Гидрологическая структура и циркуляция вод Красного моря Абдалла Мохамед Абдалла

Данный автореферат диссертации должен поступить в библиотеки в ближайшее время
Уведомить о поступлении

Диссертация - 480 руб., доставка 10 минут, круглосуточно, без выходных и праздников

Автореферат - 240 руб., доставка 1-3 часа, с 10-19 (Московское время), кроме воскресенья

Абдалла Мохамед Абдалла. Гидрологическая структура и циркуляция вод Красного моря : ил РГБ ОД 61:85-11/136

Содержание к диссертации

Введение

ГЛАВА I. Особенности формирования гидрологического режима Красного моря ...

1.1. Физико-географические черты 6^-7

1.2 Метеорологические особенности .. 7-12

1.3 Уровень моря 12-15;

1.4.. Водный и солевой баланс ... 16-22

1.5. Гидрологическая структура вод и водные массы. 22-33

1.6- Течения 33-38

ГЛАВА 2. Геострофическая циркуляция 39-63

ГЛАВА 3. Тешохалинная структура вод и ее сезонная изменчивость

3.1. Поле температуры 64-81

3.2. Поле солености. 81-96

3.3. Вертикальная термохалинная структура ... 97-120

3.4. Придонные аномалии термохалинных характеристик 120-133

3.5 Термохалинный анализ водных масс 134-144

ГЛАВА 4 Сезонная изменчивость водоошена через бабэль-мандебский пролив 145-173

заключение. ...174-176

литература

Метеорологические особенности
Водный и солевой баланс
Вертикальная термохалинная структура
Термохалинный анализ водных масс

Введение к работе

Океанологическая изученность Красного моря недостаточна как для познания природы этого своеобразного водоема, так и для удовлетворения практических потребностей государств, находящихся на его побережье,, в том числе Арабской республики Египет» Эти интересы связаны прежде всего, с течениями в море, которые играют важную роль в судоходстве, рыболовстве и других аспектах хозяйственного использования, а течения известны лишь весьма приблизительно.

Очень актуальны вопрос о водообмене через Баб-эль-Мандебский пролив, одном из главных факторов формирования гидрологической структуры моря. Этот вопрос имеет и более широкое океанологическое значение, как часть общей проблемы водообмена в Мировом океане.

Открытие горячих рассолов в глубоководных впадинах Красного моря вызвало новые теории и предположения о формировании химического состава Мирового океана. Поэтому весьма важно оценить степень влияния рассолов на термохалинную структуру вод Красного моря, а через это - и Мирового океана.

Наконец, подобный анализ гидрологической структуры и циркуляции вод моря, ее сезонной изменчивости представляет собой и необходимую океанологическую основу для дальнейшего изучения моря, осуществления проектов его практического использования, планирования, экспедиций.

Исходя из указанных предпосылок в диссертации поставлена цель - исследование горизонтальной циркуляции и термохалинной структуры вод Красного моря, их взаимодействия и сезонной изменчивости, включая особенности водообмена через Баб-эль-Ман-

дебский пролив.

В соответствии с этой целью в работе решались следующие научные задачи:

определение роли основных факторов, формирующих гидрологический режим моря;

исследование среднемноголетней геострофической циркуляции вод и ее сезонной изменчивости;

исследование среднемноголетних полей температуры и солености воды, вертикальной термохалинной структуры вод, их пространственно-временной (сезонной) изменчивости ;

проведение объемного термохалинного анализа и выделение водных масс;

выявление влияния горячих рассолов на гидрологические характеристики глубинных слоев моря;

установление особенностей водообмена через Баб-эль-Мандебский пролив в разные сезоны года.

Для решения поставленных в диссертации задач использовался более полный, чем в предыдущих работах по Красному морю массив гидрологических данных советских и зарубежных экспедиций. Он был обработан и обобщен с помощью современных методов океанологического анализа. Это дало возможность впервые получить полную коллекцию графических схем и разрезов, отражающих характер геострофических течений и гидрологических полей на всей акватории моря, их пространственно-временную изменчивость в каждый из сезонов года. Также впервые получено детальное представление об особенностях водообмена через Баб-эль-Мандебский пролив в каждый из сезонов. По более полному массиву данных уточнены объемы вод моря с разными т, s - характеристиками. Предложена новая (уточненная) типизация водных масс моря.

Содержащиеся в работе характеристики и схемы геострофических течений, распределения температуры и солености воды представляют непосредственный практический интерес, прежде всего, для выявления и оценки зон повышенной биологической продуктивности. Для этой цели особенно важны выделенные в море области циклонических и антициклонических круговоротов, зоны подъема и опускания вод, а также пути и границы распространения в море аденских вод, обогащенных питательными веществами»

Знание особенностей циркуляции и термохалинной структуры вод необходимо и для изучения путей и характера переноса и рассеивания примесей, бытовых и промышленных стоков, роль которых существенно возрастает в связи с интенсивным хозяйственным освоением берегов и шельфовых зон моря»

Установленные особенности водообмена через Баб-эль-Мандебский пролив следует учитывать при расчетах водного и солевого баланса моря, времени полного обмена его вод.

Содержащийся в диссертации, материал, набор схем и разрезов может быть использован для проведения расчетов и прогнозов, составления атласов, лоций и других справочных пособий по гидрологии Красного моря.

ШВА І. ОСОБЙШОСТИ ФОРМИРОВАНИЙ ГИДРОЛОГИЧЕСКОГО

РЖЙМА КРАСНОГО МОРЯ

I.I. Физико-географические черты

Красное море расположено между Африкой и Аравийским полу-островом* Оно простирается к северо-западу от Баб-вль-Мандебско-го пролива на 1932 км, при средней ширине 145 км. Максимальная ширина моря в южной части 306 км. Площадь моря 460 тыс.км², объем воды 182 тыс.км³ (Атлас океанов, 1977). На юге море соединяется с Аденским заливом Индийского океана через узкий Баб-эль-Мандебский пролив, на севере Суэцким каналом со Средиземным морем. Синайский полуостров делит северную часть моря на мелководный Суэцкий залив и глубокий, узкий, отделенный высоким порогом залив Акаба.

Средняя глубина Красного моря —396 м, наибольшая глубина - 3039 м находится в осевой впадине моря в точке с координатами 19В5 спи* 3840 в.д, (Атлас океанов, 1977)* Ширина Баб-эль-Мандебского пролива около 26 км, максимальная глубина до 200 м, площадь поперечного сечения 2,72 км²» Глубина порога со стороны Красного моря около 170 м, а в южной части -меньше 125 м.

Берега Красного моря преимущественно ровные, песчаные, местами скалистые, изрезаны слабо. В южной части моря берега окаймлены широким, усеянным рифами шельфом. Здесь глубины не превышают 50 м. Мористее шельф резко сменяют участки материкового склона с глубинами до 50Q м, за которыми следует глубокая узкая центральная впадина с глубинами, превышающими 1500 м и даже 2000 м. К северу шельф сужается, а центральная

впадина становится шире.

Относительно недавно_г в 1963-1966 гг., в Красном море было сделано одно из самых сенсационных океанологических открытий нашего времени. В центральной части осевой впадины моря, на глубинах более 2000 м обнаружили несколько котловин, заполненных водой с аномальными свойствами (рис, І»І). В этих котловинах, в придонном слое воды толщиной до 200-300 м температура превышает 50-60, а соленость доходит до 300#_о и выше (Шпай-xep_r 1968), Котловины получили названия по имени открывших их научно-исследовательских судов. Самая крупная котловина -Атлантис-П, площадью около 60 км , а самая маленькая — Чейн. Третья котловина называется "Дискавери".

1»2# Метеорологические особенности

Режим ветра над Красным морем обусловливается взаимодействием нескольких барических центров, как постоянных (центрально-африканская область пониженного давления, область повышенного давления над северо-западной Африкой), так и сезонных (центры повышенного давления зимой и пониженного давления летом над Центральной Азией). Взаимодействие перечисленных барических систем определяет преобладание в летний сезон северных ветров по всей протяженности моря» Зимой в южной части моря - от Баб-эль-Мандебского пролива примерно до 18с.ш. - господствуют южные ветры, а севернее сохраняются ветры северных направлений (Эдельман, 1968). Такой характер направления преобладающих ветров, в основном вдоль продольной оси моря, в значительной мере определяется гористым рельефом берегов. В прибрежных районах моря хорошо развиты дневные и ночные бризы, связанные с большим суточным теплообменом между сушей и атмосферой ( Morcos , 1970).

