CC BY
230
2013
Известия ТИНРО
Том 173
УДК 551.465.45(265.54) В.А. Дубина1, П.А. Файман2, В.И. Пономарев1*
1 Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН, 690041, г. Владивосток, ул. Балтийская, 43;
2 Дальневосточный научно-исследовательский гидрометеорологический институт, 690990, г. Владивосток, ул. Фонтанная, 24
вихревая структура течений в заливе ПЕТРА великого
На спутниковых изображениях зал. Петра Великого высокого (< 50 м) и среднего (100-250 м) пространственного разрешения в видимом, инфракрасном и микроволновом диапазонах регулярно наблюдаются вихревые структуры с горизонтальными масштабами 1-50 км. Вихри наблюдаются при слабом ветре (менее 4 м/с) в полях плавучего льда, температуры поверхности, цвета и шероховатости морской воды. Разномасштабные вихри зарегистрированы на всей акватории залива и во все сезоны. Подавляющее большинство вихрей имеет циклоническую завихренность и спиральную структуру. Наибольший циклонический вихрь диаметром до 40 км образуется в открытой части залива возле о. Большой Пелис. Совместный анализ спутниковых изображений и результатов численного гидродинамического моделирования позволяет предположить, что циклонические вихри с горизонтальным масштабом 15-40 км образуются в системе дрейфово-градиентных течений под влиянием нелинейных гидродинамических процессов, связанных с неоднородностями батиметрии и береговой черты в заливе.
ключевые слова: залив Петра Великого, спутниковые изображения, РСА, Landsat MODIS, субмезомасштабные вихри, течения, численное гидродинамическое моделирование.
Dubina V.A., Fayman P.A., Ponomarev V.I. Vortex structure of currents in Peter the Great Bay // Izv. TINRO. — 2013. — Vol. 173. — P. 247-258.
Submesoscale eddies with horizontal scale from 1 to 50 km could be seen in Peter the Great Bay in all seasons on satellite images of high (< 50 m) and medium (100-250 m) resolution in visible, infrared, and microwave bands, both in the fields of floating ice, SST, water color, and sea surface roughness, usually in calm conditions (wind < 4 m/s). Most of them are cyclonic ones with spiral structure. The largest cyclonic eddy with diameter up to 40 km is observed usually on the external shelf at Bolshoy Pelis Island. It belongs to a vast system of interactive submesoscale cyclonic eddies and currents with long-living patterns of synoptic scale. Joint analysis of satellite images and results of numerical modeling allows to conclude that the submesoscale cyclonic eddies are formed in drift-gradient currents by nonlinear hydrodynamic processes generated under inhomogeneity of water density, bottom topography and coastline.
Key words: Peter the Great Bay, satellite image, SAR, Landsat, MODiS, submesoscale eddy, current, hydrodynamic numerical modeling.
* Дубина Вячеслав Анатольевич, кандидат географических наук, старший научный сотрудник, e-mail: dubina@poi.dvo.ru; Файман Павел Аркадьевич, научный сотрудник, e-mail: pavel-fayman@yandex.ru; Пономарев Владимир Иванович, кандидат физико-математических наук, ведущий научный сотрудник, e-mail: pvi711@yandex.ru.
Dubina Vyacheslav A., Ph.D., senior researcher, e-mail: dubina@poi.dvo.ru; Fayman Pavel A., reseracher, e-mail: pavel-fayman@yandex.ru; Ponomarev Vladimir I., Ph.D., leading researcher, e-mail: pvi711@yandex.ru.
В последнее десятилетие резко возрос интерес к субмезомасштабной (в отечественной литературе — «мезомасштабной») динамике океана. В англоязычной литературе под субмезомасштабными подразумеваются явления с горизонтальными размерами от 100 м до 10 км, вертикальными — порядка 10 м и временем жизни от нескольких часов до нескольких суток (Thomas et al., 2008). В нашей стране принято относить к мезомасштабным неоднородности в океане с горизонтальными размерами больше глубины океана и меньше бароклинного радиуса деформации Россби (Иванов и др., 1986). Процессы таких пространственных и временных масштабов имеют различную природу и зарегистрированы во всей толще океана (Монин, 1995). Наибольшее внимание уделяется субмезомасштабным динамическим явлениям в верхнем квазиоднородном слое, в первую очередь вихревым и фронтальным структурам. Значимость субмезо-масштабной динамики в общей циркуляции океана определяется тем, что в явлениях такого масштаба вертикальные скорости течений на порядок выше, чем в синоптических (Thomas et al., 2008), поэтому субмезомасштабные процессы рассматриваются как основной механизм переноса энергии и вещества в верхнем однородном слое океана.
