Известия РАН. Физика атмосферы и океана, 2021, T. 57, № 4, стр. 387-400

1. ВВЕДЕНИЕ

Синоптические вихри, достигающие 300 км в поперечнике, играют важную роль в циркуляции океанов и в морской жизни, живут иногда годами и переносят большие объемы воды на тысячи километров. Такие вихри могут существенно отличаться от окружающих вод аномалиями тепла, солености, кинетической энергии и завихренности. С океанской стороны островных дуг северно-западной части Тихого океана простираются глубоководные желоба – Японский, Курило-Камчатский и Алеутский, глубины в которых превышают 7.5 км. Многие вихри западного субарктического круговорота и вихри фронтальной зоны Куросио–Ойясио зачастую “притягиваются” к этим желобам и дрейфуют вдоль них [1–13]. Такое направленное к полюсам перемещение вихрей не похоже ни на распространение волн Россби, ни на дрейф под действием бэта-эффекта, ни на поведение других вихрей западных пограничных течений. Антициклонов (АЦ) среди вихрей желобов значительно больше, чем циклонов (Ц), они крупнее и существуют гораздо дольше. Рыбакам и океанографам хорошо известна роль некоторых АЦ вблизи желобов в формировании мест, благоприятных для рыбного промысла [14–18].

Крупномасштабная циркуляция в западном субарктическом круговороте включает Аляскинское течение от линии перемены дат, Восточно-Камчатское течение вдоль побережья Камчатки, переходящее в Курило-Камчатское течение вдоль северных Курильских о-в, продолжением которого примерно от пр. Буссоль является течение Ойясио. Круговорот ограничен с севера и запада Алеутскими о-ми, Камчаткой, Курилами и о. Хоккайдо, а с юга – фронтальной зоной Куросио–Ойясио и Субарктическим течением (см. рис. 1).

Множество вихрей различного размера циркулируют в обширной фронтальной зоне Куросио–Ойясио. Некоторые из них возникают в области Тохоку, где воды Цусимского течения, вытекающие из Японского моря через Сангарский пр., формируют теплое Сангарское течение и сталкиваются с субарктическими водами 1-й прибрежной ветви Ойясио и субтропическими водами Куросио. Вихри Тохоку медленно дрейфуют вдоль Японского желоба на север против среднего потока [8–10, 12, 19–21]. По этому же пути дрейфуют и ринги Куросио, отщепившиеся от западного меандра продолжения Куросио. Ринги, отщепившиеся от восточного меандра, под действием планетарного бета-эффекта дрейфуют на запад [8–10, 12, 19–22], и после разного рода трансформаций остатки этих рингов достигают Японского желоба и поворачивают на север, дрейфуя вдоль него к о. Хоккайдо. Там эти вихри, называемые хоккайдскими АЦ, чаще всего стагнируют некоторое время, а затем дрейфуют вдоль Курило-Камчатского желоба на северо-восток [2, 10–12, 18–22], достигая иногда пр. Буссоль (рис. 1). Вихрями Японского желоба (ЯЖВ) мы называем все синоптические АЦ, которые дрейфуют вдоль Японского желоба от 36° до 41° с.ш. и вдоль южного сегмента Курило-Камчатского желоба от 41° до 44° с.ш.

По обе стороны Курило-Камчатского желоба от центральных и до северных Курил регулярно формируются синоптические АЦ, которые мы называем Курильскими вихрями (КуЖВ). Наиболее крупными и долгоживущими среди них являются Буссольские вихри, возникающие непосредственно у пролива [2, 4–6, 11, 23–27]. В Камчатских заливах за мысами регулярно генерируются прибрежные АЦ [28, 29], которые адвектируются Восточно-Камчатским течением на юг, достигают южной оконечности п-ва, замедляются и стагнируют там, подпитывая квазистационарные Камчатские вихри (КЖВ) [13]. Достигнув значительных размеров, КЖВ либо распадаются, либо расщепляются, а их остатки адвектируются Курило-Камчатским течением вдоль одноименного желоба на юг.

Вихри Алеутского желоба (АЖВ) формируются над Алеутским желобом в районе 50°–52° с.ш., 170°–175° в.д. [30–32]. Некоторые из них дрейфуют вдоль этого желоба на северо-запад. Однако большинство АЖВ дрейфует практически зонально под действием планетарного бета-эффекта к побережью Камчатки. Эти вихри имеют специфическую вертикальную структуру и переносят теплую и соленую воду Аляскинского течения, снабжая теплом Восточно-Камчатское и Курило-Камчатское течения.