-a-

Рис. I.I. Основные особенности морфометрии Красного моря.

Патзерт ( Patzert , 1972) обобщив данные предыдущих исследований, составил схему сезонной изменчивости скорости и направления преобладающих над Красным морем ветров (рис. 1.2) Из схемы видно, что зона конвергенции северо-северо-западных и юго-юго-восточных ветров с октября по декабрь расположена в районе 19с.пи и затем медленно перемещается в южном направлении до июня, когда над всей акваторией моря преобладающими становятся северо-северо-западные ветры. Наибольших скоростей (свыше 9 м/с) эти ветры достигают в июне-сентябре над северной частью моря. Наибольшая скорость юго-юго-восточных ветров (около 9,3 м/с) наблюдается с ноября по февраль над южной частью моря.

Температура воздуха в течение года обычно ниже над северной частью Красного моря, чем над южной. Южнее 26 с.ш. среднегодовая температура воздуха медленно повышается. Район между

20 С.Ш. И 16 С.Ш. СаМЫЙ ТепЛЫЙ над МОрем ( El-Fandy t 1952).

Средняя температура воздуха в августе 27,5 на севере и 32,5^ на юге, максимальная температура достигает 47. Зимой прохладнее: температура в январе на севере понижается до 15,5, а на юге до 27 (Владимирцев, Косарев, 1972). Температурные условия в южной части Красного моря более постоянны, чем в северной. Кроме того,, среднесуточные изменения температуры воздуха

Также Меньше В ЮЖНОЙ ЧаСТИ МОРЯ ( Morcos , 1970)

Осадков над Красным морем и его побережьем выпадает крайне мало: дожди бывают„ главным образом, в виде ливней, связанных с грозами и иногда с пыльными бурями. В целом за год над

МОрем ВЫПадает В Среднем 50 ММ ОСаДКОВ ( Morcos , 1970).

Как это характерно для очень сухого климата, годовое количество осадков подвержено значительной межгодовой изменчивости.

а см

оЯФ М А МИ U АС 0 Н ДЯ <Р

Рис. 1.2. Сезонная изменчивость ветров

над Красным морем і Patzert,i972)_l

Непосредственных измерений величины испарения с поверхности Красного моря сделано очень мало.

По данным Верселли ( verceiii t 1925), величина испарения в среднем за год составляет 350 мм. С учетом вывода Бюста „(wiist »1954) о том, что фактическое испарение с поверхности моря составляет в среднем 55% испарения, измеренного на борту судна, величина испарения по данным Верселли снижается до 193,5 см/год, что ближе к современным данным. На основании

фИЗИЧеСКОЙ теории, Нейман ( Neumann, 1952), Егоров (1950),

н'ыми скоростями ветра лишь в южной части Красного моря, тогда как в северной - с повышенным в зимний период градиентом давления водяного пара в приводном слое атмосферы. Моркос ( Morcos, 1970) и Патзерт ( Patzert , 1972) отмечают, что величины испарения с поверхности Красного моря, полученные Прайветтом, наиболее достоверны, поскольку определены на основе многолетнего ряда наблюдений, охватывающего все сезоны года и основную часть районов моря. Кроме того, данные, полученные на основании инструментальных наблюдений за течениями в Баб-эль-Мандебском проливе Хшлидеи и Бибиком (1979) показывают, что положительная составляющая водообмена достигает наибольшего значения в ноябре, когда по Прайветту, испарение в южной части моря идет с наибольшей скоростью.

1*3» Уровень моря

Формирование уровневого режима моря происходит под влиянием различных факторов: изменения составляющих водного баланса (разности осадки-испарение), водообмена через Баб-эль-Мандебский пролив, а также плотности воды вызывают объемные колебания уровня моря. Влияние барических полей, ветров и приливов сказывается в деформационных изменениях уровня, проявляющихся в отдельных частях моря. Во времени здесь выделяются как периодические изменения уровня (сезонные, суточные), так и непериодические (сгоны), Патзерт ( Patzert,1972) отмечает, что изменчивость поля ветра над морем играет решающую роль в изменчивости уровня от сезона к сезону. Вместе с тем, величина испарения, по его мнению, не оказывает решающего влияния на сезонную изменчивость уровня Красного моря.

Обобщив и дополнив данные предыдущих исследователей, Патзерт рассматривает внутригодовое распределение уровня Красного моря по трем пунктам: Суэц (северная часть моря). Порт Судан (центральная часть моря) и оЛерим (южная часть моря) и сравнивает его с сезонной изменчивостью уровня в районе Адена (рис, 1,3а).Б северной части Красного моря уровень повышается в холодный период года и понижается в теплый. Максимальное превышение уровня над средним многолетним наблюдается в декабре (12 см), наибольшее понижение в сентябре (21 см)» Размах колебаний уровня в северной части Красного моря от сезона к сезону достигает 33 см. Колебания уровня в центральной части моря происходят синфазно с колебаниями уровня в районе Суэца, а размах колебаний составляет 35 см (см. рис. 1,3а) Изменчивость уровня в южной части моря и в предпроливном районе Аденского залива характеризуется сдвигом зимнего максимума на май (9 см и 10 см соответственно) и летнего минимума на сентябрь в районе о.Перим (14 см), и август в районе Адена (также 14 см).

Патзерт отмечает, что сдвиг экстремумов внутригодового распределения уровня в южной части моря, по сравнению с северной и центральной частями связан с особенностями поля ветра и циркуляции вод. В противоположность этому, Богданова (1974) считает, что изменчивость уровня Красного моря зависит в основном от величины испарения воды с его поверхности. С полем ветра связаны лишь наиболее редкие изменения уровенной поверхности моря. По данным Верселли ( Verceiii , 1925) Богданова построила профиль уровненной поверхности моря от Суэца до Адена для каждого месяца (см. рис. I»3d ) .

... Согласно Патзерту ( Patzert , 1972) и Богдановой (1974)

О -10

1.10

о» «J

-ю

iC-

Сул/«

-Ю -

_{г- .о}

:0 :-1б

-10 .

О? О

3 ti-^sV*-

-/О

т—I—I—I—Г7

~~1 1 J I~~' ~~i\i~~ ~~\ і \ Ц і~~

Л'Зг^зз'в.'ь.

_{v.y _...}

I ~~Г /Г 1~~

%-ЪГ&&'

~~II 1 I \ I 1~~

3^#'25'в>

\ ~~1 .1 1 1~~

~~Mil~~ у

C3 .5.5

c3 [45 ~сз\о,5 3/ДЗЇ4.5

«3 45 С "2,5 ВІ4.5

.' . .¹

C3 ^^^^^^^^_2j5s!/,o '—- сіг.5 ^П /x

fl|<₍5

B\lft CC3J45 -*. flrflj?,5 -^ ^ J/

3 ST'"^^'" " сзГг.5 /oaUs

СЗ',2,5

lraia5 ^C3!^A'⁵

Масштаб ypoBw- —н /0 см

і і і ' ' ' ' ' '

I U А 51 S- -зі S&ffiu S.2

Рис.І.З. Внутригодовое изменение уровня моря (.Tatzert,l972)-a

и продолный профиль уровенной поверхности (Богданова, 1974)-6

можно считать,, что основные особенности сезонной изменчивости уровня Красного моря заключаются в следующем:

выше всего положение уровня в холодный сезон года и ниже всего - в теплый. В переходные периоды смены муссона (апрель-май и сентябрь-октябрь) уровенная поверхность моря приближается к горизонтальной;

в холодный сезон года уровенная поверхность наклонена от центрального района моря к северу и к югу, в теплый сезон наблюдается наклон уровня с юга на север, что связано с режимом преобладающих ветров ;

- наибольший размах колебаний уровня наблюдается в северной и центральной частях моря.