Наибольший интерес вызывают субмезомасштабные спиральные вихри. Первые известные нам измерения характеристик спиральных вихрей были сделаны с применением инструментальных методов авианаблюдений (Коновалова, Лагутин, 1968; Горбунов, Лосев, 1978). Последние 20 лет основным средством изучения спиральных вихрей являются спутниковые радиолокационные станции с синтезированной апертурой (РСА) (DiGiacomo, Holt, 2001; Митягина, Лаврова, 2009). Результаты анализа более 2000 РСА-изображений Балтийского, Чёрного и Каспийского морей показали, что 98 % вихрей являются циклоническими, 99 % вихрей имеют размер 1-20 км, а характерный горизонтальный масштаб вихрей пропорционален бароклинному радиусу деформации Россби (соответственно 1-10, 12-20, 3-22 км для указанных морей) (Каримова, 2012).
Одним из первых обобщений дистанционных наблюдений за спиральными вихрями можно считать работу А.И. Гинзбург (1992), которая была позже проиллюстрирована РСА-изображениями (Ivanov, Ginzburg, 2002). А.И. Гинзбург (1992) выделила 7 типов нестационарных вихрей в океане и отметила, что большинству из них присущи широкий спектр пространственных масштабов, спиралевидная форма и баротропная (сдвиговая) природа.
В работах Munk с соавторами (2000) и Eldevik, Dysthe (2002) причиной образования спиральных вихрей называются соответственно сдвиговая (баротропная) и бароклинная неустойчивости. В недавней статье Г.С. Голицына (2012) приводятся доводы в пользу конвективного происхождения спиральных вихрей.
Цель настоящей работы — представить результаты исследования вихревой динамики вод зал. Петра Великого с использованием спутниковых мультисенсорных данных высокого (< 50 м) и среднего (100-250 м) пространственного разрешения.
Материалы и методы
Для анализа вихревой структуры течений в зал. Петра Великого использовались спутниковые данные в микроволновой, видимой и инфракрасной (ИК) областях электромагнитного спектра с высоким и средним пространственным разрешением.
1. Изображения, полученные спутниковыми радиолокационными станциями с синтезированной апертурой (1991-2012 гг.). В 1998 г. в рамках проектов с Европейским космическим агентством в Тихоокеанском океанологическом институте ДВО РАН начал формироваться архив изображений зал. Петра Великого, полученных радиолокаторами с синтезированной апертурой, установленными на спутниках ERS-1 и ERS-2 (ширина полосы обзора 100 км, размер пиксела 12,5 х 12,5 м). Архив пополнялся и продолжает пополняться РСА-изображениями со спутников Envisat, ALOS, RADARSAT-1,2 (пространственное разрешение 6-100 м).
Вариации яркости РСА-изображения (удельной эффективной площади рассеяния, УЭПР) определяются вариациями шероховатости поверхности. При рабочей длине волны радиолокационной станции 1 = 3-25 см основными рассеивателями являются гравитационно-капиллярные и малые гравитационные волны длиной Л = 5-35 см, спектральная плотность которых определяется в первую очередь приводным ветром. Спектр ветрового волнения изменяется под влиянием градиентов поверхностных течений, поверхностных плёнок природного и антропогенного происхождения и выпадающих атмосферных осадков. Явления и процессы в приповерхностном слое океана регистрируются на изображениях РСА вследствие трёх основных механизмов:
модуляция мелкомасштабного волнения градиентами скорости течений (кинематический механизм);
перераспределение пленок поверхностных веществ переменными течениями (плёночный механизм);
изменение устойчивости пограничного слоя атмосферы над водами, различающимися по температуре поверхности (термический механизм). Над холодными водами атмосфера, как правило, более устойчива, и шероховатость водной поверхности (яркость радиолокационного изображения) меньше, чем над теплыми водами, при одной и той же скорости ветра.
Кроме этого, поверхностная циркуляция может оцениваться по смещению плавучего льда, а также по вариациям яркости радиолокационного изображения, обусловленным изменениями относительной скорости ветра над движущейся подстилающей поверхностью.