Для каждой группы вихрей глубоководных желобов приводится краткий обзор их свойств, включая обсуждение причин формирования и направления движения. Основное внимание уделяется КуВЖ, КЖВ и АЖВ как наименее изученным. Эволюция вихрей и происхождение составляющих их вод изучаются на основе разработанной автором с сотрудниками лагранжевой методологии, позволяющей с помощью вычисленных на основе альтиметрических данных карт различных индикаторов движения идентифицировать вихри, документировать их перемещение и все важные события в жизни. Вычисляя ежесуточно лагранжевы карты, можно проследить судьбу каждого АЦ в альтиметрическую эру, как ретроспективно, так и в режиме практически реального времени.

2. ЛАГРАНЖЕВЫ КАРТЫ

Для изучения вихрей в работе широко применяется лагранжев подход [33–35], основанный на вычислении различных индикаторов движения большого числа искусственных пассивных частиц, имитирующих частицы морской воды. Траектории частиц вычисляются интегрированием уравнения адвекции

где φ и λ – широта и долгота, u и v – зональная и меридиональная компоненты альтиметрического поля скорости AVISO в месте положения частицы. Вихри размером более 50 км надежно идентифицируются в таком поле с разрешением 0.25 и суточным шагом по времени (http://aviso.altimetry.fr). Интегрирование уравнений (1) вперед во времени позволяет выяснить “судьбу” частиц, а назад во времени – их происхождение и историю [36].

На ежесуточные лагранжевы карты наносятся эллиптические (треугольники) и гиперболические (крестики) точки. Это стационарные точки уравнений адвекции, в которых скорость в данные сутки равна нулю. Устойчивые эллиптические точки расположены, в основном, в центрах вихрей, а неустойчивые гиперболические — между вихрями и на периферии изолированных вихрей. У гиперболической точки имеются направления, по которым частицы воды приближаются к ней, и направления, по которым они удаляются. Такие геометрические структуры называются в теории динамических систем устойчивыми и неустойчивыми многообразиями [33]. Это реально существующие в океане структуры, которые проявляются, в частности, в траекториях дрифтеров вблизи гиперболических точек [27].

Помимо обычных физико-химических свойств каждому парселу воды можно приписать особые индикаторы, являющиеся функциями траектории [33–35, 37]. Среди них накопленный за конечное время показатель Ляпунова Λ, вычисляемый для каждой пары из большого числа частиц в изучаемой области по формуле [38]

где σ₁ – максимальное сингулярное значение матрицы эволюции, а $t - {{t}_{0}}$ – время интегрирования. Линии максимальных (локально) значений на карте показателя Ляпунова аппроксимируют неустойчивые многообразия при интегрировании уравнений адвекции назад во времени и устойчивые многообразия при интегрировании вперед во времени.

Лагранжевы карты происхождения вод (О-карты) [13, 18, 20] предназначены для выяснения мест происхождения водных масс, в частности в ядрах АЦ. Большое число пассивных частиц распределяется по региону. Начиная с некоторой фиксированной даты, уравнения адвекции интегрируются назад во времени и вычисляются траектории всех частиц. Далее на О-карте маркируются те частицы, которые за заданный промежуток времени в прошлом пересекли границу региона или определенный отрезок в нем.

Вычисленные на конкретные сутки значения (или свойства) лагранжева индикатора модулируются цветом и наносятся на географическую карту. Вычисляя последовательно лагранжевы карты на каждые предыдущие даты, получаем своего рода фильм, дающий наглядное представление об истории переноса и перемешивания вод в изучаемом районе. Лагранжевы карты имеют ряд преимуществ по сравнению с эйлеровыми картами возвышения уровня моря, завихренности, параметра Окубо-Вейса и др., которые являются снимками текущего состояния соответствующего поля. Лагранжевы карты содержат информацию не только о текущем состоянии поля индикатора, но и о его предыстории.