Преобладающие летом по всему морю ветры северных румбов создают нагон вод вдоль африканского побережья и сгон у аравийского* Вследствие этого, уровень моря у африканского побережья выше, чем у аравийского. Зимой над южной частью моря (до 2Qc.nu)господствуют ветры южных румбов, а над северной сохраняются северные ветры. Поэтому, вдоль самой северной части аравийского побережья преобладает подъем вод, а в более южных районах наблюдается их опускание. В этом случае в северной части моря, у аравийского побережья, уровень ниже, чем у африканского, а в более южных районах положение уровня у берегов моря обратное (Бибик, 1968 ; Эдельман, I96BK

Приливы в Красном море преимущественно полусуточного типа ( Defant , 1961). Величина прилива в северной части моря около боем, а в южной увеличивается до I м. Время полной воды на юге наступает на 6 часов раньше, чем на севере. Приливы в Красном море складываются из реакции самого моря на силы, вызывающие прилив и синхронных приливов в Аденском заливе, причем

эти составляющие почти одинаковы по величине.

ІЛ. Водный и солевой баланс

Красное море, как и всякий средиземный бассейн, имеет ограниченный водообмен с открытым океаном. Как указывал Н.Н.Зубов (1947), режим таких бассейнов определяется следующими факторами:

а) Величиной пресной составляющей водного баланса (осадки
плюс береговой сток и минус испарение)»

б) Толщиной дятельного слоя, т.е. глубиной, до которой
проникают сезонные колебания температуры и солености;

в) Величиной водообмена, характеризуемой площадью попереч
ных сечений соединяющих проливов.

г) Глубиной порога, обеспечивающей водообмен не только по
верхностными, но и глубинными водами.

В таблице I»'. , показаны результаты расчетов водного баланса Красного моря, сделанных различными авторами, (как по уравнению водного баланса, исходя из принципа постоянства объема вод моря, так и на основании наблюдений за течениями в Баб-эль-Мандебском пролив ).

Результаты расчетов Сейдлера ( siedier , 1968) хорошо согласуются с данными Патзерта ( patzert , 1972) о расходах поверхностного течения из Аденского залива в Красное море -0,59 ІІ0⁶ м³/сек и 0,57 х I0⁶ м³/сек соответственно_г и результатами Химщы,Бйбжка_\ (1979) для декабря, как для поверхностного течения, так и для подповерхностного противотечения, -0,43 х I0⁶ м³/сек и 0,46 х I0⁶ м³/сек соответственно. В среднем за год, по Хщшце,Бибику:.^., приток воды в Красное море составляет 0,46 х I0⁶ м³/сек (14506 км³/год), отток -

Таблица I

Водный баланс Красного моря

Метод > Расчет по уравнению водного Прямые* измерения течений в Ёаб-эль-Мандебском

баланса при условии постоянст- проливе ва объема вод моря

Автор

MorcoS . Богданова ёч-asbhoff Ик'цттеи \/et~ceui

1970 1966 1974 1969 Ші 1925

36.6 36.9 40.5 39.,7

AR(n 74 мї 46.3(0-60 м) 4310-74 м) 23 Л( 50-100 м)

43(74-196 м) 69.4(100-196 м)

0.51 дек.

0.46

Ті х ІО⁶ м³/о 0.358 0.730 - 0.29 0.461

Т« х ІО⁶ м³/с Q.330 0.692 - 0.26 0*424

СП-Т^х ІО⁶ м³/а 0.028 0.038 0.043 0.03 0.037

0.4631 0.ІІ6) 0,486

0.093

0.579 0.59

0,43 0.16

0.46 год

0.42

0.05 0.033

[х IQ⁶ м³/с 0.0284 0.038 Е і км³/год

. см/год

0.043 1359 297

Q.028 876 200

0.037

254.6

0.051 1605 350

0.028 876 200

Продолжение таблицы I

Условные обозначения: л - воды поступающие в Красное море; f - воды выносимые из

Красного моря ; S %> — соленость воды ; V см/с - скорость ; Т м³/с — расход воды; Ё -испарение.

0,42 x 10 м³/сек (13245 км³/год) и положительная составляющая-водообмена равна 0.033 х Ю⁶ м³/сек (1041 км³/год) (табл. I, ).

Расчет водного баланса Красного моря с учетом сезонной изменчивости его уровня приводит Богданова (1974)» Она отмечает» что среднегодовое значение положительной составляющей водообмена равно 0»43 х Ю⁶ м³/сек (1359 км³/год), что близко к величине, полученной "Хийщей и "Бибжкрм (см.выше). Годовой ход водного баланса Красного моря имеет два максимума - в ноябре и апреле, и два минимума - в июле и феврале - марте. Наибольшее превышение притока над испарением наблюдается в ноябре -0,22 х I0⁶ м³/сек, а наибольший дефицит - 0,019 х Ю⁶ м³/сек отмечается в июле.

Внутригодовое распределение расходов воды, поступающих с поверхностными, и подповерхностными течениями в Красное море и Аденский залив, полученное по инструментальным наблюдениям над течениями Дщощей и ;Бжбикрм (1979) показывает, что положительная составляющая водообмена достигает наибольших значений в зимний сезон (табл.. ~2 >)_# Из этой таблицы видно, что максимум положительной составляющей водообмена приходится на ноябрь (0,069 х I0⁶ м³/с), что полностью соответствует предположению Прайветта ( Privett » 1959) о повышенном поступлении вод Аденского залива в Красное море в этот период года в результате повышенного испарения. Кроме того, из табл. 2. видно, что интенсивность водообмена в холодный сезон года также выше, чем в теплый, что соответствует результатам Патзерта (Patzert, 1972) и Богдановой (1974)

Согласно Богдановой (1974), зимний интенсивный водообмен через Баб-эль-Мандебский пролив формируется под воздействием господствующих в это время года юго-восточных ветров. Придонное

Таблица.. 2 Величина водообмена между Красным морем и Аденским заливом ( х 1Сг м³/сек)

(Химзда ,Би.бщ>, 1979)

'сред-Месяцы I П Ш U» . У УІ . УП УШ IX X XI Ш нее за

Расход

Красном *⁵⁵⁰ *⁵⁸⁰ *⁵⁶⁰ *³⁹⁰ *³⁵⁰ *³¹⁰ *³⁵⁵ *³⁶² *⁴¹⁰ *⁵²⁰ *⁵⁸⁰ *⁵¹⁰ *⁴⁵⁶море

Расход

Аденский *⁵¹⁰ *⁵⁴⁰ ^0,53 *³⁶⁰ *³⁴⁰ *³⁰⁰ *³⁵¹ *³⁵¹ ^0#38Q *⁴⁶⁰ ^0e5I ^⁴⁶⁰ *⁴²³залив

Приток воды Крас море

Красное +⁰»⁰⁴⁵ +0.033 +0.030 +0.027 +0.019 +Q.0I2 +0.004 +0*011 +0*035. +0*056 +0.069 +0.052 +0.033

_ 20-

течение из Красного моря в Аденский залив в этот сезон также усиливается в результате сгона, образующегося в предпроливном районе Красного моря, и поднятия глубинных вод, что приводит к увеличению градиента плотности вод на концах пролива. Летом уровенная поверхность наклонена в сторону Красного моря, тангенциальное напряжение, северо-западных ветров действует навстречу ему, что приводит к уменьшению наклона уровенной поверхности.

Течение ослабевает также в результате нагона в предпроливном районе Красного моря и сгона вод в Аденском заливе и уменьшения градиента плотности вод на концах пролива.

Баланс солей рассчитан Моркосом ( Morcos , 1970), при условии постоянства их количества в водах- Красного моря, по формуле:

і j и о/ ⁼ Те Jo Ьо

где Ті;То - объем вод приносимых и выносимых течениями через южные проливы, соответственно ; ft Si - плотность и соленость поступающих в море вод; % $₀ - плотность и соленость вытекающих вод.

Моркос использовал для расчетов средние значения температуры, солености и плотности вод, проходящих через Баб-эль-Мандебский пролив зимой. Расчеты Моркоса показывают, что поступает в море и выносится из него 13,45 х 10 кг солей в секунду.

