Особенности атмосферной циркуляции при аномальных океанологических условиях в Японском, Охотском морях и прилегающей части Тихого океана

2002

Известия Тихоокеанского научно-исследовательского рыбохозяйственного центра

Том 130

Т.А.Шатилина, А.А.Никитин, Л.С.Муктепавел

ОСОБЕННОСТИ АТМОСФЕРНОЙ ЦИРКУЛЯЦИИ

ПРИ АНОМАЛЬНЫХ ОКЕАНОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЯХ В ЯПОНСКОМ, ОХОТСКОМ МОРЯХ И ПРИЛЕГАЮЩЕЙ ЧАСТИ ТИХОГО ОКЕАНА

Практика прогнозирования термики и циркуляции вод в Дальневосточном регионе показала, что все неоправдавшиеся прогнозы океанологических условий, как правило, связаны с аномальными гидрометеорологическими процессами. В свою очередь это сказывается на ошибках прогноза сроков подхода пелагических рыб в район промысла, что ведет к большой потере промыслового времени.

В.Н.Кочиков (1997) отмечает, что статистические приемы анализа аномальных явлений не всегда приводят к удовлетворительным результатам, поскольку они достаточно редки. Поэтому существует необходимость аналитического обзора различных экстремальных явлений в Дальневосточном регионе. В работе предпринята попытка провести анализ синоптико-климатических условий, обуславливающих некоторые экстремальные океанологические условия (ледовитость, температуру и динамику вод), влияющие на распределение промысловых объектов. Зимой основной характеристикой термического режима в Татарском проливе и Охотском море является ледовитость, которая зависит от большого ряда факторов (Крындин, 1964; Якунин, 1967; Бирюлин, 1970; Столярова 1975; Плотников, 1996). В настоящее время не до конца выяснены причины её межгодовой и многолетней изменчивости. Практически все авторы (Плотников, 1996; Хен, 1997; и др.) проводили статистический анализ ледовых явлений, не акцентируя внимание на причинах возникновения экстремальных ледовых явлений. Данный подход применялся также и к анализу изменчивости термики и динамики вод.

Цель работы - исследование особенностей атмосферной циркуляции над Дальневосточным регионом при аномальных океанологических процессах в Японском и Охотском морях и прилегающей части Тихого океана в зимний и летний периоды 1950-2001 гг.

Для выбора аномальных лет использовались наиболее длинные ряды метеорологических и гидрологических данных, отражающих многолетнюю изменчивость атмосферной циркуляции, термики и динамику вод в Японском, Охотском морях и СЗТО. Это позволяет выделить аномальные процессы за длительный период и таким образом увеличить число аномальных лет для поиска закономерностей их формирования.

Для выделения аномалий атмосферной циркуляции используются данные геопотенциала Н500 на 19 аэрологических станциях, расположенных по периметру Японского, Охотского морей и Курильской гряды, т.е. над центральным районом второго сектора Северного полушария с ко-

79

ординатами 35-70° с.ш. 80-160° з.д. (рис. 1). Выбор этого района обусловлен тем, что атмосферные процессы, протекающие над ним, более всего связаны с региональными особеностями в термике и динамике вод. Используя метод кластер-анализа, мы выделели 10 градаций отклонений Н500 от среднемноголетнего значения. Аномальными отклонениями Н500 в январе-феврале считались: отрицательные - от минус 10 до минус 13,5 дкм, положительные - от 14 до 17 дкм (дкм - геопотенциальный декаметр). В мае-июле положительные аномалии Н500 изменялись от плюс 8 до 11 дкм, а отрицательные - от минус 6 до минус 8 дкм.

Рис. 1. Есте-ственно-синопти-ческий район второго сектора Северного полушария (35-70° N 80-160° W) по О.К.Ильинскому (1965)(А) и

схема аэрологических станций в исследуемом районе (Б): 1 -Якутск, 2 - Магадан, 3 - Тайганос, 60 4 - Усть-Камчатск, 5 — Охотск, 6 -Благовещенск, 7 -Николаевск-на-Амуре, 8 - Алек-сандровск-Саха-линский, 9 - Пет-ропавловск-Кам-чатский, 10 - Хабаровск, 11 -Южно-Сахалинск,