2. Изображения в видимом и тепловом ИК-диапазонах, полученные тематическими картографами TM и ETM+ со спутников серии Landsat (1988-2012 гг.). У ETM+ пространственное разрешение составляет 15 м в панхроматическом режиме, 30 м на видимых каналах и 60 м на инфракрасном. Измерения на каналах 1, 2 и 3 комбинировались в одно изображение в истинном цвете. Спутники Landsat предназначены для изучения суши, поэтому почти не используются для исследования океана, хотя съёмки с этих космических аппаратов захватывают почти всю прибрежную зону. В 2009 г. архив данных Landsat Американского геологического общества (USGS) открыт для свободного доступа (http://glovis.usgs.gov/). Уникальное разрешение теплового канала ETM+ позволяет детально исследовать термическую структуру субмезомасштабных вихрей, наблюдающихся в приповерхностном слое прибрежных районов Мирового океана.
3. Измерения спектрорадиометрами MODIS со спутников — Terra и Aqua (запущены соответственно в 1999 и 2002 гг., http://rapidfire.sci.gsfc.nasa.gov/). Пространственное разрешение 250-500 м в видимом диапазоне и 1 км в инфракрасном. Для анализа в основном использовались изображения в истинном цвете с разрешением 250 м, которые создавались комбинацией 1-го (длина волны 1 = 0,645 мкм, разрешение 250 м), 4-го (1 = 0,555 мкм, разрешение 500 м) и 3-го (1 = 0,469 мкм, разрешение 500 м) спектральных каналов. Изображения MODIS, полученные в один день с двух спутников, позволяют восстанавливать скорости поверхностных течений, дрейф льда, вектора перемещения фронтов, внутренних волн и т.п.
Совместное использование измерений РСА, ETM+, MODIS и AVHRR показало высокую эффективность при изучении субмезомасштабных процессов (Дубина и др., 2008, 2010, 2011).
Результаты анализа спутниковых данных использовались для валидации расчётов поверхностных течений в заливе по модели МГИ. Модель МГИ разработана в Морском гидрофизическом институте Национальной академии наук Украины (Шапиро, 1998). Подробное описание модели и экспериментов по моделированию разномасштабной вихревой динамики в северо-западной части Японского моря приводятся в работе
В.И. Пономарева с соавторами (2011а).
Анализ спутниковых измерений
На спутниковых мультисенсорных изображениях зал. Петра Великого высокого и среднего пространственного разрешения регулярно наблюдаются вихревые структуры с горизонтальными масштабами 1-50 км. Вихри регистрируются при слабых ветрах (менее 4 м/с) в полях плавучего льда, температуры поверхности, цвета и шероховатости морской воды. Субмезомасштабные вихри зарегистрированы на всей акватории залива и во все сезоны. Подавляющее большинство вихрей имеет циклоническую завихренность и спиральную форму. Систематически циклоны наблюдаются в западной части зал. Петра Великого и в центральной части Уссурийского залива. Они встречаются на открытых акваториях, в небольших вторичных бухтах, а также в прол. Босфор Восточный. Крупные циклонические образования диаметром 15-25 км неоднократно зарегистрированы к югу от о. Фуругельма, в зал. Посьета, между архипелагом Римского-Корсакова и материком, возле о. Аскольд.
