рис. 2), что является следствием сдвига геострофической скорости по горизонтали и вертикали. Такой сдвиг может приводить к развитию баротропно-бароклинной неустойчивости.
В критическом слое волновая энергия свободных нейтральных планетарных волн поглощается. Возможна, впрочем, другая интерпретация в рамках волновой теории. В критическом слое за счет баротропно-бароклинной неустойчивости могут генерироваться растущие возмущения, проявляющиеся в виде планетарных бароклинных волн. С другой стороны, распространение крупномасштабных возмущений в поле температуры (теплозапаса) в анализируемой области Мирового океана может вообще иметь неволновое происхождение [6]. Для того чтобы определить, какая из интерпретаций лучше соответствует экспериментальным данным, необходимо сопоставить вычис-10 ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2
ленные фазовые скорости со скоростями нейтральных и растущих возмущений (планетарных бароклинных волн).
Выводы. Подводя итог проведенному анализу, можно констатировать следующее:
- подтверждается влияние Индоокеанского диполя на температурные характеристики верхнего слоя экваториальной зоны Индийского океана. В частности, это проявляется в том, что значения основных энергонесущих периодов на взаимных спектрах изменения теплозапаса в центральной и восточной частях региона соответствуют временному масштабу флуктуаций индекса Индоокеанского диполя;
- величины фазовых скоростей распространения аномалий теплозапаса имеют порядок 10 см/с, что намного меньше скорости экваториально-захваченных бароклинных волн Россби и Янаи. Полученная оценка согласуется с оценками скорости переноса термических аномалий верхнего слоя экваториальной зоны Индийского океана Южным Пассатным течением;
- между 9° и 12° ю.ш., возможно, формируется критический слой, в котором фазовая скорость планетарных волн совпадает со скоростью среднего течения. Причем отмечается тенденция к уменьшению глубины залегания критического слоя при приближении к экватору. В этом слое за счет баро-тропно-бароклинной неустойчивости, скорее всего, формируются растущие возмущения.
В заключение выражаем признательность рецензенту за конструктивную критику первого варианта статьи, позволившую улучшить ее содержание.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Schiller A., Meyers G. Seasonal near-surface dynamics and thermodynamics of the Indian Ocean and Indonesian Throughflow in a Global Ocean General Circulation Model // J. Phys. Oceanogr. -1998. - 28. - P. 2288 - 2312.
2. Meyers G., Boscolo R. The Indian Ocean Observing System (IndOOS) // Clivar Exch. - 2006. -11, № 4. - P. 2 - 8.
3. Suryachandra A., Masumoto A., Yamagata T. Interannual variability in the subsurface Indian Ocean with a special emphasis on the Indian Ocean Dipole // Deep-Sea Res.-II. - 2001. - 4. -P. 1549 - 1572.
4. Suryachandra A., Behera S.K., Yamagata T. Subsurface interannual variability associated with the Indian Ocean Dipole // Clivar Exch. - 2002. - 7.- P.11 - 13.
5. Полонский А.Б., Торбинский А.В., Мейерс Г. Межгодовая изменчивость теплозапаса верхнего слоя экваториальной зоны Индийского океана и индоокеанский диполь // Морской гидрофизический журнал. - 2007. - №3. - С. 15 - 27.
6. Бубнов В.А. Циркуляция экваториальных вод Мирового океана // Л.: Гидрометеоиздат, 1990. - С. 116 - 173.
Морской гидрофизический институт НАН Украины, Материал поступил
Севастополь в редакцию 09.10.07
После доработки 26.11.07
ABSTRACT Spatial-temporal structure of large-scale thermal anomalies of the upper layer of the Indian Ocean tropical area is described; and the mechanism of their formation is studied. It is shown that in the central part of the equatorial area of the Indian Ocean (between 9° and 12°S), formation of the critical layer where the phase velocities of disturbances' propagation coincide with the average velocity of the zonal current is possible. In this layer formation of the growing disturbances is very likely due to barotropic-baroclinic instability of the system of zonal currents.
ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2009, № 2
11