12 - Васильево,

13 - Харбин, 14 -Владивосток, 15 — Немуро, 16 - Пусан, 17 - Вайяма, 18 - Татено, 19 -Кагосима

Fig. 1. Natu-30 ral-synoptic region of the second sec-

150 160

tor of the North Hemisphere (30-70° N 80-160° W) by Iljinnskiy (Ильинский, 1965) (A); scheme of aerologic stations in the research region (Б): 1 - Yakutsk, 2 -Magadan, 3 - Tayganos, 4 - Ust-Kamchatsk, 5 - Okhotsk, 6 - Blagoveschensk, 7 -Nikolaevsk-on-Amur, 8 - Aleksandrovsk-Sakhalinsk, 9 - Petropavlovsk-Kamchatskiy, 10 - Khabarovsk, 11 - Yuzhno-Sakhalinsk, 12 - Vasilyevo, 13 - Harbin, 14 -Vladivostok, 15 - Nemuro, 16 - Pusan, 17 - Wajima, 18 - Tateno, 19 - Kagoshima

В холодный период года для оценки экстремальных океанологических условий использовались данные о площадях ледового покрова в Татарском проливе (Японское море) и Охотском море, опубликованные в работе А.Н.Крындина (1964), за 1928-1960 гг. и полученные из Дальневосточного регионального центра приема и обработки данных

80

(ДВРЦПОД, г. Хабаровск) за 1961-1979 гг. Данные о ледовитости Охотского моря за 1979-2001 гг. были получены по материалам ТВ- и ИК-изображений со спутников "Метеор" и NOAA, собранным в ТИНРО. Аномальность ледовитости определялась по отклонению площади льда от нормы по методу, который впервые был применен Г.А.Столяровой (1977) для района Татарского пролива (Японское море).

Для оценки аномальности термики вод в прибрежных районах Японского моря привлекались данные ГМС Холмск за 1913-1995 гг. и ГМС мыс Золотой за 1940-1995 гг., полученные из Приморского и Сахалинского управлений гидрометеорологической службы. Их положение показано на рис. 2. Аномальными годами по термике прибрежных вод считались годы, когда аномалии температуры воды составляли 3 °С или превышали это значение.

Рис. 2. Схема расположения прибрежных ГМС (мыс Золотой и Холмск) и гидрологических разрезов в Японском море: I - Антоновский, II -Сангарский

Fig. 2. Schemes of arrangement inshore GMS (Zo-lotoy and Kholmsk) and hydro-logical sections in the Japan Sea: I - Antonovskyi, II - San-garskyi

Для выделения аномальных термических условий в толще воды привлекались среднегодовые данные температуры воды на Антоновском разрезе (Татарский пролив) в слое 0-200 м за 1924-1992 гг. (данные СахНИРО) и данные площадей холодных вод Ойясио в районе То-хоку (к востоку от Японии) на глубине 100 м за 1961-1992 г., опубликованные Иошидой (Ioshida, 1994). Площадь холодных вод Ойясио в районе Тохоку (36-43° N 141-148° E) на глубине 100 м характеризует интенсивность Ойясио.

Использовались данные по температуре воды на Сангарском разрезе в феврале 1983-1997 гг. и июле 1967-1999 гг., опубликованные в работах А.А.Никитина с соавторами (Nikitin et al., 1999, 2001). Сангарс-кий разрез расположен к юго-востоку от мыса Поворотного и характеризует тепловой режим северо-западной части Японского моря. Антоновский разрез является индикатором термического режима вод в Татарском проливе и отражает интенсивность проникновения северной ветви Цусимского течения.

Для определения положения ветвей Субарктического (Полярного) фронта анализировались материалы спутниковых ИК- и ТВ-изображений Японского моря за 1977-2001 гг., собранные в ТИНРО-центре. Эти изображения получены радиометром высокого разрешения (AVHRR) со спутников серии НОАА (NOAA) ДВРЦПОД (г. Хабаровск) и ИАПУ ДВО РАН (г. Владивосток) как в режиме автоматической передачи (APT), так и в режиме высокого разрешения (HRPT). Анализ спутниковых снимков проводился по известной методике (Рекомендации ..., 1984).