3. ВИХРИ ЯПОНСКОГО ЖЕЛОБА

Во фронтальной зоне Куросио–Ойясио встречаются субтропические воды Куросио, субарктические воды Ойясио, теплые воды Сангарского течения и течения Соя из Японского моря и специфические холодные распресненные водные массы из Охотского моря [39, 40] (рис. 1). Изучение синоптических вихрей в этой зоне в доспутниковую эру началось с работы [1], в которой на основе съемок в японских экспедициях были идентифицированы 154 АЦ с теплыми ядрами в период с 1957 по 1973 г. Большинство вихрей перемещались на север и северо-запад и затем дрейфовали вдоль Японского желоба и/или вдоль южного сегмента Курило-Камчатского желоба. В работах [8–10, 21] такой дрейф ЯЖВ был подтвержден и после 1973 г. с помощью новых судовых и спутниковых данных.

На рис. 2а для примера показаны вихри Японского и Курило-Камчатского желобов в альтиметрическом поле скорости по состоянию на 1 августа 2010 г. Лагранжева О-карта на рис. 2б показывает разными цветами происхождение вод в ядрах этих вихрей. Ринги Куросио с ядрами субтропической воды (красной в онлайн версии) отделяются от северного фланга продолжения Куросио. Те из них, которые сформировались в меандре течения к востоку от 146° в.д., под действием бэта-эффекта мигрируют на запад со средней скоростью 1 см/с [9]. Часть рингов Куросио снова поглощается основной струей, но некоторые достигают склона Японского желоба, поворачивают и дрейфуют вдоль желоба на северо-восток против среднего потока Сангарского течения [9] (см. ринг KR1 на рис. 2). Другие ринги, отделившись от меандра Куросио к западу от 145° с.ш. [12, 19], сразу дрейфуют на северо-восток вдоль Японского желоба со средней скоростью несколько см/с [9] (см. ринги KR2 и KR3 на рис. 2).

Другой класс ЯЖВ, вихри Тохоку, формируются над Японским желобом или вблизи него в результате неустойчивости Сангарского течения и дрейфуют вдоль желоба со средней скоростью 1–2 см/с [9, 10, 19]. ЯЖВ переносят субтропическую воду на большие расстояния. Некоторые из них добираются до северных широт [2, 10–12, 18–22]. Так ринг WCR86, сформировавшийся в 1986 г. приблизительно на широте 37° с.ш. [15], дрейфовал вдоль желобов и был обмерен на широте пр. Буссоль в 1990 г. [5], перенеся трансформированную субтропическую воду почти на 1200 км. Другой ринг WCR93А [9] перемещался вдоль желобов в течение 5 лет и распался в районе 43° с.ш.

В работе [10] на основе спутниковых данных, профилей буев Арго и судовых съемок анализировались ЯЖВ с октября 1992 г. по февраль 2009 г., которые помещались авторами в разные группы в зависимости от места наблюдения и от аномалий теплосодержания по сравнению с климатологическими месячными средними: теплые ЯЖВ группы I (район Тохоку), теплые и холодные ЯЖВ групп IIw и IIc (район Хоккайдо). Теплые вихри доминируют в изучаемой области. Вихри группы I размером 80–200 км не отличались долгожительством, но имели сравнительно большие значения возвышения уровня моря, 0.3–0.4 м. Выше 300 дбар вода в таких вихрях теплее и соленее, но менее плотная, чем окружающие воды на той же глубине. Некоторые вихри группы I имели двухъядерную структуру (впервые обнаруженную в 1983 г. [3]) с холодным и пресным ядром на изопикнической поверхности ~26.70 ${{{{\sigma }}}_{\vartheta }}~$ ниже теплого и соленого ядра. Учитывая, что эта изопикна нигде в открытом океане не выходит на поверхность, такие ядра, по-видимому, формируются в результате процесса вертикального выравнивания (alignment) [41] при взаимодействии теплых и соленых вихрей с холодными и пресными в верхнем и промежуточном слоях.

Теплые вихри группы II, как правило, были мощнее, крупнее и существовали дольше, чем холодные вихри этой группы. Аномалии возвышения уровня были в пределах, соответственно, 0.2–0.3 м (0–0.1 м), а поперечник – в пределах 120–140 км (80–100 км). Вихри группы IIw дрейфовали вдоль Японского желоба на север со скоростью до 2 см/с, тогда как вихри группы IIc фактически мигрировали на юг вдоль желоба со скоростью от –2 до –1 см/с. Теплое и соленое ядро выше 300 дбар и второе ядро в глубине с холодной и пресной водой наблюдаются также и у вихрей группы IIw [2, 10, 21]. Следует подчеркнуть, что двухъядерность – особое свойство ЯЖВ.