Баланс солей по данным Сейдлера ( siedier , 1968) для холодного периода года выглядит следующим образом: поступление солей - 22*2 х Ю⁶ м³/с, вынос солей - 16,9 х Ю⁶ м³/с Чистый приход солей (с учетом противотечения в мелководной части Баб-эль-Мандебского пролива) составляет 3,5 х. I0⁶ м³/с. ^ Расхождения в оценках водного баланса Красного моря связаны

главным образом с использованием для расчетов различных по величине и характеру внутригодового распределения данных об испарении с поверхности моря. По мнению автора, предпочтительнее данные Прайветта ( Privett ,. 1959), обеспеченные наибольшим количеством наблюдений и хорошо согласующиеся с инструментальными определениями водообмена через Баб-эль-Мандебский пролив, Внутригодовой характер водообмена Красного моря с Аденским заливом, на основании инструментальных наблюдений, показан Вшйцеи; и Шбжкщ (1979), Положительная составляющая водообмена больше в зимний период года, чем в летний.' Интенсивность водообмена также выше зимой, Б среднем за год. в Красное море поступает 0,46 х 10 м³х/сек. (14507 км³/год) аденских вод и выносится в Аденский залив (0,42 хЮ⁶ м³/еек (13245 км³/год) краеноморских вод. Отсюда можно рассчитать время, необходимое для полного обмена вод Красного моря следующим образом:

_ >

где м - объем Красного моря «* 182 х I0³ км³

% — отток вод из Красного моря » 13245 кит/год Т - время

Г „ ~~182 х.Ю~~³ ,_и>7лет13245

Таким образом, полный: обмен вод Красного моря происходит

ориентировочно за 14 лет*

1,.5, Гидрологическая структура вод и водные массы

Распределение температуры. По данным многолетних наблюдений (Tunneii , 1963), температура воды на поверхности Красного

моря в холодный сезон года (ноябрь-февраль) возрастает от 17,9 Суэцкий залив) до 25»6 (район 18-20с.ш.) и затем вновь несколько уменьшается до 25,',I⁰* (Баб-эль-Мандебский пролив)» В тешшй сезон (июнь-сентябрь) наибольшая температура воды на поверхности наблюдается в предпроливном районе моря (I4~I6c.m.) - до 31,9* Изменение положения зоны наибольших температур на поверхности моря связано с режимом преобладающих ветров. Наибольшая изменчивость температуры поверхностного слоя воды наблюдается в северной части моря в холодный период года (размах колебаний достигает 5-6), в результате охлаждения высокосоленых поверхностных вод и развития конвиктивной циркуляции.

В субширотном направлении температура поверхностных вод повышается от африканского побережья И азиатскому, особенно в южном и центральных районах моря в холодный период года, Богданова (1966) и Эдельман (1968) считают это результатом проникновения теплых поверхностных вод Аденского залива вдоль аравийского побережья. В теплый сезон температура поверхностных вод Красного моря, особенно в южной части, характеризуется повышенными значениями вдоль африканского побережья и пониженными вдоль аравийского (Богданова, 1966 ; Бибик, 1968 ; Эдельман, 1968 ;Владимирцев_г Косарев, 1972). Такое распределение температуры образуется вследствие нагона вдоль африканского побережья и сгона вдоль аравийского»

Среднемноголетнее распределение температуры на продольном разрезе через Красное море показано по данным Сейделера (siedier і 1968). В летний период максимальная температура поверхностных вод (29-80) наблюдается в районе между 16 и 20с.ии Отсюда происходит ее понижение в северном направлении до-26⁰ и в южном до 28. Вертикальные градиенты температуры

больше в южной части моря, чем в северной (рис. 1.4а). С глубиной температура понижается и достигает минимального значения 21»6 на горизонте 500 м. При этом вода с минимальной температурой наблюдается в виде отдельных "линз", ко дну температура воды снова незначительно возрастает до 21,8. В холодный период года температура поверхностных вод в районе между 20 и 19 с.ш. понижается на два градуса (до 28), по сравнению с летом. Вертикальные градиенты температуры уменьшаются, особенно в северной части моря, что способствует развитию зимней вертикальной конвекции. В зимний сезон вся толща глубинных вод имеет температуру 21,8, а линзы с минимальной температурой исчезают- Между 26 и 25с.ш. наблюдается подъем к поверхности вод с температурой 21,8-22,0, что возможно связано с развитием в этом районе зимой интенсивного циклонического круговорота (Бибик,_: 1968).

Распределение солености. Соленость воды на поверхности уменьшается от 40-4I&, У южной оконечности Синайского полуострова до 36,5&> у оДЕерИМ ( Grasshoff , 1969 J Tunnell _f 1963-; Vercelli ,, 1925). ГрОССХОф (Grasshoff , 1969) Объясняет ПО-

вышение солености поверхностных вод с юга на север воздействием испарения и турбулентного перемешивания менее соленых вод из Аденского залива, с более солеными красноморскими водами.

Рис. 1.4. Среднемноголетнее распределение температуры ( Т ) и (s_e> ^на разрезе вдоль оси моря- в теплый (_va) и холодный ( б) . сезони года

( Siedler, 1968 ).

вует о развитии вертикальной конвекции за счет осолонення поверхностных вод при испарении. Глубинные воды Красного моря в летний период имеют соленость 40,5~40,6$о на горизонте 800 м. В районе 18с.ш» расположена "линза" вод с соленостью меньше 4Q,.5&>, Появление "линзы" связано с условиями водообмена через Баб-эль-Мандебский пролив: при внедрении в Красное море подповерхностных аденских вод происходит их уплотнение при смешении и опускание до горизонтов 400-800 м (Богданова, 1974). В холодный период года (октябрь-март) поверхностные воды Аденского залива прослеживаются вдоль оси Красного моря до 19-20с.ш. по изогалине 38,5& (рис. 1*4^).Поверхностные воды с соленостью 40&> распространяются до 24с.ш., при этом вертикальные градиенты солености в северной части моря уменьшаются до 0,003%,/м. Соленость глубинных вод моря составляет Ш,5%о,

Вертикальное распределение солености на поперечных разрезах через море в холодный период года показывает уменьшение ее с запада на восток, что связано с внедрением менее соленых поверхностных вод Аденского залива вдоль аравийского побережья ( Mohamed , 1940 ; Эдельман, 1968 ; Morcos , 1970). В теплый период года вертикальное распределение солености характеризуется подъемом изогалин от африканского берега к аравийскому. Эдельман (1968) связывает это с нагоном и опусканием вод у африканского побережья и сгоном и подъемом вод у аравийского»

Очевидно, что распределение температуры и солености в Красном море - одном из наиболее изолированных средиземных бассейнов, обусловлено главным образом местными факторами. Среди них важнейшими являются процессы взаимодействия моря и атмосферы (в особенности испарения и охлаждения), циркуляция вод и перемешивание. Температура и соленость в поверхностном слое

Красного моря, особенно в его северной части, имеют хорошо выраженный сезонный ход. Большой приток тепла летом, несмотря на расход его на испарение, приводит к значительному повышению температуры воды, а испарение вызывает ее осолонение. Зимой вода охлаждается до температуры, обеспечивающей распространение конвекции до больших глубин

Водные массы. Водные массы Красного моря формируются под влиянием водообмена с Аденским заливом и всего комплекса динамических процессов, происходящих в самом водоеме. В литературе существует несколько типизации водных масс Красного моря. Нейман И МаК-ГИЛЛ ( Neumann , ffcGill , 1962) Выделяют В MO-

ре четыре водные массы (в заливе Акаба выделены две самостоятельные водные массы) - (рис. 1*5а). Поверхностные воды моря состоят из двух масс: трансформированной аденской воды с температурой выше 30 и соленостью 35/6 и северной поверхностной красноморской воды с температурой 27 и соленостью 40Д%_о» Промежуточная водная масса имеет температуру 23, соленость 39,8^о* Глубинная водная масса имеет температуру около 22 и соленость 40,6/_в.