81

Ход ледовитости в Охотском море за 70-летний ряд наблюдений делится на относительно малоледовитые и тяжелоледовитые периоды. В 30-40-е гг. ледовитость в Охотском море была на среднемноголетнем уровне. Начиная с 50-х гг. отмечалось несколько ледовитых периодов: 1958-1961, 1966-1973, 1977-1983 гг. Пик ледовитости отмечался в 70-е гг., когда в феврале ледовитость составляла 70 %, а в марте более 80 %. Выделялись несколько легколедовитых периодов: 1952-1958 гг., 1976 и 1990-1997 гг. (самые малоледовитые годы за весь период наблюдений). В 1997 г. закончился последний период относительно малоледовитых зим. Начиная с 1998 г. отмечался рост ледовитости, и к 2001 г. достигла векового максимума (Шаталина и др., 2001).

Экстремально холодными в Татарском проливе (Японское море) были 1940, 1944, 1946, 1951, 1954 и 2001 гг., а самыми теплыми - 1963, 1973, 1974 и последующие 1981 и 1991-1994 гг. В Охотском море экстремально ледовитыми были 1967, 1978, 1979, 1983, 2000 и 2001 гг. (ледовитость в феврале составила соответственно 91,6 %; 92,5; 86,1; 85,0; 76,1; 93,2 %), когда практически все море было покрыто льдом. Малоледовитыми в Охотском море были 1976, 1984, 1991, 1996 и 1997 гг., когда ледовитость в феврале составила 48,0 %; 37,7; 38,0; 32,0; 44,5 %.

Анализ атмосферной циркуляции (совместно приземных и высотных полей) в годы экстремальных ледовых условий позволил выявить её общие черты. Так, на рис. 3 представлена структура поля АТ500, её аномалии в январе и ледовитость Охотского моря в феврале 1979 г. Видно, что над Охотским морем наблюдалось снижение геопотенциальных высот, при котором аномалии достигали экстремальных значений (минус 10 дкм). В области наибольшего понижения геопотенциала располагался очаг холода (по картам относительного геопотенциала ОТ500/1000, характеризующим термику воздушных масс в средней тропосфере). Приземные циклоны смещались в западную часть Берингова моря. Наиболее характерная ситуация показана на рис. 3 (г). В результате над Охотским морем происходил северный вынос холодного арктического воздуха. Так, в январе-феврале 1979 г. температура воздуха над Курильскими островами была почти на 5 °С ниже нормы для 1951-1987 гг.

В феврале 2001 г. (исторический максимум ледовитости) над Охотским морем, как и в 1979 г., наблюдалось интенсивное снижение геопотенциала до 502-504 гПа, а аномалии Н500 достигали минус 16 дкм (рис. 4, а, б). Глубокие приземные циклоны выходили также в западную часть Берингова моря, в тыловой их части происходил интенсивный вынос арктических масс воздуха (рис. 4, г). Подобные атмосферные процессы отмечались и в другие экстремально ледовитые зимы (1967, 1978, 1979, 1983, 2000 гг).

На рис. 5 (а, б) и 6 (а, б) представлены структуры поля АТ500 и аномалии Н500 в январе 1984 и 1996 гг., когда в Охотском море наблюдалась минимальная ледовитость. Видно, что в 1984 г., в отличие от тяжелоледовитых зим, область низких высот АТ500 была смещена на юг и над морем преобладало поле повышенного давления в результате вторжения в пределы моря высотного тихоокеанского гребня. Аномалии Н500 здесь составляли 6-11 дкм. Такая структура поля АТ500 способствовала выходу приземных циклонов на Японские острова (в область тропосферного вихря) (рис. 5, г). Эти процессы обусловили аномально низкую ледовитость (рис. 5, в). Наблюдалась противофазность в распределении областей повышенных и пониженных высот геопотенциала Н500. В январе 1996 г. тропосферный циклонический вихрь был смещен на континен-

тальные районы, прилегающие к северо-западной части Охотского моря, и Охотское море находилось также под влиянием тихоокеанского гребня (рис. 6, а, б). В результате такой структуры поля АТ500 приземные циклоны смещались на Охотское море, их траектории имели резко выраженную северную составляющую (Pavlychev, Muktepavel, 2000), что наглядно иллюстрирует рис. 7. В передней части циклонов в Охотское море вторгались теплые воздушные массы. Такие процессы являются аномальными для зимнего периода, и для 90-х гг. они были очень характерны. По восточной периферии тропосферного циклонического вихря и приземных циклонов осуществлялись южные вторжения теплых воздушных масс в пределы моря, способствующие задержке развития льдообразования. В северо-восточной части Охотского моря аномалии геопотенциала составляли 4-6 дкм. Площадь льда в этом году была значительно ниже нормы (см. рис. 6, в).