В статье [20] на основе ежесуточных лагранжевых О-карт сообщается об идентификации 17 ЯЖВ в период с 1 января 1993 г. по 10 декабря 2017 г., добравшихся до о. Хоккайдо (см. таблицу в [20]). Только один хоккайдский вихрь в этот период времени был идентифицирован как единое целое в виде ринга Куросио, достигшего Японского желоба. Как правило, ринги Куросио по мере своего перемещения на запад обмениваются водой, сливаются с другими вихрями, расщепляются и становится практически невозможно отождествить их как изначальные ринги уже через полгода. Большинство хоккайдских АЦ из этого перечня сформировались в области Тохоку (например, HE на рис. 2) и затем мигрировали вдоль Японского желоба к о. Хоккайдо.

Дрейф ЯЖВ на северо-восток вдоль желобов в направлении противоположном среднему потоку нельзя объяснить ни адвекцией, ни планетарным бэта-эффектом. Из соображений сохранения потенциальной завихренности следует, что АЦ (в отличие от Ц) имеют тенденцию локализоваться вблизи оси желоба, который служит своего рода “вихреводом”. Для объяснения дрейфа АЦ по такому вихреводу на северо-восток привлекались разные соображения. Очевидно, что топография приобретает главное значение, обуславливая топографический бэта-эффект. Западный склон желоба является своего рода стенкой для вихрей, которая индуцирует известный эффект зеркального изображения (image effect), индуцирующий дрейф АЦ на север [40, 7 ].

Другое объяснение основывается на генерации топографических волн в районе глубоководного желоба [23, 42–44]. Помимо захваченных низкочастотных волн, распространяющихся вдоль шельфа в юго-западном направлении, могут существовать так называемые волны желобов, распространяющиеся вдоль океанской стороны желоба на северо-восток. Эти волны могут создавать новые потоки и модифицировать существующие. В подтверждение такой возможности указывалось на обнаружение глубинного течения в северо-восточном направлении вдоль океанской стороны южной части Курило-Камчатского желоба [45]. В рамках простой двухслойной модели в работе [6] было показано, что такое противотечение благодаря вертикальному сдвигу скорости при определенных условиях возбуждает распространяющиеся на северо-восток топографические волны Россби даже в верхнем слое с юго-западным потоком, способствуя дрейфу вихрей на северо-восток. В работе [46] в рамках концепции фоновых течений [47, 48] с помощью баротропной квазигеострофической модели построено течение, способствующее адвекции АЦ вдоль модельного глубоководного желоба. По всей видимости, дрейф вихрей определяется совместным действием различных факторов, включая, помимо топографии, взаимодействие вихрей глубоководных желобов с окружающими потоками и другими вихрями.

4. КУРИЛЬСКИЕ ВИХРИ

5. КАМЧАТСКИЕ ВИХРИ

В заливах Камчатки регулярно возникают АЦ, которые адвектируются на юг вдоль Курило-Камчатского желоба. Эти вихри были обнаружены на спутниковых снимках в конце 70-х гг. [28] и затем целенаправленно исследовались в рейсах [29, 31]. Некоторые АЦ достигают западного склона желоба у южной оконечности п-ва, где они сливаются друг с другом, создавая практически каждый год в районе 48°–51° с.ш., 156°–159° в.д. (см. рис. 6б) квазистационарные Камчатские вихри (КЖВ) [13]. В работе [13] с помощью лагранжевых карт были идентифицированы все КЖВ в 1993–2018 гг. (см. табл. 1 в этой статье) и задокументированы основные события в их жизни. Как правило, КЖВ стагнируют над желобом более 6 мес. несмотря на достаточно сильное течение. За весь период наблюдения три КЖВ стагнировали в течение более года, а рекордсмен КЖВ (вихрь № 3 в табл. 1 в [13]) – в течение полутора лет. Только в 1996 и 2004 гг. долгоживущие КЖВ не были обнаружены. В отличие от дрейфующих АЖВ (разд. 6), квазистационарные КЖВ отражаются на диаграммах Хофмюллера в виде вертикальных полос с повышенными значениями вихревой кинетической энергии и завихренности в районе 48°–51° с.ш., 156°–159° в.д. (см. рис. 7).