Бибик и Кочиков (1970), характеризуя термохолинную структуру вод Красного моря выделяют шесть водных масс (табл» 3 ):

I» Трансформированная аденская вода (TAB)

2» Северная красноморская вода (СКВ)

3. Центральная поверхностная вода (ИПВ)

4- Южная подповерхностная вода (ЮПВ)

Промежуточная вода (ПВ)
Глубинная красноморская вода (ГКВ)

Владимирцев и Косарев (1972) характеризуют четыре водные массы (рис. 1.56):

Оке Ан

Крлсног по рє

1S00-

эооо-

аме-"

Рис. 1,5. Водные массы Красного моря

а - Neumann,McGill , 1962

б -Владимирцев, Косарев (1972).

Таблица З

Характеристики водных масс Красного моря (Бибик и Кочиков, 1970)

Водная -ЗДбша, Температура,
масса ^м

Соленость, Кислоюод,
%₀ мл/л

юг север юг север юг север юг север

120 140 23.0-24.0 23.0-24.0 40.00 40.00

21.70 40.55 40.66 0.60 1.5

масса

ПВ ГКВ

36,5-36,5-38,5: 38 , 5

23.3 22,2

22,2

20Л0 40.20 40,20 40,45

- *-..- - . 38,50 38.50 23.0-23.5 23.0-23.5 40,10 40ДО

. - . 38.50 38 »50

23.0 22.0

21.65

22.3 40.20 40.45 21.8 40.40 40.50

4.8 4,0 4,0
4.9 4,0 4,0

4.7 4.7

4,0 4,0

4.0 4.0

3,0 3,0

4.0 4.0

1.5 2.5

Примечание: в числителе показана глубина расположения верхней границы, в знаменателе - нижней.

Поверхностная красноморская водная масса занимает слой до 50-100 м глубины. В зависимости от местных условий и времени года ее температура изменяется от 18,5 до 33,0, соленость от 38 JSSL до 40,.
Трансформированная вода Аденского залива имеет две модификации. Зимой, с температурой 24,0-24,8 и соленостью около 38,5^о она наблюдается преимущественно в поверхностном слое

в южной части моря, но в отдельные годы может опускаться на промежуточные глубины (90-200 м) и распространяться в северную

_-зо-

часть моря (Богданова, 1966), Летом, поступая в виде промежуточного потока, она располагается в слое 50-200 м, постепенно выклиниваясь к северу. Для нее характерны температура 18-22 и соленость 36,5-88,. В некоторые годы эта вода зимой распространяется до 27с.пи, а летом до 17с.ш»_г но ее точные границы пока определить невозможно.

3. Глубинная красноморская водная масса занимает слой от
400-500 м до дна и отличается очень высокими температурами

(около 22) и соленостью (больше 4С$6). Межгодовые изменения этих характеристик очень невелики, в I958-I964 гг. средняя соленость этой воды изменялась от 40,4 до 40,7$«,, а температура -в пределах 21,7 - 0,1 (Бибик., 1968). В результате объемного статистического i, в - анализа Б.Н»Дубровиным (1965) установлено, что 75% всего объема воды Красного моря приходится на долю лишь одного класса воды Т =. 21-22 и в =. 40,0-41 ,.($<> , т.Єф на долю глубинной воды. Глубинная красноморская вода формируется в северной части моря в результате конвективного перемешивания и водообмена с Суэцким заливом и заливом Акаба (Богданова, 1970).

4. Придонная вода глубоководных котловин обладает самыми
высокими в Мировом океане температурой (до 72,5) и соленостью
(до 31($о). Поскольку эта вода резко отличается по своим ха
рактеристикам от окружающей воды, ее можно считать самостоятель~
ной водной массой, локализованной в небольшом районе (Бибик,
1968 ; Шпаіхер, 1968). Несмотря на высокие значения температуры

и большие величины теплового потока через дно глубоководных котловин, придонная конвекция здесь развиваться не может вследствие очень большой плотности воды. Таким образом, рассмотренная придонная вода почти не смешивается с глубинной водой Красного

моря.

Как видим, несмотря на некоторые отличия, существующие типизации водных масс согласованно характеризуют основные особенности структуры вод Красного моря..

Горячие рассолы. Некоторые исследователи считают, что основным источником горячих рассолов является котловина "Атлан-тис" (табл. 4._-)» поскольку температура придонного слоя в ней наиболее высока, а главное, почти постоянна (изменяется лишь на 0,01 на расстоянии 5 м над дном)» Наоборот, в котловине "Дискавери" обнаружено постепенное уменьшение температуры (на 0,5) с глубины 60 м над дном. Предполагается, что периодически вода из котловины "Атлантис" перетекает в другие впадины. Самая высокая температура воды (55*92) наблюдалась во впадине "Атлантис" в ISQ м от дна. Однако, имеются сообщения об обнаружении НИС ?Метеор" в Красном море на глубине свыше 2000 м воды с температурой 58, а во время плавания американского судна "Океанограф" найдена вода с температурой 72,5 ("Природа",, 1968, № 4).

Большинство ученых считают, что образование аномальных вод на дне Красного моря связано с поступлением сильно минерализованных термальных вод из литосферы. Однако существует и другая гипотиза, утверждающая, что горячие и соленые воды являются реликом древних соленых озер (Квасов, 1969).

Б последние годы интересные исследования глубоководных впадин в Красном море проведены во время экспедиций Института океанологии АН СССР им.П.П.Ширшова. Эти исследования включали погружения ученых непосредственно в горячие рассолы на борту автономных подводных аппаратов "Пайсис" (Монин и др., 1980;

„Monin et al. , 1981).

Таблица 4 Характеристика очагов теплой и соленой воды в Красном море (Бладимирцев, Косарев, 1972)

Название Дата Координаты ,. Глубина,, очага обнаружения размеры, км м

Температура воды₀

Соленость,

Толщина слоя над дном, м

Котловина июль "Атлантис" 1963 г.

2121,5 с.ш. gjga 3804,5 в. д.. 12 х 5

55,92 (2094 м)

310,0

279,99

Котловина сентябрь, "Дисковерн" 1964 г.

Котловина август,..
"Чэйн" 1966 г..

2117» спи

3802> в.д*

4 х 2,5

2Л7* с.ш» 3803*5в,д,. 1,5 х 0,3

44 9 (2ІІ0 м)

34.0 (2042 м)

74,2 около 50

(2024 м)

- 32»

Подробный анализ полученных материалов позволит выяснить новые особенности этого удивительного природного явления.

1,6. Течения .

Циркуляция вод Красного моря (как поверхностных, так в еще большей степени - глубинных) изучена недостаточно. Результирующие течения в море образуются путем одновременного действия нескольких факторов: ветра, горизонтального градиента давления, вызванного наклоном уровня моря и разностью плотностей воды в северной и южной частях моря, приливных сил и т.д. Эти факторы вызывают постоянные, периодические и другие виды течений. Однако, роль каждой из перечисленных сил в формировании результирующего потока различна. Основную роль в Красном море играют ветровые и плотностные течения, приливные, течению имеют подчиненное значение, за исключением Суэцкого залива, где их роль более значительна. Существенные различия в положении уровня и плотности вод между северными и южными районами моря зимой определяют перенос вод в глубинных слоях на юг и в поверхностных на север (Бибик, 1968).

Однако,, главной силой, формирующей систему поверхностных течений Красного моря, является ветер, который отличается большой устойчивостью по направлению, особенно в теплую половину года, и дует, как правило, вдоль продольной оси моря. В холодный сезон„ в связи со сложным режимом ветров над морем (наличие северо-западных ветров на севере и юго-восточных на юге), циркуляция вод также имеет более сложный характер. Следует иметь в виду и то, что на характер преобладающих поверхностных: течений существенно влияют и такие факторы, как рельеф дна,

конфигурация берегов и другие (Бибик,, 1968).

Результаты обработки наблюдений за течениями по способу АНИЙ (Дмитриева, 1963) показали, что скорости суточного, полусуточного и особенно четвертьсуточного приливных течений в открытой части Красного моря характеризовались небольшими скоростями, по сравнению с величинами скоростей остаточных течений. Так, на горизонтах 10 и 15 м скорость последних составляла около 50 см/с (на горизонте 150 м - 30-35 см/сек), а средняя скорость полусуточного приливного течения всего 5 см/сек. В отличие от приливных остаточные течения более устойчивы по направлению »

Изменчивость циркуляции поверхностных вод Красного моря в холодный, теплый и переходные сезоны года показана Патзертом ( Patzert , 1972, 1974) следующим образом.