Рис. 3. Структура высотных полей и распределение льда в Охотском море в экстремально тяжелоледовый сезон 1979 г.: а - поле АТ500 в январе, б -аномалии Н500 в январе, в - карта ледовой обстановки за 27.02.1979, г - карта погоды за 17.01.1979

Fig. 3. Structure of the high-altitude fields and ice distribution in the Okhotsk Sea in extremely ice period, 1979: a - AT500 field, January, б - H500 anomaly, January, в - ice conditions, 27.02.1979, г - weather conditions, 17.01.1979

Теперь рассмотрим аномальные изменения средней температуры воды на Сангарском разрезе (Японское море) в слоях 0-50 и 0-200 м в

83

феврале. На рис. 8 видно, что с 1983 по 1986 г. температура воды в обоих слоях понижалась, достигая минимума в 1986 г. (соответственно 0,19 и 0,16 °С). После этого года наблюдался рост температуры в обоих слоях до максимума (1,73 °С) в 1991 г.

Рис. 4. Структура высотных полей и распределение льда в Охотском море в экстремально тяжелоледовый сезон 2001 г.: а - поле АТ500 в феврале, б - аномалии Н500 в феврале, в - карта ледовой обстановки 20.02.2001, г -карта погоды за 12.02.2001

Fig. 4. Structure of the high-altitude fields and ice distribution in the Okhotsk Sea in extremely ice period: а - AT500 field, February, б - H500 anomaly, February, в - ice conditions, 20.02.2001, г - weather conditions, 12.02.2001

Анализ структуры АТ500 в 1986 г. показал, что над северной частью Японского моря наблюдалась холодная ложбина, которая была направлена на Японское море, и в дельте ее располагался интенсивный циклонический вихрь. Высотная фронтальная зона (ВФЗ) сместилась в южные районы Японского моря, и здесь же находился очаг понижения геопотенциала Н500 (рис. 9, а, б). Отметим, что эти атмосферные процессы, видимо, явились причиной и очень высокой ледовитости в зал. Петра Великого в 1986 г. (Никитин, Харченко, 1990). Между тем ледовитость Татарского пролива была в пределах нормы. Вероятно, резкое понижение температуры воды на Сангарском разрезе было связано с усилением конвективного перемешивания водных масс, их охлаждением под холодной тропосферной ложбиной в очаге снижения геопотенциала.

84

130° 140° 150° 160°

Рис. 5. Структура высотных полей и распределение льда в Охотском море в экстремально малоледовитый сезон 1984 г.: а - поле АТ500 в январе, б - аномалии Н500 в январе, в - карта ледовой обстановки за 14.02.1984, г -карта погоды за 15.01.1984

Fig. 5. Structure of the high-altitude fields and ice distribution in the Okhotsk Sea in extremely low-ice period, 1984: a - AT500 field, January, б - H500 anomaly, January, в - ice conditions, 14.02.1984, г - weather conditions, 15.01.1984

Структура поля AT500 в зимний период 1991 г. (температурный максимум) резко отличалась от описанной выше (рис. 9, в, г). Это различие проявилось в выходах высотного гребня на Охотское и Японское моря и резком ослаблении тропосферной ложбины. Аномалии геопотенциала Н500 достигали 14 дкм. Возможно, такая синоптическая ситуация приводит к ослаблению конвективного перемешивания вод вследствие поступления в этот район теплых воздушных масс с океана (восточный вынос). Подобная ситуация была характерна для 90-х гг.

