Фронты и фронтальные зоны относятся к числу наиболее интересных явлений в океане. В соответствии с классическим определением фронтальной зоной считают такую зону в океане, где пространственные градиенты основных термодинамических характеристик по сравнению с их фоновым распределением. В свою очередь фронтальный раздел – это поверхность внутри фронтальной зоны, совпадающая с поверхностью максимального градиента одной или нескольких характеристик (температуры, солености, плотности, скорости и т.д.). Тогда фронт – это след пересечения фронтального раздела со свободной поверхностью океана [Федоров, 1983].

В океанологии фронтальные зоны подразделяют на климатические и синоптические. Климатические фронтальные зоны – это квазистационарные зоны, связанные с глобальным распределением, радиации, осадков и испарения, а также с влиянием общей циркуляции океана и атмосферы. Синоптические фронтальные зоны обусловлены процессами синоптического масштаба в океане и атмосфере. В океане возникает и ряд локальных фронтальных зон, а именно: у границ апвеллинга, у кромки шельфа мелководных морей (как баланс между стратификацией и сильными приливами), у устьев крупных рек и в эстуариях.

Фронты по масштабам также подразделят на крупномасштабные фронты климатического происхождения (планетарные), создаваемые постоянно действующими климатическими факторами, мезомасштабные фронты, связанные с процессами синоптического масштаба в океане, и мелкомасштабные фронты локального происхождения [Федоров, 1983]. Подобную классификацию фронтов Мирового океана предложил M. Tomczak [1996-2000] (рис. 1).

К фронтам планетарного масштаба относятся фронты таких течений, как Гольфстрим и Куросио. Климатические фронты могут быть связаны не только с основными крупномасштабными течениями, но и являться зонами взаимодействия ветвей общей циркуляции или быть результатом взаимодействия этих течений с крупномасштабными формами рельефа дна или береговой черты.

Океанские мезомасштабные фронты имеют самую разнообразную природу. В открытом океане это могут быть фронты теплых или холодных рингов Гольфстрима или Куросио (рис. 13); аналогичные фронты могут возникать на границах прибрежных и экваториальных апвеллингов. В мелководных районах приливные и сгонно-нагонные явления, перемешивая воды от поверхности до дна, способствуют образованию фронта в том месте, где воды мелководного шельфа соприкасаются с водами открытого океана. Поскольку вода прибрежной зоны океана обычно сильно отличается по своим физико-химико-биологическим свойствам от вод расположенных мористее, такие фронты выражена настолько хорошо, что видны визуально (рис. 2,3).

Мелкомасштабные фронты обычно образуются в местах впадения крупных рек или в их эстуариях. Такие фронты возникают на границе потока речных вод и часто являются соленостными, так как разделяют распресненные прибрежные воды от более соленых вод открытого океана. Они обычно характеризуются более резкими градиентами плотности и более узкие, чем температурные фронты, так как изменчивость солености здесь оказывается более эффективным.

Типичные масштабы фронтов Мирового океана следующие: характерный линейный (пространственный) размер - 10 м-10 км; перепад температур - 1-6°С, горизонтальные градиенты температуры - 0,1-3°С/км; перепад солености - 0,2-10 ‰, горизонтальные градиенты солености - 0,1-10 ‰/км (табл.).

Особенно интенсивные динамические процессы протекают в тех фронтальных зонах, где встречаются водные массы с наибольшими различиями физико-химических свойств, например, в субполярных и полярных фронтальных зонах. В то время как экваториальные и тропические фронтальные зоны менее динамичны, так как различия физико-химических свойств при этом невелики.

Важнейшим отличительными свойствами фронтальных зон вне зависимости от масштабов являются их сложная структура, высокая динамичность и пространственно-временная изменчивость. О сложности структуры, можно хотя бы судить по фронтальной зоне Субтропической конвергенции (рис. 4), которая включает множество отдельных фронтальных разделов. Наконец, фронтальные зоны являются областями повышенной биопродуктивности, чрезвычайно важными в промысловом отношении.