В зимний сезон, в период северо-восточного муссона (октябрь-май) над Баб-эль-Мандебским проливом скорость юго-юго-восточного ветра возрастает, что вызывает перенос поверхностных аденских вод в Красное море и развитие поверхностного течения в северном направлении. При скорости ветра от 6,7 до 9,3 м/сек, скорость поверхностного течения в проливе достигает 15-20 см/сек С Patzert , 1974). Между 19 и 25 спи поверхностное течение направлено против северо-северо-западного ветра. В районе между 25-26 спи существует слабое течение южного направления, связанное с воздействием на поверхностные воды северной части моря северо-северо-западных ветров (рис. 1.6)

В летний сезон, при юго-западном муссоне (июнь-сентябрь) направление ветра над морем совпадает с направлением течения поверхностных вод: с северо-северо-запада от Суэцкого залива -на юго-юго-восток, к Аденскому заливу. Миновав Баб-эль-Мандеб—

_{о с}_Я_#_{илмии/4сондд<р}

3*/114в

A}eHc/tuJ

30 т—і—. _v '—~~' 1~~—^J У У ' 'Т^ч^'

Рис. .1,6. Сезонная изменчивость поверхностных течений В Красном море ( Patzert , 1972)* '

ский пролив, поверхностные красноморскже воды через Аденский залив проникают в Аравийское море ( Patzert , 1972). К концу лета скорость юго-юго-восточного течения в северной части моря (севернее 26 с.ш.) возрастает под воздействием усиливающегося северо-северо-западного ветра. Наибольшая скорость поверхностного течения отмечена в июле и превышает 20 см/с (см. рис. 1.6).

В переходные сезоны, когда преобладающие ветры меняют направление над южной частью Красного моря (май-июнь и сентябрь-октябрь) , скорость и устойчивость течений резко уменьшается (см. рис. 1.6). В южной части моря в начале июня практически одновременно со сменой ветров поверхностное течение изменяет направление с северо-северо-западного на юго-юге-восточное;' ( Patzert , 1974). Однако, Нейманн и Мак-Гилл

(Neumann , McGill , 1962) ОТМеЧЭЮТ,, ЧТО В КОНЦЄ ИЮНЯ -

начале июля 1958 г. в южной части моря еще сохранялась зимняя система циркуляции вод* Согласно Патзерту ( Patzert _f 1972), в предпроливном районе Красного моря изменение направления течения в сентябре запаздывает по сравнению с изменением направления ветра, приблизительно на месяц. При скоростях поверхностных течений выше 10 см/с, течения вдоль оси Красного моря составляют от 5С до 74$ от течений других направлений. В переходные периоды года устойчивость поверхностных течений вдоль оси моря составляет от 25 до 49$ при скорости течения от 5 до 10 см/с, и менее 24$ при скорости ниже 5 см/с.

В северной части моря как в зимний период года (Бибик, 1968 ; Эдельман, 1968), так и в летний (Эдельман, 1968) наблюдается поперечная циркуляция поверхностных вод. Согласно Биби-

ку (1968), эта циркуляция на протяжении зимы отличалась преобладанием нисходящих движений вод у африканского берега и их подъемом в центральной области циклонического круговорота. Вдоль самой северной части аравийского побережья в декабре и январе преобладал подъем вод, а в более южных районах на протяжении всей зимы —опускание. В теплый период года вдоль африканского побережья происходит нагон вод и их опускание в глубину, а у аравийского - сгон поверхностных вод и компенсационный подъем глубинных.

Общая схема течений в Баб-эль-Мандебском проливе представляется следующим образом (Крындин, 1961; Муромцев, 1962 ; Богданова, 1966, 1967; Здельман, 1965, 1968 ; Серий, 1968а,б ;

Neumann ,, Mcgill ,. 1962; Siedler * 1966, 1968).

Зимой в проливе обычно наблюдается двухслойная структура течений, летом трехслойная. В первом случае поверхностное (до 75-100 м) течение направлено в Красное море, а глубинное —в Аденский залив. Летом дрейфовый поверхностный поток направлен в Аденский залив, промежуточный (до 150 м) компенсационный - в Красное море, глубинный (до дна) стоковый - также в Аденский залив. Эта общая схема имеет некоторые особенности. В периоды смены ветров, в проливе на поверхности могут одновременно набл»-даться разнонаправленные течения: у аравийского берега - в Красном море, а у африканского - в Аденский залив. Максимальные скорости дрейфового потока обычно доходят до 90-92 см/сек, но при определенном сочетании приливных факторов скорость течения, в проливе может резко возрастать до 1,5-2,0 м/сек и так же быстро уменьшаться (Богданова, 1966).

Во всех работах по динамике вод моря отмечается, что глубинное красноморское течение направлено с северо-северо-запада

на юго-юго-восток вдоль оси моря ( Могсоз ,.. 1970 ; Patzert , 1966U- В слое 600-800 м Эдельман (1968), Бибик (1968) и Богданова (І97Ц) отмечают компенсационное поперечное течение от африканского берега к аравийскому. Оценки скорости глубинного течения вдоль оси Красного моря значительно различаются. Так, Муромцев (1962) по результатам наблюдений в сентября 1959 г, приводит скорость глубинного течения на горизонте 800 м равную 34 см/с, на горизонте 400 м - от 35 до 39 см/с. Богданова (1966) считает, что эти данные завышены, поскольку обновление глубинных вод в Красном море за два месяца (как это получается по данным Муромцева) невозможно вследствие узости и мелководности Баб-эль-Мандебского пролива.

Сейдлер ( siedier , 1968) и Краузе ( Krause _t 1968) показа-ли, что глубинный красноморский поток при выходе в Аденский залив разделяется на две ветви. Одна, с расходом - 0,86 х 1<г'м³/час -движется яаЪг, другая, с расходом 0,68 х I0⁹ м³/час, по узкому каналу направляется на юго-восток.

Распространение красноморских вод в Аденском заливе довольно подробно рассмотрено в работах советских авторов (Крындин, 1961; Муромцев, 1962; Серый, Химица, 1963 ; Богданова, 1966 ; Жидков и др., 1967 ; Параничев и др., 1967 ; Серый, 1968а ; Химица, 1968). Из этих статей следует, что поверхностная красноморская вода быстро смешивается с аденской водой уже в самом Баб-эль-Мандебском проливе и в западной части Аденского залива..

На пути через Аденский залив в слое 500-1000 м глубинная красноморская вода несколько трансформируется, и, поступая в Аравийское море, создает здесь слой максимума солености с ядром на глубине 600-800 м. Кроме того, красноморская вода, участвуя в формировании промежуточной аравийской водной массы, оказывает влияние на гидрологию западной, центральной и восточной частей Индийского океана.

Метеорологические особенности

Средняя температура воздуха в августе 27,5 на севере и 32,5 на юге, максимальная температура достигает 47. Зимой прохладнее: температура в январе на севере понижается до 15,5, а на юге до 27 (Владимирцев, Косарев, 1972). Температурные условия в южной части Красного моря более постоянны, чем в северной. Кроме того,, среднесуточные изменения температуры воздуха Также Меньше В ЮЖНОЙ ЧаСТИ МОРЯ ( Morcos , 1970) Осадков над Красным морем и его побережьем выпадает крайне мало: дожди бывают„ главным образом, в виде ливней, связанных с грозами и иногда с пыльными бурями. В целом за год над МОрем ВЫПадает В Среднем 50 ММ ОСаДКОВ ( Morcos , 1970). Как это характерно для очень сухого климата, годовое количество осадков подвержено значительной межгодовой изменчивости. Непосредственных измерений величины испарения с поверхности Красного моря сделано очень мало.