Субарктический (Полярный) фронт является наиболее важной особенностью Японского моря. Фронт разделяет море на два сектора: к северу от него прослеживается субарктический сектор, а к югу - субтропический. Поэтому смещение в ту или иную сторону положения Субарктического фронта может отражать интенсивность притока теплых вод в северо-западную часть Японского моря. Его интенсивность также зависит от атмосферной циркуляции. Так, на рис. 10 приведены данные о положении СЗ и ЮЗ ветвей Субарктического (Полярного) фронта на 132-м меридиане в феврале в 1979-2001 гг. (спутниковые данные). На этом графике видно, что с 1981 по 1987 г. Субарктический фронт занимал южное положение (когда области понижения Н500 отмечались над Японским морем), а с 1989 по 1999 г. - северное (над Японским морем формировались гребни Н500). Экстремально южное положение ветвей

фронта на 132-м меридиане было отмечено в 1984 г., когда в январе-марте очаг пониженных высот наблюдался над Японским морем. Экстремально северное положение СЗ ветви отмечалось в 1979, 1990 и 1995 гг.: зимой в этом районе наблюдался очаг повышенных высот.

Рис. 6. Структура высотных полей и распределение льда в Охотском море в экстремально малоледовитый сезон 1996 г: а -поле АТ500 в январе, б - аномалии Н500 в январе, в - карта ледовой обстановки за 23.02.1996

Fig. 6. Structure of the high-altitude fields and ice distribution in the Okhotsk Sea in extremely low-ice period, 1996: а - AT500 field, January, б - H500 anomaly, January, в - ice conditions, 23.02.1996

На рис. 11 представлены данные о площадях холодных вод Ойясио с температурой ниже 5 0С на глубине 100 м в марте 1961-1992 гг. в районе Тохоку (36-430 N 141-1480 Е). Это характеристика интенсивности Ойясио к востоку от Японии. На графике видно, что площадь вод Ойясио была минимальной в 1962, 1966, 1969, 1972 и 1990 гг., а максимальной в 1982, 1984 (экстремально) и 1988 гг.

Попытаемся объяснить аномальные изменения Ойясио с позиции атмосферной циркуляции. Для этого рассмотрим структуру поля АТ500 и аномалии Н500 при аномальных отклонениях площади холодных вод на глубине 100 м к востоку от Японии (рис. 12). В январе 1972 г. (рис. 12, а, б), когда площадь вод была минимальна, в тропосфере наблюдался широтный перенос воздушных масс. ВФЗ была смещена на север от своего среднемноголетнего положения. В результате этих процессов над Японией сформировался очаг положительных аномалий Н500 - 10-14 дкм. В марте 1984 г. (рис. 12, в, г), когда площадь вод была максимальна, над южной частью Охотского моря располагалась область пониженного давления, а ВФЗ была смещена на юг. Над Японским морем и СЗТО сформировалась область, где аномалии геопотенциала Н500 изменялись от ми-

ну с 8 до минус 12 дкм. В феврале 1990 г. (рис. 12, д, е), когда отмечалась минимальная площадь вод, наблюдалось усиление зонального переноса над акваторией Японского и Охотского морей, а область низкого атмосферного давления была смещена на северо-восток последнего. Над районами Японии и СЗТО сформировался обширный очаг экстремально высоких аномалий Н (12-18 дкм).

500

Рис. 7. Повторяемость

140°

150°

160°

170°

Рис. 8. Многолетние изменения температуры воды в слое 0-50 и 0-200 м на Сангарском разрезе в феврале

Fig. 8. Long-term for course water temperature in 0-50 m, 0200 m layer at the "Sangarskiy" section in Febriary

Рис. 9. Структура поля АТ500 и аномалии Н500 в январе 1986 (а, б) и 1991 гг.

Fig. 9. Structure of a field АТ500 and anomalies Н500 in January, 1986

Рис. 10. Положение СЗ (1) и ЮЗ (2) ветвей Субарктического (Полярного) фронта на 132-м меридиане в феврале с 1979 по 2001 г.

Fig. 10. Position NW (1) and SW (2) branchess of Subarctic (Polar) front on 132 meridian in February with 1979 on 2001

Рассмотрим влияние атмосферной циркуляции на формирование аномальных океанологических условий в летний период. Наблюдения над температурой воды на прибрежных гидрометеостанциях западного побережья о. Сахалин достаточно полно отражают изменения теплового режима Цусимского течения

88

представлены многолетние данные по температуре воды на ГМС Холмск в июле. Видно, что аномально холодными были 1913, 1922, 1975, 1979 гг. (аномалии температуры воды были ниже 3 °С), а теплыми - 1916, 1928, 1939, 1990 гг. (выше 3 °С). В прибрежных водах Приморского течения (ГМС мыс Золотой) аномально холодными в июле были 1943, 1944, 1945, 1949, 1966, 1989, а теплыми - 1946, 1956, 1958, 1990 и 1993 гг. (рис. 13, б).