Типичные масштабы фронтов Мирового океана по данным наблюдений (*в исключительных случаях, например, для стоковых и эстуарийных фронтов и более указанного максимума) [Монин и Красицкий, 1985]

 

Фронты на поверхности океана имеют в основном вид протяженных полос с максимумами горизонтальных градиентов характеристик и экстремумами характеристик состояния морской поверхности. Внутри фронтальной зоны может существовать несколько фронтальных разделов. Визуально фронты чаще всего наблюдаются как относительно узкие полосы на морской поверхности (МП), в которых скапливается пена, поверхностно-активные вещества (ПАВ), водоросли, плавающий мусор и т.п., а также по резкому изменению характеристик поверхностного волнения, рассеивающего дневной свет.

 

Во фронтальных зонах обычно наблюдается сильная конвергенция (схождение) поверхностных течений и резкий горизонтальный сдвиг скорости; в первом случае - вода вдоль линии конвергенции опускается, а на МП концентрируются различные плавучие предметы и вещества; а во втором - из-за сильного сдвига скорости и поперечной неустойчивости потока, фронтальной зоне свойственна неустойчивость, которая может привести к меандрирования (петлеобразному изгибанию) линии фронта и образованию меандров, а затем вихрей (рингов) по ту или иную сторону от фронта, представляющих собой замкнутые кольцевые образования.

Безусловно, наиболее информативными космическими датчиками для мониторинга фронтов, выраженных в поле температуры поверхности океана (ТПО), являются датчики, работающие в инфракрасном (ИК) диапазоне, например, радиометры AVHRR на ИСЗ серии NOAA (рис.4) или ATSR/AATSR на ИСЗ ERS-1/ERS-2/Envisat, а также спектрорадиометры MERIS (на ИСЗ Envisat) и MODIS (на ИСЗ Terra и Aqua). Однако исследования последних лет показали, что космические радиолокаторы с синтезированной апертурой (РСА) также могут давать ценную информацию о фронтах в океане. Эта информация может, как дополнять ИК, так и заменять её в ряде случаев (рис. 5-8, 15). Механизм отображения фронтов на радиолокационных изображениях (РЛИ), как показано ниже, связан с влиянием на поле гравитационно-капиллярных волн и температуры.

Фронты и фронтальные зоны характеризуются резкими пространственными изменениями термодинамических характеристик морской среды и, следовательно, большими пространственными градиентами, чем в окружающих водах. Морская поверхность во фронтальной зоне или в окрестностях фронта может быть чрезвычайно изменчивой: в зонах конвергенций скапливаются пленки ПАВ, волновое поле в зоне фронта подвержено значительному влиянию сдвига скорости - те волновые системы, которые распространяются под небольшим углом к линии фронта или сдвига скорости претерпевают рефракцию или полное отражение (рис. 10). Кроме того, волнение в широком спектральном диапазоне значительно видоизменяется на сильных течениях, часто появляются области ослабления или усиления волнения. Этому способствуют конвергенции поверхностных течений и сдвиги скорости, которые обычно наблюдаются во фронтальных зонах (рис. 14). Более того, часто благодаря этому по одну сторону фронта интенсивность волнения может резко возрастать, а по другую сторону наблюдаются зоны «волновой тени». Часто во фронтальной зоне с сильным течением появляются «захваченные волны», которые распространяются в ней, как по волноводу. Поэтому волновое поле по обе стороны фронта может иметь различные волновые характеристики, которые способен регистрировать РСА.

Существенно влияние температурных контрастов и разности температур вода-воздух на радиолокационные контрасты. Замечено, что при слабых ветрах, область теплой воды часто покрыта интенсивной рябью, в то время как холодная часть фронтальной зоны выглажена или менее шероховата. Такие ситуации часто имеют место, когда температура воздуха близка к температуре воды. В этих случаях над холодной водой может создаваться устойчивая стратификация приводного слоя атмосферы, а над теплой водой - неустойчивая или нейтральная.

В случае, когда ветер дует поперек линии фронта и в условиях неустойчивости над теплой водой развиваются конвективные процессы и турбулентность, которые способствуют незначительному увеличению скорости ветра, а затем и скорости трения, которая определяет шероховатость МП. Это, в свою очередь, приводит к видоизменению поля ГКВ на теплой воде по сравнению с ним на холодной воде. Кроме того, часто бывает так, что скорость ветра над теплой водой становится больше пороговой для генерации ГКВ, и поэтому с одной стороны фронта МП покрыта рябью, а с другой нет. Такие ситуации очень часто наблюдаются на РЛИ Ладожского озера, где в весенне-летний период развивается термобар – динамический гидрологический фронт, отделяющий теплые прибрежные воды от холодных вод глубоководной центральной части озера (рис. 16). Таким образом, наличие значительных контрастов ТПО и вариаций разности температур вода-воздух поперек фронта может приводить к увеличению контрастов на РЛИ (рис. 9).