По данным Верселли ( verceiii t 1925), величина испарения в среднем за год составляет 350 мм. С учетом вывода Бюста „(wiist »1954) о том, что фактическое испарение с поверхности моря составляет в среднем 55% испарения, измеренного на борту судна, величина испарения по данным Верселли снижается до 193,5 см/год, что ближе к современным данным. На основании физической теории, Нейман ( Neumann, 1952), Егоров (1950),

Прайветт ( Privett , 1959) и другие авторы рассчитали испарение в нескольких зонах Красного моря. Все авторы, за исключением Прайветта, согласны в том, что максимум испарения с поверхности моря приходится на лето, минимум - на зиму. Прайветт считает, что для моря в целом испарение максимально в ноябре и минимально в мае. В северной части моря наибольшее испарение наблюдается в январе-феврале, в зоне 13-16с.ш» абсолютный максимум приходится на ноябрь (0,85 см/день), а минимум - на июнь (0,;24 см/день) Егоров и Прайветт согласны в том, что испарение больше в северной и южной частях моря, и меньше в центральной. Подобное распределение величины испаре- ния наблюдается с октября по май и наиболее характерно с декабря по апрель, когда его низкие величины четко выражены в зоне I6-I9c.nu ( patzert , 1972). В остальную часть года обычно наблюдается медленное уменьшение величины испарения с севера на юг (что согласуется с характером ветров в летний сезон)» Повышенные величины испарения в крайних северных и южных районах Красного моря Егоров (1950) считает следствием повышенных скоростей ветра в этих районах.. По мнению Прайветта ( privett , 1959), максимум испарения связан с повышенными скоростями ветра лишь в южной части Красного моря, тогда как в северной - с повышенным в зимний период градиентом давления водяного пара в приводном слое атмосферы. Моркос ( Morcos, 1970) и Патзерт ( Patzert , 1972) отмечают, что величины испарения с поверхности Красного моря, полученные Прайветтом, наиболее достоверны, поскольку определены на основе многолетнего ряда наблюдений, охватывающего все сезоны года и основную часть районов моря. Кроме того, данные, полученные на основании инструментальных наблюдений за течениями в Баб-эль-Мандебском проливе Хшлидеи и Бибиком (1979) показывают, что положительная составляющая водообмена достигает наибольшего значения в ноябре, когда по Прайветту, испарение в южной части моря идет с наибольшей скоростью.

Водный и солевой баланс

Распределение температуры. По данным многолетних наблюдений (Tunneii , 1963), температура воды на поверхности Красного моря в холодный сезон года (ноябрь-февраль) возрастает от 17,9 Суэцкий залив) до 25»6 (район 18-20с.ш.) и затем вновь несколько уменьшается до 25, ,I0 (Баб-эль-Мандебский пролив)» В тешшй сезон (июнь-сентябрь) наибольшая температура воды на поверхности наблюдается в предпроливном районе моря (I4 I6c.m.) - до 31,9 Изменение положения зоны наибольших температур на поверхности моря связано с режимом преобладающих ветров. Наибольшая изменчивость температуры поверхностного слоя воды наблюдается в северной части моря в холодный период года (размах колебаний достигает 5-6), в результате охлаждения высокосоленых поверхностных вод и развития конвиктивной циркуляции.

В субширотном направлении температура поверхностных вод повышается от африканского побережья И азиатскому, особенно в южном и центральных районах моря в холодный период года, Богданова (1966) и Эдельман (1968) считают это результатом проникновения теплых поверхностных вод Аденского залива вдоль аравийского побережья. В теплый сезон температура поверхностных вод Красного моря, особенно в южной части, характеризуется повышенными значениями вдоль африканского побережья и пониженными вдоль аравийского (Богданова, 1966 ; Бибик, 1968 ; Эдельман, 1968 ;Владимирцевг Косарев, 1972). Такое распределение температуры образуется вследствие нагона вдоль африканского побережья и сгона вдоль аравийского»

Среднемноголетнее распределение температуры на продольном разрезе через Красное море показано по данным Сейделера (siedier і 1968). В летний период максимальная температура поверхностных вод (29-80) наблюдается в районе между 16 и 20с.ии Отсюда происходит ее понижение в северном направлении до-260 и в южном до 28. Вертикальные градиенты температуры больше в южной части моря, чем в северной (рис. 1.4а). С глубиной температура понижается и достигает минимального значения 21»6 на горизонте 500 м. При этом вода с минимальной температурой наблюдается в виде отдельных "линз", ко дну температура воды снова незначительно возрастает до 21,8. В холодный период года температура поверхностных вод в районе между 20 и 19 с.ш. понижается на два градуса (до 28), по сравнению с летом. Вертикальные градиенты температуры уменьшаются, особенно в северной части моря, что способствует развитию зимней вертикальной конвекции. В зимний сезон вся толща глубинных вод имеет температуру 21,8, а линзы с минимальной температурой исчезают- Между 26 и 25с.ш. наблюдается подъем к поверхности вод с температурой 21,8-22,0, что возможно связано с развитием в этом районе зимой интенсивного циклонического круговорота (Бибик,: 1968).

Распределение солености. Соленость воды на поверхности уменьшается от 40-4I&, У южной оконечности Синайского полуострова до 36,5& у оДЕерИМ ( Grasshoff , 1969 J Tunnell f 1963-; Vercelli ,, 1925). ГрОССХОф (Grasshoff , 1969) Объясняет ПО вышение солености поверхностных вод с юга на север воздействием испарения и турбулентного перемешивания менее соленых вод из Аденского залива, с более солеными красноморскими водами.

Согласно Сейдлеру (siedier , 1968), в теплый период года (апрель-сентябрь) максимум солености поверхностного слоя (свыше 4($о) наблюдается в северной части моря (см.рис.1.4,б)С севера на юг соленость воды на поверхности уменьшается до 37,5& (I6-I50c.nu). Вертикальные градиенты солености наиболее выражены в южной части моря (до 0,025&/м) и уменьшаются в северном направлении (до 0,002 /м) в районе 27с.пи , что свидетельст вует о развитии вертикальной конвекции за счет осолонення поверхностных вод при испарении. Глубинные воды Красного моря в летний период имеют соленость 40,5 40,6$о на горизонте 800 м. В районе 18с.ш» расположена "линза" вод с соленостью меньше 4Q,.5& , Появление "линзы" связано с условиями водообмена через Баб-эль-Мандебский пролив: при внедрении в Красное море подповерхностных аденских вод происходит их уплотнение при смешении и опускание до горизонтов 400-800 м (Богданова, 1974). В холодный период года (октябрь-март) поверхностные воды Аденского залива прослеживаются вдоль оси Красного моря до 19-20с.ш. по изогалине 38,5& (рис. 1 4 ).Поверхностные воды с соленостью 40& распространяются до 24с.ш., при этом вертикальные градиенты солености в северной части моря уменьшаются до 0,003%,/м. Соленость глубинных вод моря составляет Ш,5%о,

Вертикальное распределение солености на поперечных разрезах через море в холодный период года показывает уменьшение ее с запада на восток, что связано с внедрением менее соленых поверхностных вод Аденского залива вдоль аравийского побережья ( Mohamed , 1940 ; Эдельман, 1968 ; Morcos , 1970). В теплый период года вертикальное распределение солености характеризуется подъемом изогалин от африканского берега к аравийскому. Эдельман (1968) связывает это с нагоном и опусканием вод у африканского побережья и сгоном и подъемом вод у аравийского

Вертикальная термохалинная структура

Циклонические круговороты в северной части моря на горизонтах 150, 200 и 300 дб прослеживаются довольно четко, хотя скорости течений в них, по сравнению с вышележащими слоями меньше (8-15 см/с). Южнее 25 спи на этих горизонтах выделяется малоградиентная зона динамического рельефа (рис. 2.76).

В южной части моря сохраняется лишь антициклонический круговорот в районе 17-18 с.ш., скорости течения в котором составляют 5-Ю см/с. Вблизи Баб-эль-Мандебского пролива направление линий тока показывает, что здесь происходит движение промежуточных красноморских вод к проливу. По-видимому, эти воды формируют в проливе придонный слой и участвуют в водообмене с Аденским заливом, имеющем летом трехслойную структуру.