1961 1966 1971 1976 1981 1986 1991

Годы

Рис. 11. Площадь холодных вод в марте в районе То-хоку по Иошиде (1994) в 1961 — 1992 гг. на глубине 100 м

Fig. 11. Areas of cold waters in March for Tohoko on Yoshida (1994) in 1961-1992 on depth 100 m

Рис. 12. Структура поля АТ500 и аномалии Н500 при аномальных отклонениях площади холодных вод на глубине 100 м к востоку от Японии: а -

АТ500' 6 - Н500 в Янва"

ре 1972 г.; в - АТ500' г - Н500 в марте 1984

г.; Д - АТ500' е - Н500

в феврале 1990 г.

Fig. 12. Structure of a field АТ and

500

anomalies Н500 at abnormal deviations of the area of cold waters on depth 100 m to east from Japan: а - АТ500, 6 - Н500 in January, 1972; в - ат500, г -Н500 in March, 1984, д -

АТ500' е - Н500 in February, 1990

Рис. 13. Аномалии температуры воды на ГМС Холмск в 1913-1995 гг. (а) и ГМС мыс Золотой в 19401995 гг. (б) в июле

Fig. 13. Anomaly of temperature of water on GMS Kholmsk in 1913-1995 (a) and GMS Cape Zolotoy in 1940-1995 (б) in July

Анализ атмосферной циркуляции показал, что в период резкого понижения температуры воды у западного побережья о. Сахалин над Охотским морем и северной частью Японского моря располагается холодная полярная ложбина и над морем формируется очаг экстремально пониженных высот геопотенциала Н500, а в фазе резкого повышения температуры воды интенсивность полярной ложбины ослабевает и на Охотское море часто выходят гребни тепла. В первом случае тропосферная циркуляция способствует выносу холодных арктических масс воздуха на Охотское море по периферии холодных приземных антициклонов (охотский антициклон), во втором - выносу теплых воздушных масс с океана по периферии приземного тихоокеанского антициклона. В качестве примера рассмотрим структуру поля АТ500 в аномально холодном 1979 г. у побережья о. Сахалин (рис. 14). Видно, что над Охотским и северной частью Японского морей располагается очаг пониженных высот геопотенциала от холодной полярной ложбины. В 1990 г. область холода над Охотским и северной частью Японского морей отсутствовала вследствие ослабления интенсивности полярной ложбины.

Для летнего периода (июль) гидрологические данные о температуре воды в слое 0-200 м на Сангарском разрезе имеются с 1967 по 1999 г., но, к сожалению, для отдельных лет информация отсутствует. Однако даже по этим неполным данным можно судить о межгодовом ходе температуры воды на разрезе (см. рис. 8, Б). Максимальная температура воды отмечалась в июле 1971 г. (4,07 0С), а следующий максимум наблюдался в 1991 г. (3,82 ос). Минимум температуры воды (2,72; 2,69; 2,66 ос) приходился соответственно на 1976, 1988 и 1999 гг. Процесс потепления в июле прослеживается с 1988 г. (на два года позднее, чем зимой).

Из-за отсутствия среднемесячных данных по Антоновскому разрезу были использованы среднегодовые температуры в слое 0-200 м, опубликованные И.П.Карповой и Т.А.Шатилиной (2000). Анализ среднегодовой температуры воды на этом разрезе показал, что с 1970 по 1992 г. наблюдалось похолодание (рис. 8, В). По-видимому, это может быть свя-

90

зано с адвективными факторами, в значительной степени формирующими термический режим вод в Японском море, а именно: со значительным ослаблением притока вод в него. Возможность ослабления в этот период адвекции вод в Татарский пролив подтверждается данными С.М.Климова (1987), который отмечал, что в 1985 г., характеризующем период холодных лет, в Татарском проливе была обнаружена отрицательная аномалия температуры воды в зоне Цусимского течения, превышающая по величине все аномалии, зафиксированные в этом районе за период с 1924 г. Максимум отклонения средней температуры слоя 50100 м наблюдался в августе и составил минус 4,9 °С.

