Содержание к диссертации
Введение
1 История развития и современное состояние проблемы 10
1.1 Черное море 11
1.2 Каспийское море 38
1.3 Внешние воздействия 52
1.3.1 Черное море 53
1.3.2 Каспийское море 56
1.4 Некоторые вопросы сезонной и многолетней изменчивости вод Мирового океана и его глубоких внутренних морей 62
1.4.1 Планетарные волны годового периода в Мировом океане 63
1.4.2 Суббассейновая динамика вод с планетарно-волновыми свойствами в глубоких внутренних морях 64
1.4.3 Вентиляция вод океанов и морей 66
1.4.4 Многолетняя изменчивость и режимные сдвиги в Мировом океане 68
1.4.5 Многолетняя изменчивость и режимные сдвиги в морях 71
2 Методика исследования и использованные данные 74
2.1 Компьютерная технология получения климатических характеристик и многолетних рядов параметров крупномасштабной термохалиннои структуры вод морей по архивным данным судовых наблюдений... 74
2.1.1 Краткая история вопроса 74
2.1.2 Структура и состав технологии 77
2.1.3 Систематизации, компиляции, семантический контроль и редакция первичных архивных данных судовых Т,Б-наблюдений. 78
2.1.4 Оценивание климатических Т,Б-значений 79
2.1.5 Интерполяция в узлы регулярной сетки 85
2.1.6 Определение оптимальной пространственно-временной
дискретности и метода оценки климатических полей 87
2.1.7 Оценивание параметров вертикальной и горизонтальной T,S- структуры вод 95
2.1.8 Специализированные алгоритмы и методы 97
2.2 Архивные данные судовых наблюдений 104
2.2.1 Черное море 104
2.2.2 Каспийское море 107
3 Климатический годовой цикл изменчивости термохалиннои структуры вод черного и каспийского морей 110
3.1 Черное море 110
3.1.1 Общая характеристика термохалинной структуры 110
3.1.2 Верхний деятельный слой 119
3.1.3 Холодный промежуточный слой 123
3.1.4 Основной пикноклин 131
3.1.5 Глубинный слой 140
3.2 Каспийское море 141
3.2.1 Общая характеристика термохалинной структуры 141
3.2.2 Верхний деятельный слой 148
3.2.3 Подповерхностный слой 155
3.2.4 Промежуточный и глубинный слои 164
3.3 Общие черты и особенности климатического годового цикла изменчивости термохалинной структуры вод Черного и Каспийского морей 167
3.3.1 Плотностная стратификация вод морей 168
3.3.2 Компоненты бюджетов абсолютной завихренности основных бароклинных слоев морей 176
3.3.3 Обмен механической энергией между крупномасштабными и суббассейновыми движениями в Черном море 181
4 Многолетняя изменчивость термохалинной структуры вод черного и каспийского морей 187
4.1 Черное море 188
4.1.1 Верхний деятельный слой 188
4.1.2 Холодный промежуточный слой и его вентиляция 192
4.1.3 Основной пикноклин 205
4.2 Каспийское море 219
4.2.1 Верхний деятельный слой 220
4.2.2 Вертикальная термохалинная структура вод 250
4.2.3 Придонные слои глубоководных котловин и их вентиляция... 258
4.3 Связи между многолетней изменчивостью термохалинной структуры вод Черного и Каспийского морей, локальных и глобальных факторов внешних воздействий 273
Заключение 285
Литература 290
- Суббассейновая динамика вод с планетарно-волновыми свойствами в глубоких внутренних морях
- Оценивание параметров вертикальной и горизонтальной T,S- структуры вод
- Общие черты и особенности климатического годового цикла изменчивости термохалинной структуры вод Черного и Каспийского морей
- Связи между многолетней изменчивостью термохалинной структуры вод Черного и Каспийского морей, локальных и глобальных факторов внешних воздействий
Введение к работе
Предмет исследования
Сезонная и многолетняя пространственно-временная изменчивость крупномасштабной термохалинной (температурной, соленостной и плотностной) структуры морских вод - трехмерного расположения водных слоев с характерными термохалинными (T,S) свойствами.
Объекты исследования
Черное и Каспийское моря, относящиеся к классу глубоких внутренних морей с ярко выраженной спецификой морских природных (в том числе термохалинных) условий и процессов.