Типичный КЖВ был изучен в рейсе НИС “Академик Опарин” в сентябре 2017 г. [13]. Лагранжевы карты [13] показали, что в апреле в районе Авачинского залива возник АЦ размером 60 × 80 км, который адвектировался вдоль желоба до южной оконечности Камчатки, где он практически остановился в начале мая, достигнув размера 70 × 100 км. В конце мая произошло слияние КЖВ2017 с другим АЦ, что привело к значительному увеличению размера до 150 × 175 км. На рис. 5 показаны карты показателя Ляпунова, рассчитанные по формуле (2) на 15 сут назад во времени, начиная с дат съемки 2 и 8 сентября. Отметим, что координаты станций 78 и 88 в центре вихря (рис. 5) практически совпадают с рассчитанными координатами эллиптической точки по данным альтиметрии.

CTД съемки до глубины 1.5 км выявили типичную для лета вертикальную структуру субарктических вод с теплым поверхностным слоем, холодным подповерхностным слоем дихотермальной воды и теплым промежуточным слоем мезотермальной воды. В центре вихря температура дихотермальной воды в слое 30–350 м была ниже 2°C, а вблизи поверхности температура в 1.1°C была намного ниже температуры окружающей воды (1.9–2.1°C), что объясняется захватом этой воды во время формирования прародительского вихря в Авачинском заливе в апреле. Холодное ядро квазистационарного вихря было заглублено в его центре до 380–400 м. Мезотермальные воды с температурой 3.5°С и соленостью 33.8–34. 2 psu наблюдались вплоть до глубины 1 км.

KВЖ2017 стагнировал над желобом с мая 2017 г. до февраля 2018 г. [13]. За это время он дважды поглотил АЦ с севера. Карты на рис. 5 иллюстрируют начало одного такого слияния. Узкий S-образный “хребет”, соединяющий периферию КЖВ2017 с АЦ на севере с центром в 51.8° с.ш., 159.7° в.д. маркирует неустойчивое многообразие, являющееся транспортным барьером, вдоль которого происходит обмен водой между КЖВ2017 и северным АЦ, содействуя слиянию этих вихрей. Практически все долгоживущие КЖВ за время своей жизни один или несколько раз поглощали АЦ, которые регулярно образуются в заливах Камчатки и дрейфуют по одному и тому же пути (см. табл. 1 в статье [13]). Фактически эти вихри являются потенциальными КЖВ, но когда один из них приближается к “вихревой ловушке” (КТЕ на рис. 6б), то он встречается с уже находящимся там вихрем. Таким образом, вихри заливов сливаются с существующими КЖВ, подпитывая их энергией, завихренностью и массой. Другая причина долгожительства КЖВ в одном районе – постепенное смещение траектории их движения со склона к оси желоба. При спуске по склону АЦ адвектирует воду из мелководья на глубину. Как следует из закона сохранения потенциальной завихренности, эта вода приобретает положительную относительную завихренность. Такие циклонические ячейки действительно наблюдаются вокруг КЖВ на лагранжевых картах (см. ориентированные вниз треугольники на рис. 5). Таким образом, квазистационарный КЖВ экранируется по периферии более мелкими циклонами, которые блокируют его движение на северо-восток и на юго-запад, способствуя устойчивости и стагнации КВЖ.

Все КЖВ со временем теряют устойчивость и либо полностью распадаются, либо расщепляются. Это происходит в основном в холодное время года, с сентября по апрель, когда усиливается Восточно-Камчатское течение (см. табл. 1 в статье [13]). Среднемесячный поверхностный поток через Камчатский пролив был рассчитан в работе [50] за большой промежуток времени (1993–2013 гг.) на основе данных альтиметрии. Наибольшим он оказался с ноября по апрель, когда напряжение ветра западного и южного направлений максимально. Это способствует экмановскому форсингу, повышению уровня моря вдоль северного и западного побережья Берингова моря и интенсификации Восточно-Камчатского течения в это время года. После слияний КЖВ2017 значительно увеличился, достигнув почти 220 км в диаметре, затем деформировался и расщепился надвое. Один вихрь адвектировался на юго-запад вдоль желоба и диссипировал в Курило-Камчатском течении. Другой стагнировал некоторое время в том же районе, дав начало новому квазистационарному КЖВ2018 [13].