Рис. 14.

Структуры поля АТ500 и аномалий

Н5со пРи экстРемальных термических условиях в прибрежных районах Японского моря в июле 1979 г.

Fig. 14. Structures of a field АТ_П

500

and anomalies Н500 under extreme thermal conditions in coastal areas of the Japan Sea in July, 1979

140

J—-572 580

130° 140° 150° 160° 130° 140° 150° 160°

Анализ структурных особенностей полей АТ500 в 70-е гг. показал, что в это время над северной частью Японского и Охотского морей наблюдались области понижения высот геопотенциала Н500 и интенсивность адвекции вод ослаблялась. В 80-х гг. очаги падения геопотенциала отмечались и над южными районами Японского моря, что также ослабляло приток теплых вод с Цусимским течением. В качестве примера можно привести структуру поля АТ500 и аномалии Н500 в июле экстремально холодных 1975 и 1985 гг. (рис. 15).

Таким образом, аномальные океанологические процессы в Японском, Охотском морях и прилегающей части Тихого океана формируются аномальной циркуляцией над центральным районом второго естественно-синоптического района Северного полушария. Индикатором различия атмосферной циркуляции при аномальных океанологических процессах являются барические структуры поля АТ500 (средняя тропосфера), которые при экстремальных похолоданиях или потеплениях вод различаются дислокацией очагов роста и снижения геопотенциала Н500.

91

Ледовитость Татарского пролива и Охотского моря определяется интенсивностью (аномалии Н500) и дислокацией тропосферного циклонического вихря (вторичный полярный циклон). Интенсивность и положение этого вихря определяют траекторию и глубину циклонов, выходящих либо в Охотское, либо в Берингово моря. Эти процессы приводят к ослаблению (усилению) притока теплых вод в Охотское море через Курильские проливы.

Рис. 15.

Структура поля АТКЛЛ и анома-

500

лии Н500 в июле 1975 г.

Fig. 15. Structures of a field АТ500 and anomalies Н500 in July, 1975

Зимой резкое понижение температуры воды в слоях, видимо, связано с усилением конвективного перемешивания водных масс в северозападной части Японского моря под холодной тропосферной ложбиной. Такие атмосферные процессы были характерны для 80-х гг. Видимо, ослабление конвективного перемешивания вод наблюдается под очагами роста геопотенциала, где скапливаются теплые воздушные массы. Такие процессы были характерны для 90-х гг.

Площадь вод Ойясио резко сокращается под областями максимального увеличения геопотенциала Н500 (под очагами интенсивного накопления тепла в средней тропосфере). Такие очаги возникают при интенсификации западного переноса континентальных воздушных масс у побережья Азии, когда ВФЗ смещается на север. Когда над южной частью Японии формируются очаги экстремального понижения Н500 - усиливается интенсивность Ойясио, площадь холодных вод на глубине 100 м увеличивается.

В летний период выявлены общие черты атмосферной циркуляции при аномально холодных (теплых) термических режимах в прибрежных и мористых районах Японского моря. Как правило, аномалии в океанологических процессах формируются под очагами повышения (понижения) геопотенциала Н500. В период резкого понижения температуры воды у побережья западного Сахалина над Охотским морем и северной частью Японского располагается холодная полярная ложбина и над морями формируются очаги экстремально пониженных высот геопотенциала Н500.

92

В фазе резкого повышения температуры воды интенсивность полярной ложбины ослабевает и на Охотское море часто выходят гребни тепла. В первом случае тропосферная циркуляция способствует выносу холодных арктических масс воздуха на Японское и Охотское моря по периферии холодных приземных антициклонов (охотский антициклон), во втором - выносу теплых воздушных масс с океана по периферии приземного северотихоокеанского антициклона.

Выделенные закономерности формирования аномальных процессов позволят помочь в разработке их прогнозов. По-видимому, одной из возможностей прогноза аномальных явлений является сопряженность макропроцессов над Северным полушарием (учет положения основных ложбин и гребней).

Литература

Бирюлин Г.М. К вопросу о прогнозировании ледовитости Охотского и Берингова морей // Тр. ДВНИГМИ. - 1970. - Вып. 30. - С. 89-93.