Чаще всего на спутниковых изображениях наблюдается самый крупный циклонический вихрь к востоку от о. Большой Пелис (диаметром до 40 км), который формируется при поступлении в зал. Петра Великого с юго-запада трансформированных субтропических вод (Дубина и др., 2008) (рис. 1). Северо-восточный перенос вод через границу залива осуществляется либо в виде струйного течения (рис. 1), либо по периферии стационарных синоптических антициклонов (диаметры 50-100 км), которые регулярно наблюдаются к юго-западу от границы залива (Никитин и др., 2002). Подобная ситуация наблюдалась в августе-октябре 2009 г., когда центр антициклона с диаметром 50-70 км располагался примерно на 42°15' с.ш. 131°15' в.д., а его конфигурация периодически трансформировалась, что сопровождалось изменением скорости и направления течений в заливе. Наиболее яркой формой трансформации антициклона являлось образование на его северо-восточной границе циклонического вихря диаметром 20-40 км. Такие изменения происходили в течение 3-5 дней и наблюдались как минимум 4 раза: 23-25 августа, 30 августа — 2 сентября, 11-14 сентября (рис. 2) и 7-11 октября (не показан). Во втором из отмеченных периодов циклон начал формироваться на северной границе антициклона в 13 км к востоку-юго-востоку от о. Большой Пелис, его развитие привело к образованию в центральной части залива грибовидной структуры с орбитальными скоростями течения на южной границе 0,5—1,0 м/с, на северной — 0,4 м/с, а в центральной струе — 0,5 м/с (рис. 3). Этот процесс сопровождался формированием с суточным периодом в районе устья р. Туманной субмезомасштабных циклонических вихрей, которые, увеличиваясь в диаметре с 3 до 8-10 км, смещались вдоль юго-западного побережья залива к востоку от о. Фуругельма по направлению к п-ову Шульца со скоростью 0,2-0,3 м/с. К концу сентября вариации цвета воды в зал. Петра Великого нивелировались, но усилились контрасты поверхностной температуры, поэтому образование и эволюцию циклонического вихря к востоку от о. Большой Пелис 7-11 октября можно было проследить по ИК-изображениям (Рогачев, 2010).
Образование системы разномасштабных вихрей в заливе, подобно описанной выше, зафиксировано на спутниковых изображениях в разные годы в летне-осенний период, но детально процесс циклогенеза удалось проследить только в августе-октябре 2009 г. Как правило, наличие облачности и/или отсутствие трассеров (плавучего льда, контрастов температуры, цвета, шероховатости морской поверхности) не позволяет проследить с космических аппаратов за полным циклом эволюции вихрей в зал. Петра Великого. Очевидно, что задачи изучения субмезомасштабной динамики в прибрежной зоне со всей полнотой можно решить только с привлечением численного гидродинамического моделирования. Современный уровень развития программных средств и вычислительных ресурсов позволяет моделировать нестационарную вихревую динамику течений в областях масштаба зал. Петра Великого с пространственным разрешением 100-1000 м. Однако возникает ряд серьёзных вопросов, связанных с заданием начальных и граничных условий, которые определяют степень адекватности полученных при моделировании результатов.
Рис. 1. Вихревая структура течений в зал. Петра Великого на инфракрасных изображениях, полученных со спутников серии Landsat: а — 25 сентября 2001 г.; б — 8 октября 1991 г.; в — 12 ноября 2001 г. Холодная вода более тёмная
Fig. 1. Vortex structure in Peter the Great Bay on infrared images obtained from Landsat satellites: a — September 25, 2001; б — October 8, 1991; в — November 12, 2001. Colder water is darker colored
| 20О9/0е/14 й4:2Э(СмГ)(0.01~64тя/тг) |f2669/09/01 03:39(смг)(0.01~64гт>9/т3) || 2009/09/13 04:РЗ(СмГ)(0.01~64тя/тЗ)
Рис. 2. Генерация нестационарного циклонического вихря в зал. Петра Великого в августе-сентябре 2009 г.: а-б — 22 и 24 августа; в-г — 30 августа и 1 сентября; д-е — 11 и 13 сентября. В верхнем ряду показаны начальные стадии возмущения на северо-восточной периферии стационарного антициклона, в нижнем ряду — максимальное развитие циклогенеза (крестами отмечены положения центров циклонов). Использованы карты распределения хлорофилла а с Интернет-ресурса http://www.nowpap3.go.jp.