Актуальность проблемы
Актуальность работы в широком смысле обусловлена тем, что T,S-структура морских вод определяет крупномасштабную термодинамику и бароклинную динамику вод моря, в т.ч. связанные с ними опасные явления (внутренние боры, заморы и др.); представляет собой фундаментальную абиотическую компоненту морской экосистемы и, одновременно, наиболее массовый, надежно определяемый и информативный индикатор ее состояния.
Особая актуальность исследования Т,8-структуры вод глубоких внутренних морей - Черного и Каспийского обусловлена ее высокой лабильностью и повышенной чувствительностью к глобальным климатическим изменениям и антропогенным воздействиям; резкой активизацией морской деятельности на этих морях, прежде всего, ресурсодобывающей и транспортной, требующей природоохранного обеспечения и контроля; значительным промежутком (около 20-ти) лет, прошедшим со времени последних обобщающих отечественных исследований проблемы по данным натурных наблюдений в Черном и Каспийском морях, в течение которого доступная информационная основа возросла по объему по Черному морю более чем в 2 раза, по Каспийскому морю - в 5 раз.
Цель и задачи исследования
Цель: количественное уточнение известных и установление новых закономерностей и механизмов формирования климатической сезонной и многолетней изменчивости крупномасштабной термохалинной структуры вод Черного и Каспийского морей на основе наиболее полных архивных массивов натурных данных и современных методов их анализа.
Задачи:
разработка компьютерной технологии - комплекса системно-независимых специализированных программных средств климатолого-статистической обработки и анализа больших архивных массивов данных судовых глубоководных гидрологических наблюдений в соответствии с рекомендациями Мирового центра океанографических данных;
получение количественных характеристик климатической сезонной и многолетней изменчивости крупномасштабной T,S-структуры вод Черного и Каспийского морей с оценкой их достоверности на основе применения разработанной технологии к архивным данным судовых глубоководных гидрологических наблюдений в этих морях для многоцелевого научного и прикладного использования;
определение степени общности и специфичности сезонных и многолетних Т,8-процессов в Черном и Каспийском морях;.
выяснение доминирующих гидрофизических механизмов и процессов формирования сезонной и многолетней изменчивости Т,8-структуры вод в Черном и Каспийском морях, их связей с внешними воздействиями и следствий для функционирования морских экосистем.
Использованные данные и методы исследования
Информационная основа исследования - архивные данные судовых наблюдений вертикальных Т,8-профилей (около 120 тысяч в Черном и 60 тысяч в Каспийском морях) и береговых наблюдений на гидрометеорологических станциях за последние 50 лет. Основной источник данных - ЦОД ВНИИГМИ-МЦД (г. Обнинск), около 10% было получено в результате двухсторонних
обменов и собственных экспедиций кафедры океанологии географического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова, в т.ч. с участием автора диссертации. Работа с архивными данными проводилась в рамках Федеральных научных программ «Моря России», «Мировой океан», ЕСИМО.
Для обработки и анализа данных были разработаны и использованы специализированные программные средства получения количественных климатических характеристик и параметров многолетних вариаций Т,8-структуры, а также применены современные программные средства статистического, спектрального, факторного и др. видов анализа и графического представления результатов (Statistika, Grapher, Surfer, Arc View GIS и др.).
Положения, выносимые на защиту
Годовой цикл изменчивости Т,8-структуры основных бароклинных слоев в глубоких внутренних морях - Черном (50-200 м) и Каспийском (20-100 м) определяется двумя доминирующими пространственными модами квазигеострофической реакции этих морей на сезонные вариации внешних динамических воздействий (главным образом, ветровой завихренности): крупномасштабной стоячей (КМ) и суббассейновой амфидромической (СБМ), обладающей планетарно-волновыми свойствами.