Взаимодействие поверхностных волн и мезомасштабных интенсивных течений является причиной значительной пространственной изменчивости волнения особенно во фронтальных зонах. В [Гродский и др., 1999; Grodsky et al., 2000] были проанализированы эффекты отражения волн, обнаруженные на Гольфстриме, при распространении волн попутно течению, а также линейчатые структуры, трассирующие фронтальные разделы и зоны конвергенции. Съемки с КА «Алмаз-1» сопровождались квазисинхронными измерениями течений и других гидрометеорологических параметров с борта НИС «Академик Вернадский», что позволило достаточно убедительно интерпретировать данные дистанционного зондирования. Эксперименты были проведены в конце августа начале сентября 1991 г. (рис. 10). По данным судовых измерений в момент съемок наблюдался западный ветер скоростью 7-10 м/с, а наблюдаемое волновое поле состояло из нескольких волновых систем, причем преобладающей была зыбь, распространяющаяся в диапазоне от восточных до северных направлений. Анализ спутниковых данных показал, что именно эти волны были зафиксированы на РЛИ КА «Алмаз-1». Преобладающее течение на этом участке Гольфстрима было направлено на северо-восток; волны зыби имели компоненту волнового вектора попутную течению. В этих случаях можно было ожидать, что на границах Гольфстрима могут наблюдаться эффекты отражения волн спутным течением. Анализ траекторий волновых пакетов и спектральный анализ последовательных фрагментов РЛИ позволил сделать вывод о наличии отраженных волн. Было показано, что зафиксированное волновое поле, состоящее из проходящих и отраженных волн, было сформировано при взаимодействии фонового волнения с сильным сдвиговым течением из-за рефракции волн. ПАВ, скапливаясь в зонах конвергенции течений и подавляя сантиметровую рябь, создавали на РЛИ темные линейчатые структуры, которые часто являются еще одним признаком фронтов при слабых ветрах, в то время как яркие из-за интенсификации волнения линейчатые структуры, трассирующие зоны конвергенций и сдвига скорости, создавали характерные поверхностные проявления, присущие фронтам, и наблюдались при более сильном ветре (рис. 11-14).

Таким образом, океанские фронты на снимках из космоса могут отобразиться по следующим причинам:

- в оптическом диапазоне: из-за разности цвета вод (биооптических характеристик), вступающих во взаимодействие; особенно это характерно для фронтов прибрежной зоны.

- в ИК диапазоне: из-за различной температуры соприкасающихся водных масс/течений.

- в СВЧ диапазоне: из-за: 1) скопления пленок ПАВ в зонах конвергенции поверхностных течений (темная(ые) полоса(ы) на РЛИ); 2) трансформации поля, как поля ГКВ, так и крупных волн в зонах сдвига скорости течения и конвергенции (светлая полоса на РЛИ); 3) трансформации атмосферного погранслоя над фронтальной зоной с резкими градиентами температуры (граница на РЛИ, разделяющая зоны разной яркости (интенсивности)).

Однако из-за того, что процессы, происходящие на фронтах и во фронтальных зонах, имеют самую разнообразную природу и масштабы они не всегда имеют типичные признаки, которые позволили бы с 100% уверенностью обнаружить их на снимках из космоса. Более того, они могут иметь различные поверхностные проявления в зависимости от скорости ветра, интенсивности волнения и ряда др. факторов. Анализ эволюции волнового поля во фронтальной зоне иногда позволяет получить информацию о фронтальных разделах даже в тех случаях, когда другие поверхностные проявления отсутствуют, причем мониторинг или оперативный контроль таких ситуаций возможен только с помощью космического РСА.

Рис. 1. Классификация океанских фронтов [M. Tomczak, 1996-2000].

Рис. 2. Прибрежный фронт, разделяющий распресненные и морские воды в заливе Ла-Плата на подходе к г. Монтевидео (Уругвай) (фото В. Морозов, 1.11.2005).