Fig. 2. Formation of non-stationary cyclone eddy in Peter the Great Bay on August-September 2009: а-б — on August 22 and 24; в-г — on August 30 and September 1; д-е — on September 11 and 13. Upper panel — initial vortex in the north-eastern periphery of the stationary anticyclone; bottom panel — the maximum cyclogenesis (centers of the cyclonic eddies are shown by crosses). Data on Chl a distribution from http://www.nowpap3.go.jp. are used
Результаты моделирования
Интегрирование модели выполнялось на расчётной области 41,0-43,4° с.ш. 129,5-134,3° в.д. с горизонтальным разрешением 1,25 км. Рельеф дна в зал. Петра Великого задавался по данным навигационных карт, а в глубоком море — из архива ETOPO2. Во избежание вычислительной неустойчивости батиметрия сглаживалась, в результате чего градиент рельефа дна уменьшался в 1,5 раза. Рассматривалось только влияние атмосферы, а приливы, речной сток и водообмен на открытых границах области интегрирования не учитывались. Внешние условия в приводном слое атмосферы задавались из базы данных глобального метеорологического реанализа (NCEP/NCAR Reanalysis http://www.cdc.noaa.gov/) с суточным разрешением. Эти условия включали поля потока коротковолновой радиации, падающей на поверхность моря, температуру воздуха в приводном слое моря, скорость выпадения атмосферных осадков, относительную влажность, облачность, скорость приводного ветра и напряжение трения ветра. Значения всех метеорологических характеристик в узлах регулярной сетки усреднялись за каждые сутки года для многолетнего периода с 1980 по 2000 г. Начальные поля температуры и солёности на изопикнических поверхностях были получены на основе судовых измерений, выполненных по международному проекту CRIMS2 в августе 1999 г. Интегрирование модели проводилось на один год, начиная с 1 июня. В течение первых двух месяцев интегрирование модели выполнялось при завышенных коэффициентах горизонтальной вязкости и диффузии тепла (соли) с целью согласования начальных полей температуры, солёности, скорости течений, превышения уровня и рельефа изопикнических поверхностей. Для моделирования вихревой динамики после согласования начальных условий влияние вертикальной и горизонтальной вязкости минимизировалось (Пономарев и др., 2011а).
to
СП
со
Ш'ЭО'Е
132°Е
132Э0ГЕ
133°Е
Ш'ЭО'Е
131”Е
i3i°30i:
Ш'ЭО'Е
130°30Е
Рис. 3. Изображения MODIS Aqua в августе-сентябре 2009 г: а — 30 августа в 03:55; б — з! августа в 04:40; в — 1 сентября в 03:45; г — 2 сентября в 04:25 (время по Гринвичу). Стрелками показаны векто-
132°30Е 133°Е 130°30ГЕ 131°Е 131°30’Е 132°Е Ш'ЭО'Е 133°Е
Ш'ЭО'Е 13ГЕ Ш'ЭО'Е
131°Е Ш'ЭО'Е 132°Е
133°Е
Ш'ЭО'Е____________131°Е___________131Э0Е____________132°Е___________Ш'ЭО'Е____________133°Е
...
Г ИикЛТ *
I
Ш'ЭО’Е
131°Е
Ш'ЭО'Е
ра скорости поверх-ностных течений, рассчитанные методом маркеров по парам изображений, принятых с двух спутников с разницей во времени 100 мин
Fig. 3. MODIS Aqua images for August-September 2009: a—August 30, 03:55 UTC; 6 —August 31, 04:40 UTC; в — September 1, 03:45 UTC; r —September 2, 04:25 UTC. Arrows — the vectors of surface currents calculated from markers movements for pairs of images with 100 min interval
При валидации численных расчётов анализировались ежесуточные карты течений в верхнем квазиоднородном слое с 25 августа по 22 ноября. По результатам моделирования вдоль границы зал. Петра Великого над материковым склоном наблюдается Приморское течение шириной примерно 40 км с максимальными скоростями 0,3 м/с. Почти на всём периоде интегрирования расчёты показывают в западной части залива наличие потока, движущегося вдоль берега от устья р. Туманной до островов архипелага Императрицы Евгении. Это течение, со средними шириной и скоростью соответственно примерно 20 км и 0,1 м/с, на 131,6° в.д. либо поворачивает на восток вдоль 42,8° с.ш. и по антициклоническому круговороту замыкается с Приморским течением, либо дополнительно образует 1-2 ветви, направленные в Амурский и/или Уссурийский заливы. В период с 30 августа по 20 октября отмеченное течение являлось продолжением северо-восточного потока через морскую границу между КНДР и РФ. Вдольбереговой трансграничный перенос имел ширину 10-20 км и максимальные скорости 0,10-0,15 м/с.
Анализ вихревой динамики синоптического масштаба в северо-западной части Японского моря, проведённый на основе моделирования, спутниковых данных и измерений буёв Арго, представлен В.И. Пономаревым с соавторами (2011а, б). В этих работах использовались результаты численных расчётов с теми же начальными условиями, но на большей расчётной области с горизонтальным разрешением 2,5 км. Отмечено, что вихревая структура синоптического масштаба, полученная в результате моделирования, хорошо согласуется со спутниковыми наблюдениями. Принципиальное отличие состоит в том, что антициклонические вихри смещены вглубь залива, что объясняется, вероятнее всего, увеличением угла наклона оси вихрей при сглаженном рельефе дна (Пономарев и др., 2011а).