6. ВИХРИ АЛЕУТСКОГО ЖЕЛОБА

Алеутский желоб простирается от залива Аляска до Камчатки. На рис. 6a выделяются два основных струйных потока: Восточно-Камчатское течение и Аляскинское течение, которое сворачивает в Берингово море через широкий пр. Ближний (см. рис. 1). Синоптические АЦ формируются над Алеутским желобом в области 50°–52° с.ш., 170°–175° в.д. (АЕ на рис. 6б). Вычисляя на каждые сутки эллиптические точки в центрах вихрей, можно отслеживать время рождения каждого вихря и его траекторию. Однако вихревое поле очень сложное в области образования АЖВ, где вихри разного размера и противоположной полярности взаимодействуют, расщепляются и сливаются. В работе [30] в качестве АЖВ рассматривались только те АЦ, которые возникли в указанной области, а их эллиптические точки со временем пересекли 170-й меридиан (рис. 6). В этой работе были обнаружены 17 долгоживущих АЖВ в период 1993–2019 гг. Некоторые из них дрейфовали на северо-запад вдоль Алеутского желоба. Однако большинство АЖВ, оторвавшись от Аляскинского течения, дрейфует на запад и юго-запад к Камчатке под действием планетарного бета-эффекта [30–32]. На диаграмме Хофмюллера на рис. 7 показаны пространственные и временные вариации вихревой кинетической энергии и относительной завихренности ω, усредненные в диапазоне широт 47°–54° с.ш. Обе величины, особенно в зоне формирования АЖВ, содержат вклады от различных процессов, включая отдельные вихри, меандрирование Аляскинского течения, флуктуации, распространяющиеся волны Россби и т.д. К западу от 170-го меридиана основной вклад в изменчивость этих величин на рис. 7 вносят нелинейные АЖВ, которые проявляются в виде наклонных полос с повышенными величинами этих характеристик.

Большинство AВЖ взаимодействует с возвышенностью Детройт (Detroit Rise) с горизонтальным размером 165 × 70 км (см. рис. 6б). Самая высокая гора здесь – гайот Детройт (Detroit guyot) с вершиной на глубине 1.55 км от поверхности моря и с горизонтальными размерами около 20 км. АЖВ, приближаясь к возвышенности, деформируются и изменяют форму от почти круглой до эллиптической, вращаясь при этом как твердые тела по часовой стрелке. Некоторые из них расщепляются надвое [30]. После прохождения возвышенности АЖВ постепенно уменьшаются в размерах и, как правило, расщепляются и распадаются, прежде, чем достигнут Курило-Камчатского желоба.

Чтобы определить происхождение водных масс в ядрах АЖВ, а также задокументировать захват и высвобождение воды с их периферии, в работе [30] вычислялись лагранжевы O-карты обратного времени. На рис. 8 в качестве примера показаны эпизоды из жизни АЖВ, измеренного 13 июня 2012 г. в рейсе авторами [32] и названного ими вихрем С. Инспектируя O-карты назад во времени, авторы [30] проследили историю вихря C со дня его образования в области АЕ на рис. 6б. После отделения от течения центр C пересек 170-й меридиан 5 ноября 2012 г. и в конце февраля приблизился к возвышенности Детройт, постепенно деформируясь в эллиптический вихрь (см. рис. 8a) и вращаясь по часовой стрелке. Он расщепился над возвышенностью надвое в середине мая (рис. 8б). Оба вихревых продукта расщепления ${{C}_{1}}$ и ${{C}_{2}}~$ прошли возвышенность к середине августа 2013 г., дрейфуя на запад (см. рис. 8в и 8г). Последний остаток вихря С пересек 161-й меридиан в конце мая 2015 г., и, следовательно, он перенес теплую воду Аляскинского течения к берегам Камчатки на расстояние порядка 1000 км в течение почти 4 лет.