 

Рис. 3. Прибрежный фронт, разделяющий речные воды р. Херберт и морские воды к северу от г. Таунсвилл (Восточная Австралия) (фото M. Heron, 27.03.2000).

 

Рис. 4. Фронтальные зоны и вихревые структуры в поле ТПО к югу от Южной Африки (зона Субтропической конвергенции - взаимодействия холодного Бенгуэльского течения с теплым течением мыса Игольного) на ИК изображении спутника NOAA (15.09.2003). © NOAA

Рис. 5а. Субарктический фронт в Японском море. РЛИ спутника ERS-2 (2.04.2000, 01:52 UTC) © ESA.

Рис. 5b. Субарктический фронт в Японском море. Изотерма 2°С проведена по данным анализа ТПО за 2.04.2000. Сечение поля ТПО вдоль прямой красной линии, показанной на ИК-изображении. © ESA, JMA.

Рис. 5c. Субарктический фронт в Японском море.Усредненное за 5 дней поле температуры поверхности океана (ТПО) Японского моря. © ESA, JMA.

Рис. 6a. Термические и динамические структуры на границе течения Соя. Инфракрасное изображение со спутника NOAA (13.05.2002, 03:46 UTC).© NOAA

Рис. 6b. Термические и динамические структуры на границе течения Соя. РЛИ спутника ERS-2 (13.05.2002, 01:18 UTC). © ESA

Рис. 7. Граница фронта течения у побережья Кореи, корабельные следы и нефтяные разливы; фрагмент РЛИ ERS-2 (27.09.1999, 02:01 UTC). ©ESA

Рис. 8. Фронт течения у побережья Кореи, вихревая неустойчивость на фронтальном разделе и корабельные следы; фрагмент РЛИ ERS-2 (27.09.1999, 02:01 UTC). © ESA

 

Рис. 9. Радиолокационные изображения спутника ERS-1 от 13, 16 (слева), 19 и 22 (справа) сентября 1991 г. (03:10 UTC), совмещенные с картами ТПО, полученными по данным радиометра AVHRR на спутнике NOAA-12. Хорошо видно совпадение линейчатых структур на РЛИ с поверхностными структурами, связанными с температурными фронтами на северной и южной границах Гольфстрима. Эти эффекты могут быть объяснены только процессами трансформации атмосферного погранслоя и повышенной конвективной активностью над теплой водой Гольфстрима [Beal et al., 1997].

 

Рис. 10. Серия рисунков, демонстрирующих трасформацию волнового поля при взаимодействии с интесивным течением/фронтом. Ввверху: Анализ волнового поля на РСА-изображении спутника «Алмаз-1»: РЛИ «Алмаз-1» от 28.08.1991 (12:16 UTC), наложенное на поле температуры (радиометр AVHRR); точки на РЛИ показывают места, где были рассчитаны спектры РЛИ; на врезке - увеличенный фрагмент южной части РЛИ; внизу - волновое поле в северной (т. 4) и южной (т. 22) частях РЛИ.

В центре: модельное поле течений (изотахи проведены через 0,5 м) с траекториями волновых пакетов для систем волнения А и В (а) и зыби (b); W – направление ветра.

Внизу: выборка двумерных спектров РЛИ, отражающая эффект трансформации фонового волнового поля при пересечении интенсивного течения [Гродский и др., 1999]

 

Рис. 11. Радиолокационное изображение КА «Алмаз-1» (28.08.1991, 12:16 UTC), на котором отобразились температурные и динамические проявления, связанные с фронтальной зоной Гольфстрима. © НПО машиностроения

Рис. 12. Интерпретация РЛИ, приведенного на рис. 11. Проявление поверхностных аномалий связаны первого с взаимодействием поверхностного волн со сдвигом скорости течения, а термических – с трансформацией атмосферного програнслоя[Гродский и др., 1999].

Рис. 13. На фрагменте РЛИ спутника «Алмаз-1» (7.09.1991, 19:30 UTC) видна фронтальная граница молодого теплого ринга Гольфстрима (скорость ветра 10-12 м/с). Наиболее специфические особенности - характерная текстура ринга и граница раздела переменного контраста. Течения у поверхности до 1 м/с, разница температур 2-3°С на поверхности и до 10°C на глубине 300-400 м [Ivanov and Ginzburg, 2002]. © НПО машиностроения.