В качестве примера на рис. 4 приведены скорости течения в верхнем квазиоднородном слое, рассчитанные для 31 августа, и ИК-изображение радиометра АУНЯ^ принятое со спутника NOAA 3 ноября 2000 г. В обоих случаях выделяются три разномасштабных антициклона, только в моделируемых полях течений вихри имеют меньшие горизонтальные размеры и смещены к верхушке залива на расстояния примерно 10-50 км, пропорционально своим радиусам. По результатам моделирования наибольший антициклонический вихрь диаметром 60-70 км наблюдается в центральной
mr йот шг hit oir oi г о! г mr i кг оу шг icr mr
ШГ OQT 01Г OLT OLT 01Т ШУ IKJ* IET 1ЕУ ЩТ IET ШГ
Рис. 4. Вихревая динамика в зал. Петра Великого по результатам моделирования и спутниковым данным: а — скорости течения в верхнем квазиоднородном слое 31 августа; б — ИК-изображение AVHRR NOAA, принятое 3 ноября 2000 г.
Fig. 4. Eddy structure in the Peter the Great Bay from numerical simulations and satellite obsrva-tions: а — modeled currents velocity in the upper mixed layer on August 31; б — AVHRR NOAA IR image on November 3, 2000
части акватории залива. В процессе интегрирования модели этот квазистационарный антициклон взаимодействовал с антициклоническими вихрями меньшего масштаба (25-40 км), перемещавшимися с востока вдоль кромки шельфа со скоростью 3-4 см/c (Пономарев и др., 2011а).
Циклонические вихри в рассчитанных полях течений имеют размеры 10-20 км и наблюдаются в тех же районах зал. Петра Великого, где они регистрируются на спутниковых изображениях: в Амурском и Уссурийском заливах, в северной части зал. Посьета, между о-вами Римского-Корсакова и материком, к югу от о. Фуругельма, возле о. Аскольд. «Модельные» циклоны существуют от 1 до 10 сут и могут либо быть стационарными, либо смещаться по периферии большого синоптического антициклона. С конца августа по ноябрь 6 раз генерировались циклонические вихри диаметром 15-20 км в одном и том же месте — к юго-востоку от о. Русского. Время жизни этих циклонов варьировало от 4 до 10 сут, они либо оставались почти неподвижными, либо смещались по периферии антициклона к о. Аскольд. На рис. 5 приведены результаты расчётов скоростей течений в верхнем квазиоднородном слое за 27-30 августа. Максимальные скорости течений в циклоне 29 августа составляли 0,05-0,07 м/с, а в антициклоне — 0,12-0,15 м/с.
Результаты моделирования показывают частоту образования и время жизни циклонического вихря в открытой части залива, близкие к тем, которые наблюдаются по спутниковым изображениям. Для иллюстрации результатов моделирования на рис. 5 приведены карты течений на даты, близкие датам спутниковых измерений, представленных на рис. 3. Но внешне картина течений, показанная на рис. 5, больше соответствует ситуации, которая наблюдалась 7-11 октября (Рогачев, 2010). Так же, как и в случае синоптических антициклонов, вследствие сглаживания рельефа дна циклонический вихрь в открытой части залива смещён на северо-восток примерно на 50 км.
Заключение
На спутниковых мультисенсорных изображениях высокого и среднего пространственного разрешения в зал. Петра Великого при слабом ветре (менее 4 м/с) систематически наблюдаются вихревые структуры с диаметром 1-50 км. Подавляющее большинство вихрей имеет циклоническую завихренность и спиральную форму. Циклоны зарегистрированы на всей акватории залива и во все сезоны. Крупные циклонические образования диаметром 15-25 км неоднократно отмечались к югу от о. Фуругельма, в зал. Посьета, между архипелагом Римского-Корсакова и материком, возле о. Аскольд. Чаще всего на спутниковых изображениях встречается самый крупный циклонический вихрь к востоку от о. Большой Пелис (диаметром до 40 км). Положение и конфигурация биогенных сликов на РСА-изображениях свидетельствуют, что в систему этого круговорота в центре залива через проливы между островами поступают воды западного побережья зал. Петра Великого (Дубина и др., 2008). Горизонтальные размеры циклона соответствуют синоптическому масштабу, но, в отличие от синоптических антициклонов, он является нестационарным образованием со временем жизни 3-5 сут, поэтому его можно отнести к разряду субмезомасштабных динамических структур.