Динамический рельеф на горизонте 500 дб показывает, что летом в северной части моря существует единая структура течений от поверхности до этого горизонта. В центральной и южной частях моря поле геострофических течений выражено слабо. В глубоководной котловине выделяется лишь общий перенос вод с югочого-востока на северо-северо-запад, возможно связанный с движением опускающихся в промежуточные слои моря трансформированных аденских вод Осенью над акваторией Красного моря снова происходит перестройка ветрового режима. Б южной части моря северо-западные ветры сменяются юго-восточными, а в северной сохраняются се вёро-западные ветры, хотя их скорость существенно меньше, чем летом. В районе 20-22 с.ш. формируется зона зимней конвергенции. В поверхностном слое Баб-эль-Мандебского пролива начинают поступать аденские воды, распространяющиеся в южной части Красного моря. Как считает Богданова (1974), при смене летнего муссона на зимний уровенная поверхность моря повышается от его северной и южной границ к центральной части.

Динамический рельеф на поверхности моря осенью более сложный, чем летом. В северной части моря, наряду с обширным циклоническим меандром образуется несколько антициклонических вихрей вдоль африканского побережья. Скорости течений в них доходят до 40 см/с. В районе 22-25 с.ш. осенью выделяется обширная, хотя и слабоградиентная область циклонических движений: со скоростями 10-15 см/с» В центральной части моря, между 20 и 22 с.ш» отчетливо выражен поперечный перенос вод в зоне конвергенции течений. На северной границе этой зоны скорости поперечного переноса достигают 60 см/с. Южнее зоны конвергенции выделяются еще два круговорота - циклонический и антициклонический. Циклон, представляет собой сезонное образование, поскольку в остальную часть года не выражен. Антициклон же, расположенный на 17-18 с.ш» существует во все сезоны года практически не меняя положения, хотя интенсивность циркуляции изменяется.

Характер динамической топографии в самой южной части моря, включая предпроливное пространство позволяет предположить, что осенью,, как и весной существует двухструйный горизонтальный водообмен через Баб-эль-Мандебский пролив. Аденские поверхностные воды поступают в Красное море вдоль африканского берега и в центральной части пролива, а красноморские воды продолжают проникать в пролив вдоль аравийского берега.

На горизонтах 25, 75 и 100 дб в северной и южной частях моря поле геострофических течений значительно упрощается Так, нивелируются циклонические образования в северных районах, ослабевает антициклоническое движение в южной части моря. Только зона конвергенции в районе 20-22 сш и поперечный перенос вод выделяются на всех схемах течений в верхнем стометровом слое.

Геострофическая циркуляция промежуточных вод (100-300 дб), как и верхнего слоя, выражена в основном в центральной части моря. Здесь прослеживается система из двух антициклонических и расположенного между ними циклонического круговоротов. На горизонте 500 дб в динамическом рельефе остаются выраженными лишь спаренные антициклонический и циклонический круговороты. Скорости течений на периферии круговоротов составляют 7-15 см/с В целом осенью геострофическая циркуляция более сласШ ; чем в весенний переходный сезон.

Вероятная причина различного характера геострофической циркуляции в переходные весенний и осенний сезоны заключается в характере изменчивости ветрового режима. Действительно, в зимний сезон ветровые потоки над морем отличаются большой силой и устойчивостью, что отражается и на характере течений. Инерция зимнего типа циркуляции вод влияет на запаздывание перестройки поля течений в море от зимы к весне. Летом, когда ветровая деятельность менее интенсивная, происходит сглаживание динамического рельефа в верхнем слое, образование слабоградиентных зон. Поэтому, осенью, при перестройке поля ветра, поле течений довольно быстро согласуется с новой ситуацией, создающейся в атмосфере над морем. Наибольшие градиенты динамических высот в центральной части моря связаны с взаимодействием противоположно направленных ветровых потоков - северо-се-веро-западного и юго-юго-восточного.

Термохалинный анализ водных масс

Среднемноголетнее распределение температуры в верхнем слое Красного моря в летний сезон определяется, главным образом, усилением северо-северо-западных ветров над всей его акваторией. Наибольшая скорость ветров наблюдается в июне-сентябре над северной частью моря ( Patzert» 1972). Здесь происходит сгон поверхностных и компенсационный подъем более холодных вод с промежуточных горизонтов. Пространственное распределение температуры воды на поверхности (рис. 3.5а) характеризуется ее постепенным возрастанием с севера на юг от 27 0 до 33,2 (в районе 14-16 с.ш.), у входа в пролив температура составляет 31,0-31,5. Такая высокая температура показывает, что это вода Красного моря, выносящаяся в Аденский залив. В связи с однородностью направления ветра над морем в летний сезон» зона конвергенции в поле температуры на поверхности не выделяется. Распределение температуры между африканским и аравийским берегами отражает смену областей опускания и подъема вод в прибрежной зоне моря, их сложную динамику в системе локальных циклонических и антициклонических круговоротов.

Температура воды на 25-метровом горизонте изменяется от 25»3 до 31,1. Следует отметить, что вблизи Баб-эль-Мандебского пролива температура относительно низкая. - около 26. Это показывает, что на рассматриваемом горизонте летом уже происходит поступление в Красном море более холодных аденских вод, движущихся над аравийским шельфом. Температура около 26-27 наблюдается и в северной части моря, и, таким образом, температурные контрасты между крайними частями моря летом сглаживаются, и на горизонте 25 м происходит повышение температуры с севера и юга к центральной части моря. Область наибольшей температуры (30,5-31,0) находится на акватории от 15 до 19 спи.

Кроме втого, и в северной и в южной частях моря отмечается понижение температуры с запада на восток. На севере это связано с развитием сгона вдоль аравийского берега и нагона вблизи африканского под воздействием преобладающих северо-се-веро-западных ветров. На юге температурная неравномерность вызывается продвижением более холодных подповерхностных аденских вод вдоль аравийского побережья, в районе от 13 до 15 сш. широтный контраст достигает 4,5.

Распределение температуры на горизонте 75 м имеет особенности, отличающие его от горизонтов 0 и 25 м (рис. з.5 б ). Одна из таких особенностей, это выделяющаяся на 20-21 сш , почти по всей ширине моря, область повышенной температуры (Т. 28,0), связанная с антициклоничеСЕЙМ движением вод (см. рис2- бб ).. К северу и к югу от этой области температура в общем понижается. Самая низкая температура (около 18,8) отмечается у входа в Аденский залив, где под влиянием действующих ветров образуется сгон. В предпроливном районе моря распространяются более холодные аденские воды, четко прослеживаемые вдоль аравийского берега. Следовательно, тогда как в зимний сезон основной источник охлаждения вод Красного моря находится в северной части моря, в районе Суэцкого залива, летом охлаждение промежуточных слоев моря происходит за счет поступления вод с юга, из Аденского залива.

На стометровом горизонте поле температуры более простое , хотя величина изменений еще значительная - от 18,8 до 25,1 (см. рис.3.6а ). Наибольшие изменения температуры отмечаются в предпроливном районе, а на большей части акватории температура составляет 22,5-24,5.. Выделяющиеся отдельные участки с небольшими повышениями и понижениями температуры приурочены к антициклоническим и циклоническим круговоротам.

Температура на горизонте 150 м также в основном изменяется вблизи от Баб-эль-Мандебского пролива, где она увеличивается по направлению на север от 19,5 до 22,0. На акватории моря к северу от 15 сш» пространственные изменения температуры малы - от 21,9 до 23,6. На горизонте 200 м, как и в другие сезоны, поле температуры становится весьма однородным (рис.3,66).

В сентябре над морем еще сохраняется летняя система ветров, но в октябре и ноябре над южной частью уже преобладают сильные юго-юго-восточные ветры, характерные для зимнего сезона. Поэтому, осредненное за осенние месяцы распределение температуры воды может отражать влияние как летнего поля ветров, так и его перестройки, в зависимости от того, данные наблюдений за какой месяц.преобладают в том или ином районе акватории.

На поверхности моря наибольшие температуры (более 33) отмечаются в южной части моря, в районе между 14 и 16 спи Однако, перед самым проливом температура уменьшается до 28,6-60,5,, что отражает поступление аденских вод в верхнем слое. Самая низкая температура (26,6) отмечена в северо-западной, части.моря, вблизи Суэцкого залива.

Гидрологическая структура и циркуляция вод Красного моря Абдалла Мохамед Абдалла

Метеорологические особенности

Водный и солевой баланс

Вертикальная термохалинная структура

Термохалинный анализ водных масс

Похожие диссертации на Гидрологическая структура и циркуляция вод Красного моря