Рис. 14. Поле постепенно меняющихся поверхностных течений, которое представляет все возможные типы динамических фронтов – от конвергенции (1) до сдвига скорости (5).

Рис. 15. Прибрежный фронт р. Кутай (о. Калимантан, Индонезия), разделяющий речные и морские воды в Макасарском проливе на РЛИ ERS-2 (12.12.1999, 02:29 UTC). © ESA

Рис. 16. Термобар – гидрологический фронт в Ладожском озере, отделяющий теплые прибрежные воды (светлый тон изображения) от холодных (темный тон) вод глубоководной центральной части озера на РЛИ ERS-1 (12.07.1993, 08:56 UTC). © ESA

 

Литература

 

Федоров К.Н. Физическая природа и структура океанических фронтов. Л.: Гидрометеоиздат, 1983, 296 с.

Монин А.С., Красицкий В.П. Явления на поверхности океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1985, 373 с.

Радиолокация поверхности Земли из космоса / Под. ред. С.В.Викторова и Л.М. Митника. Л.: Гидрометеоиздат, 1990, 200 с.

Tomczak M. (1996). Fronts in shallow seas and estuaries (…………).

Иванов А.Ю., Нефедьев В.П., Смирнов А.В., Эткин В.С. Исследование динамики мезомасштабных фронтов по данным дистанционного зондирования океана в СВЧ-диапазоне // Изв. АН СССР, ФАО, 1986, № 4, с. 440-447.

Иванов А.Ю., Литовченко К.Ц., Альперс В., Науменко М.А., Каретников С.Г. Проявления гидрофизических процессов на поверхности Ладожского озера на радиолокационных изображениях ERS-1 // Исследование Земли из космоса, 1999, № 5, c.63-75.

Гродский С.А., Кудрявцев В.Н., Иванов А.Ю., Зайцев В.В., Соловьев Д.М. Взаимодействие поверхностных волн с Гольфстримом по данным радиолокатора с синтезированной апертурой КА «Алмаз-1» // Исследование Земли из космоса 1996, № 3, с.38-47.

Гродский С.А., Кудрявцев В.Н., Иванов А.Ю. Исследование фронтальной зоны Гольфстрима с использованием радиолокатора с синтезированной апертурой КА «Алмаз-1» и контактных измерений // Исследование Земли из космоса. 1996, № 6, c.59-70.

Гродский С.А., Кудрявцев В.Н., Иванов А.Ю. Наблюдения фронтальной зоны Гольфстрима радиолокатором с синтезированной апертурой КА «Алмаз-1» и с борта НИС «Академик Вернадский» // Океанология, 1999, т.39, № 3, с.356-369.

Гродский С.А., Кудрявцев В.Н., Иванов А.Ю. Наблюдения океанского волнения на Гольфстриме РСА КА «Алмаз-1» и с борта НИС «Академик Вернадский» // Исследование Земли из космоса, 1999, № 2, c.63-70.

Askari F., Chubb S.R., Donato T., Alpers W. and Mango S.A. Study of Gulf Stream features with a multi-frequency polarimetric SAR from the Space Shuttle // Proceedings IGARSS'97, 1997, v.4, p. 1521-1523.

Askari F., Geernaert G.L., Keller W.C. and Raman S. Radar imaging of thermal fronts // Int. J. Rem. Sens., 1993, 14, p. 275-294.

Beal R.C., Katz I. and De Leonibus P. (Eds.). Spaceborne SAR for oceanography. The Johns Hopkins University Press, 1981, 213 p.

Beal R.C., Kudryavtsev V.N., Thompson D.R., Grodsky S.A., Tilley D.G., Dulov V.A. and Graber H.C. The influence of the marine atmospheric boundary layer on ERS-1 synthetic aperture radar imagery of the Gulf Stream // J. Geophys. Res., 1997, 102, C3, p. 5799-5814.

Chubb S.R., Donato T., Askar F., Romeiser R., Ufermann S., Cooper A.L., Alpers W., Mango S.A., Lee J.S. Study of Gulf Stream features with a multi-frequency polarimetric SAR from the Space Shuttle // IEEE Trans. Geosci. Remote Sensing, 1999, 37, p. 2495-2507.