Численные эксперименты с нестационарной квазиизопикнической гидродинамической моделью, в которых учитывалось только влияние атмосферы, показали наличие субмезомасштабных циклонических образований в заливе. По результатам модельных расчётов, циклоны возле побережья материка возникают в тех же районах, в которых они зарегистрированы на спутниковых изображениях. Район генерации вихря в центральной части залива из-за сглаженного рельефа дна смещён на северо-восток от о. Большой Пелис к о. Русскому. Результаты совместного анализа спутниковых изображений и гидродинамического моделирования позволяют предположить, что причиной циклогенеза в зал. Петра Великого на горизонтальных масштабах 15-40 км являются нелинейные гидродинамические процессы, связанные с неоднородностями береговой черты и рельефа дна.
256
йГЗПГлГЗ—i
рд
10 cm/s
20 cm/s 25 cm/s 30 cm/s
m
Ш
Рис. 5. Результаты моделирования сюрости течения в верхнем квазиодно-родном слое зал. Петра Великого 27-30 августа (а-г). Буквами^ и Z отмечены центры соответственно антициклониче-ского и циклонического вихрей, обсуждаемых в тексте
Fig. 5. Modeled currents velocity in the upper mixed layer in Peter the Great Bay on August 27-30 (a-r). ,4, Z—centers of the anticyclone and cyclone discussed in the text
Причины возникновения субмезомасштабных вихрей возле устья р. Туманной, очевидно, тесно связаны с речным стоком и приливными колебаниями, что не учитывалось в рассматриваемых численных экспериментах с моделью циркуляции. Эти циклонические образования с диаметром примерно 3 км формируются с суточным периодом и смещаются в северо-восточном потоке со скоростью 0,2-0,3 м/с вглубь зал. Петра Великого, увеличиваясь в размерах до 8-10 км. Максимальное зарегистрированное время существования этих вихрей составляет 4 сут.
Вероятно, субмезомасштабные вихри играют значительную роль в процессах перемешивания в зал. Петра Великого. Поэтому для эффективного решения задач переноса загрязнения и примесей в последующих численных экспериментах с моделью циркуляции необходимо учитывать наиболее реалистичный (несглаженный) рельеф дна, речной сток и приливную составляющую скорости течения.
Остаётся открытым вопрос о получении дополнительных экспериментальных сведений о пространственной структуре и временной изменчивости субмезомас-штабных образований. Для определения причин их зарождения, а также адекватной оценки обмена энергией и веществом между ними и структурами больших масштабов требуются высокочастотные площадные измерения с высоким пространственным разрешением. В зал. Петра Великого с 2007 г. разворачивается система видеомониторинга, основанная на сети дистанционно управляемых по протоколу 1Р видеокамер (Фищенко и др., 2011). Видеоинформация о состоянии поверхности прибрежных вод в режиме реального времени поступает в океанологическую информационно-аналитическую систему ТОИ ДВО РАН. Использование мультисенсорных спутниковых измерений и видеоданных позволит на современном уровне проводить исследование субмезо-масштабных явлений, которые в большом количестве и регулярно наблюдаются в зал. Петра Великого.
Работа выполнена при поддержке грантов ДВО РАН12-1-0-06-028,12-Ш-А-07-032 и 12-Ш-А-07-129, а также грантов РФФИ 11-05-12047-офи-м-2011 и 11-05-98610-рвостока.
список литературы
Гинзбург А.И. Нестационарные вихревые движения в океане // Океанол. — 1992. — Т. 32, вып. 6. — С. 997-1004.
голицын г.с. О природе спиральных вихрей на поверхности морей и океанов // Изв. РАН ФАО. — 2012. — Т. 48, № 3. — С. 391-395.
горбунов Ю.А., лосев С.М. Вихревые возмущения в поле дрейфа льда // Тр. ААНИИ. — 1978. — Т. 354. — С. 52-57.