Ильинский O.K. Опыт выделения основных форм циркуляции атмосферы над Дальним Востоком // Тр. ДВНИГМИ. - 1965. - Вып. 20. - С. 26-45.

Карпова И.П., Шатилина Т.А. Долгопериодная изменчивость температуры воды и воздуха у юго-западного побережья Сахалина // Изв. ТИНРО. - 2000. - Т. 127. - С. 50-61.

Климов С.М. Расчет характеристик верхнего квазиоднородного слоя и гидротермического фона в Татарском проливе в период прогрева: Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. - Владивосток, 1984. - 16 с.

Климов С.М. Особенности годового хода и аномалии температуры на Антоновском разрезе // Инф. письмо СахУГКС. - 1987. - № 1/111. - С. 41-50.

Кочиков В.Н. О роли и изучении аномальных процессов в промысловой океанологии // Тез. докл. 10-й Междунар. конф. по промысл. океанол. -М.: ВНИРО, 1997. - С. 67.

Крындин А.Н. Сезонные и межгодовые изменения ледовитости и положения кромки льда на дальневосточных морях в связи с особенностями атмосферной циркуляции // Тр. ГОИН. - 1964. - Вып. 71. - С. 5-83.

Никитин А.А., Харченко А.М. Изменчивость термических фронтов в Японском море по данным ИСЗ // Дистанционные исследования океана. -Владивосток: ТИНРО, 1990. - С. 45-54.

Плотников В.В. Опыт использования вероятностной байесовской модели для прогноза некоторых ледовых характеристик в Охотском и Японском морях // Метеорология и гидрология. - 1996. - № 4. - С. 81-86.

Рекомендации по океанологическому использованию спутниковых ИК-снимков. - Владивосток: ТИНРО, 1984. - 44 с.

Столярова Г.А. Влияние адвекции водных масс на ледовитость Татарского пролива // Тр. ДВНИГМИ. - 1975. - Вып. 55. - С. 45-50.

Столярова Г.А. Изменчивость ледовитости Японского моря // Тр. ДВНИГ-МИ. - Вып. 023: Вопросы океанографии дальневосточных морей и Тихого океана. - Л.: Гидрометеоиздат, 1977. - С. 68-74.

Хен Г.В. Крупномасштабные изменения в гидросфере дальневосточных морей в XX веке и возможные отклонения в биоценозах // Тез. докл. 10-й Междунар. конф. по промысл. океанол. - М.: ВНИРО, 1997. - С. 135.

Шатилина Т.А. Особенности синоптических процессов, обуславливающих аномальные термические условия в водах западного Сахалина // Долгопериодная изменчивость условий природной среды и некоторые вопросы рыбопромыслового прогнозирования. - М.: ВНИРО, 1989. - С. 187-194.

Шатилина Т.А., Никитин А.А., Муктепавел Л.С. Аномальные гидрометеорологические процессы у восточного побережья Азии во второй половине 20 века // Вторая регион. науч.-практ. конф.: Тез. докл. - Владивосток: ДВГУ, 2001. - С. 28-29.

Якунин Л.П. Изменчивость ледовитости и некоторые вопросы зимней навигации в дальневосточных морях: Дис. ... канд. геогр. наук. - Владивосток, 1967. - 280 с.

Ioshida T. Oceanographic indices on the Subarctic Western North Pacific // The sea and the sky. - 1994. - Vol. 70, № 2. - P. 33-38.

Nikitin A.A., Shatilina T.A., Dyomina T.V., Dyakov B.S. Some features of variability of water thermal conditions in the Tatar strait (the Sea of Japan) in the 80-90s // PICES. - Vladivostok, 1999. - P. 124.

Nikitin A.A., Shatilina T.A., Dyomina T.V., Dyakov B.S. Peculiarities of long-term thermal water variability of the Tatar strait (Sea of Japan) // Reports of the International workshop on the clobal chang studies in the Far East. - Vladivostok, 2001. - P. 97-110.

Pavlychev V.P., Muktepavel L.S. On the influence of atmospheric processes on ice conditions of the Sea of Okhotsk // Global change studies in the Far East: Abstracts of Workshop. - Vladivostok: Dalnauka, 2000. - P. 31-32.

Поступила в редакцию 15.05.02 г.