Clemente-Colon P. Coastal oceanography applications of SAR in the Middle Atlantic Bight. Ph.D. Thesis, University of Delaware, 2001.

Fu L.-L. and Holt B. Seasat views ocean and sea ice with synthetic aperture radar. NASA/JPL Publication 81-120, 1982, 200 p.

Grodsky S., Kudryavtsev V. and Ivanov A. Quasisynchronous observations of the Gulf Stream frontal zone with Almaz-1 SAR and measurements taken on board the R/V Akademik Vernadsky // The Global Atmosphere and Ocean System, 2000, 7, p. 249-272.

Hayes, R.M. Detection of the Gulf Stream / In: Spaceborne SAR for Oceanography. The Johns Hopkins Univ. Press, 1981, p. 146-160.

Ivanov, A.Yu., Alpers W., Naumenko M.A., Karetnikov S.G. Lake Ladoga surface features on the ERS-1 SAR imagery (http://earth.esa.int/symposia/papers/ivanov/) .

Ivanov A.Yu. and Ginzburg A.I. Oceanic eddies in synthetic aperture radar images // Proc. Indian Acad. Sci. (Earth Planet. Sci.), 2002, 111, 3, p. 1-15.

Ivanov A.Yu., Grodsky S.A. and Kudryavtsev V.N. Observation of the Gulf Stream frontal zone by using the Almaz-1 synthetic aperture radar / In: Oceanic Fronts and Related Phenomena (Konstantin Fedorov Memorial Symposium). IOC Workshop Report 159. Moscow, GEOS, 2000, p. 218-225.

Johannessen J.A. et al. Synthetic aperture radar imaging of upper ocean circulation features and wind fronts // J. Geophys. Res., 1991, 96, C6, p. 10411-10422.

Johannessen J.A., Digranes G., Espedal H., Johannessen O.M., Samuel P., Brown D. and Vachon P. SAR Ocean feature catalogue, 1994, ESA SP-1174.

Johannessen J.A., Shuchman R.A., Digranes G., Lyzenga D.R., Wackerman C., Johannessen O.M. and Vachon P.W. Coastal ocean fronts and eddies imaged with ERS-1 synthetic aperture radar // J. Geophys. Res., 1996, 101, C3, p. 6651-6667.

Kenyon K.E. Wave refraction in ocean currents // Deep Sea Res., 1971, 18, p. 1023-1034.

Kudryavtsev V.N., Grodsky S.A., Dulov V.A. and Bol'shakov A.N. Observation of wind wave field in the Gulf Stream frontal zone // J. Geophys. Res., 1995, 100, C10, p. 20715-20727.

Lichy D.E., Mattie M.G. and Mancicni L.J. Tracking of a warm water ring / In: Spaceborne SAR for Oceanography. The Johns Hopkins University Press, 1981, p. 171-184.

Lyzenga D.R. and Marmorino G.O. Measurement of surface currents using sequential synthetic aperture radar images of slick patterns near the edge of the Gulf Stream // J. Geophys. Res., 1998, 103, C9, p. 18769-18777.

Lyzenga D.R. Effects of intermediate-scale waves on radar signatures of ocean fronts and internal waves // J. Geophys. Res., 1998, 103, C9, p. 18759-18768.

Mapp G.R., Welsh C.S. and Munday J.C. Wave refraction by warm core rings // J. Geophys. Res., 1985, 90, C4, p. 7153-7162.

Marmorino G.O., Jansen R.W., Valenzuela G.R., Trump C.L., Lee J.S., and Kaiser J.A.C. Gulf Stream surface convergence images by synthetic aperture radar // J. Geophys. Res., 1996, 101, p. 25661-25674.

Mitnik L.M. and Lobanov V.B. Reflection of the oceanic fronts on the satellite radar images / In: Oceanography of Asian Marginal Seas. Elsevier Oceanography Series, 54. Elsevier, 1991, p. 85-101.

Nilsson C.S. and Tildesley P.C. Imaging of oceanic features by ERS-1 synthetic aperture radar // J. Geophys. Res., 1995, 100, C1, p. 953-967.

Sheres D., Kenyon K.E., Bernstein R.L. and Beardsley R.C. Large horizontal surface velocity shears in the ocean obtained from images of refracting swell and in situ moored current data // J. Geophys. Res., 1985, 90, C3, p. 4943-4950.