Дубина В.А., Митник л.М., катим И.О. Особенности циркуляции вод залива Петра Великого на основе спутниковых мультисенсорных данных // Современное состояние и тенденции изменения природной среды залива Петра Великого Японского моря. — М. : ГЕОС, 2008. — С. 82-96.
Дубина В.А., Митник Л.М., Фищенко В.К., Константинов О.Г. Совместное использование наземных видеонаблюдений и спутниковых данных в задаче мониторинга залива Петра Великого Японского моря // Открытое образование. — 2010. — № 5. — С. 31-40.
Дубина В.А., Фищенко В.К., Константинов О.Г., Митник Л.М. Интеграция спутниковых данных и наземных видеонаблюдений в системах мониторинга // Соврем. проблемы дистанц. зондирования Земли из космоса. — 2011. — Т. 8, № 3. — С. 214-220.
Иванов Ю.А., Корт В.Г., Монин А.С. и др. О мезомасштабных неоднородностях океана // ДАН СССР. — 1986. — Т. 289, № 3. — С. 706-709.
Каримова С.С. Статистический анализ субмезомасштабных вихрей Балтийского, Чёрного и Каспийского морей // Исслед. Земли из космоса. — 2012. — № 3. — С. 31-47.
Коновалова И.З., Лагутин Б.Л. Некоторые статистические характеристики прибрежных течений по результатам аэрофотосъемки // Тр. ГОИН. Динамика моря. — 1968. — Вып. 95. — С. 35-44.
Митягина М.И., Лаврова О.Ю. Спутниковые наблюдения вихревых и волновых процессов в прибрежной зоне северо-восточной части Черного моря // Исслед. Земли из космоса. — 2009. — № 5. — С. 72-79.
Монин А.С. О типах океанских мезоструктур // Океанол. — 1995. — Т. 344, № 6. —
С. 819-822.
Никитин А.А., Лобанов В.Б., Данченков М.А. Возможные пути переноса тёплых субтропических вод в район Дальневосточного морского заповедника // Изв. ТИНРО. — 2002. — Т. 131. — С. 41-53.
Пономарев В.И., Файман П.А., Дубина В.А. и др. Синоптическая вихревая динамика над северо-западным материковым склоном и шельфом Японского моря (моделирование и результаты дистанционных наблюдений) // Соврем. проблемы дистанц. зондирования Земли из космоса. — 2011а. — Т. 8, № 2. — С. 100-104.
Пономарев В.И., Файман П.А., Дубина В.А., Машкина И.В. Синоптические вихри над материковым склоном Японской котловины и шельфом Приморья // Изв. ТИНРО. — 2011б. — Т. 167. — С. 160-175.
Рогачев К.А. Субмезомасштабные струи на континентальном шельфе залива Петра Великого (Японского моря) // Соврем. проблемы дистанц. зондирования Земли из космоса. — 2010. — Т. 7, № 3. — С. 186-190.
Фищенко В.К., Голик А.В., Суботэ А.Е. и др. Система научного видеомониторинга залива Петра Великого (Японское море) // Геоинформатика. — 2011. — № 4. — С. 30-41.
Шапиро Н.Б. Формирование циркуляции в квазиизопикнической модели Черного моря с учетом стохастичности напряжения ветра // Мор. гидрофиз. журн. — 1998. — № 6. — C. 26-40.
DiGiacomo P., Holt B. Satellite observations of small coastal ocean eddies in the Southern California Bight // J. Geophys. Res. — 2001. — Vol. 106, № C10. — P. 22521-22543.
Eldevik T., Dysthe K. Spiral eddies // J. Phys. Oceanogr. — 2002. — Vol. 32, № 3. — P. 851-869.
Ivanov A.Y., Ginzburg A.I. Oceanic eddies in synthetic aperture radar images // Proc. Indian Acad. Sci. (Earth and Planetary Science). — 2002. — Vol. 111, № 3. — P. 281-295.
Munk W., Armi L., Fischer K., Zachariasen F. Spirals on the sea // Proc. R. Soc. Lond. — 2000. — Vol. 456. — P. 1217-1280.
Thomas L.N., Tandon A., Mahadevan A. Submesoscale processes and dynamics // Eddy Resolving Ocean Modeling. Geophys. Monogr. Ser. Vol. 177. — Wash. : Amer. Geophys. Union, 2008. — P. 17-38.
Поступила в редакцию 25.01.13 г.