Теплая и соленая вода субтропического происхождения из фронтальной зоны Куросио–Ойясио переносится северным тихоокеанским круговоротом в залив Аляски [54], а затем Аляскинским течением на запад к берегам Камчатки. Во время этого путешествия изопикнические потенциальная температура и соленость хорошо сохраняются. CTD измерения в рейсах в летние месяцы [31, 32] выявили типичную субарктическую вертикальную структуру АЖВ с характерной теплой и соленой мезотермальной водой в промежуточном слое 200–600 м, выше которого в слое 50–200 м располагалась дихотермальная вода. Сезонная модификация термохалинной структуры АЖВ изучалась в работе [30] на основе профилей буев Арго. В теплое время года тонкий верхний перемешанный слой распространяется до 10–20 м. Ниже этого слоя на глубине 50–200 м залегает дихотермальная вода. Мезотермальная вода наблюдается под холодной дихотермальной водой в слое 200–600 м. В холодное время года верхний перемешанный слой распространяется до 100–120 м с диапазоном солености 32.8–33.2 psu. Сезонный термоклин и галоклин простираются до 150–180 м. Во всех исследованных АЖВ слой теплой (3.7–4.2°C) мезотермальной воды с соленостью от 33.5 до 34.0 psu наблюдался ниже 200 м и простирался до 600 м.

АЖВ в области формирования могут достигать 300 км в поперечнике [30–32]. Авторы [30] отмечают, что все АЖВ после отделения от Аляскинского течения имели размер, превышающий 100 км. По мере движения этот размер уменьшается примерно до 30–50 км для АЖВ на стадии распада. Средняя трансляционная скорость этих вихрей равна $U$ = 1–2 км/ст, а орбитальная скорость у поверхности по данным дрифтеров оценивается в диапазоне $V = 0.2{\kern 1pt} - {\kern 1pt} 0.6$ м/с [31]. Число Россби имеет порядок 0.05–0.1 в соответствии с геострофическим приближением. Аномалии уровня моря вблизи центров находятся в диапазоне 0.1–0.4 м. Параметр адвективной нелинейности ${V \mathord{\left/ {\vphantom {V U}} \right. \kern-0em} U}$ превышает 10, что означает, что АЖВ являются выраженными когерентными структурами, несущими массу и энергию. Это подтверждается также большими значениями порядка 2.5–10 для отношения адвекции относительной завихренности к адвекции планетарной завихренности. Первый бароклинный радиус деформации Россби оценивается в 20 км. Аппроксимируя форму вихря параболоидом с радиусом на поверхности $R$ = 100 км и глубиной проникновения $H$ = 2 км, получаем оценку его объема ${{{{R}^{2}}H} \mathord{\left/ {\vphantom {{{{R}^{2}}H} 4}} \right. \kern-0em} 4}$ = 3 × 10⁴ км³. Мгновенный перенос таким вихрем составляет 3 Св. До своего распада АЖВ несут теплую и соленую мезотермальную воду в промежуточном слое. Они являются значительным источником этой воды для Курило-Камчатского течения, которое дает начало Ойясио у пр. Буссоль (см. pис. 1), которое, в свою очередь, переносит эту воду далее на юг к Японским островам.

7. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Синоптические долгоживущие антициклонические вихри глубоководных желобов являются важной составляющей циркуляции вод в западном субарктическом круговороте в Тихом океане, оказывая существенное влияние на перенос различных водных масс погоду, климат, биопродуктивность и рыбный промысел в территориальных водах России. Они регулярно возникают в определенных местах и могут стагнировать над желобом в течение длительного времени, прежде чем отправятся в долгий путь, используя желоб в качестве вихревода и осуществляя перенос термохалинных и других свойств и биоты на большие расстояния. Направление их движения к полюсам вдоль желобов, зачастую против среднего потока, не похоже ни на распространение волн Россби, ни на дрейф вихрей открытого океана под действием бэта-эффекта, ни на поведение других вихрей западных пограничных течений Мирового океана. Обсуждены различные возможные топографические причины такого дрейфа. Расчет лагранжевых карт различных индикаторов движения в альтиметрическом поле скорости позволил провести перепись всех вихрей Японского, Курило-Камчатского и Алеутского желобов, начиная с 1 января 1993 г. На основе данных судовых съемок и буев Арго показано, что термохалинная структура, глубина проникновения и гидрологические характеристики ядер вихрей различаются в зависимости от места их формирования и условий жизни.

Исследование выполнено при финансовой поддержке РФФИ в рамках научного проекта № 20-15-50058 (конкурс “Экспансия”). Расчет лагранжевых карт Курильских вихрей выполнен на вычислительном кластере, созданном при поддержке ТОИ ДВО РАН (проект №121021700341-2). Автор признателен В.Б. Лобанову за ценные замечания и советы.