В Черном море суббассейновая мода с длиной волны 300-400 км «питается» механической энергией крупномасштабной моды - Основного черноморского течения (ОЧТ) и связанной с ним фронтальной зоны (ОФЗ) и, таким образом, служит основной причиной значительного уменьшения последней от конца зимы к осени, в свою очередь СБМ передает энергию синоптическим вихрям;
В Каспийском море суббассейновая мода с длиной волны 200-300 км играет важную роль в динамическом взаимодействии Среднего и Южного Каспия через Апшеронский порог, которое летом определяется интенсивным апвеллингом у восточного берега Среднего Каспия, сопровождаемым переносом вод в Южный Каспий и бета-накачкой в нем циклонической завихренности общей циркуляции, а зимой - дрейфовым переносом более теплых вод из Южного Каспия, модулирующим интенсивность конвективного перемешивания в Среднем Каспии;
Значительное обновление (вентиляция) вод холодного промежуточного слоя Черного моря происходит в суровые зимы на большей части его акватории (за исключением юго-восточной и кавказской прибрежных зон); при этом соленость, плотность и потенциальная завихренность вод в центральной области круглый год выше, чем в прибрежной зоне, что свидетельствует о слабом водообмене через ОФЗ; этот режим нарушается вихреобразованием в результате гидродинамической неустойчивости ОЧТ, но значительно более редким, чем, например, в районе Гольфстрима;
В Каспийском море до начала 1980-х гг. основным механизмом вентиляции вод глубоководных котловин был склоновый каскадинг зимних вод с восточных шельфов Среднего и Южного Каспия, локальная зимняя конвекция над котловинами не проникает ниже 100 м с 1960-х гг.;
Многолетняя изменчивость Т,8-структуры в Черном и Каспийском морях характеризуется преобладанием негармонических периодичностей и быстрых режимных сдвигов, разделяющих временные интервалы различной длительности (от нескольких лет до десятилетий) с существенно разными параметрами межгодовых вариаций по уровню средних значений, дисперсии, периодам и локальным тенденциям;
Наиболее известный в мировой климатологии режимный сдвиг 1976-1978 гг. в Черном море проявился в последующем понижении (до середины 1990-х гг.) зимней температуры и солености поверхностного слоя и ХПС, а также в повышении летней поверхностной температуры воды, что привело к усилению статической устойчивости основного бароклинного слоя на 14% и повышенной консервации в нем холодных промежуточных вод;
В Каспийском море режимный сдвиг 1976-1978 гг. сопровождался изменением типа термохалинной стратификации вод: от субтропического с абсолютным летним максимум солености в поверхностном слое и вертикальной гомохалинностью в остальные сезоны к субполярному с устойчивой соленостной стратификацией, что привело к двукратному увеличению статической устойчивости вод ниже 100 м, почти полному прекращению
вентиляции глубинных вод Каспия (склонового каскадинга) и чрезвычайному уменьшению в них концентрации растворенного кислорода;
Одновременно, в обоих морях возросла интенсивность фронтальных зон: зимней ОФЗ на горизонте 100 м в Черном море на 25%, летней фронтальной зоны апвеллинга на горизонте 20 м в Каспийском море - в 2 раза;
Физически обоснованные связи этих процессов с внешними факторами (локальными потоками тепла, влаги и относительной завихренности ветра, индексами крупномасштабной атмосферной циркуляции) прослеживаются на качественном уровне при масштабах осреднения порядка 5-ти лет и более, вместе с тем, количественные статистические связи (в т.ч. на основе технологии искусственных нейронных сетей) не имеют прогностической ценности.
Научная новизна
Помимо изложенных выше защищаемых положений новизной обладают: технология получения характеристик крупномасштабной термохалинной структуры вод морей, их климатической сезонной и многолетней изменчивости по архивным данным судовых глубоководных гидрологических наблюдений с оценкой статистической достоверности результатов; различные версии (по средним и медианным значениям, алгоритму Крессмана-Барнса) четырехмерных (x,y,z,t) климатических цифровых полей температуры и солености, параметров вертикальной Т,8-структуры вод, а также их стандартных погрешностей в узлах регулярной сетки с горизонтальной дискретностью около 20 км; двумерные {(х,у), (x,z), (x,t)} и одномерные (z и t) сечения полей (в форматах графических пакетов и Arc View GIS 3.2); временные ряды и пространственно-временные диаграммы многолетней изменчивости T,S-структуры вод Черного и Каспийского морей.
Достоверность и обоснованность результатов
Достоверность и обоснованность результатов определяется большим объемом исходных данных наблюдений, использованием широко известных современных методов, алгоритмов и программных средств их статистической и
графической обработки и анализа (названных выше), сопоставлением результатов, полученных различными методами, а также с опубликованными теоретическими оценками исследуемых процессов.
Практическое значение результатов
Практическая значимость полученных результатов определяется связью работы с государственными и международными проектами, в том числе:
госбюджетными и хоздоговорными проектами кафедры океанологии географического факультета МГУ в 1977-2008 гг.;
проектом 1.7.5.1 "Моря России" Росгидромета;
проектом "Каспийское море" ФЦНТП "Исследование Мирового океана, Арктики и Антарктики";
проектами 6.1, 6.2, 7 и 8 Подпрограммы ИПМО ФЦП "Мировой океан";
проектом 4 Подпрограммы ЕСИМО ФЦП "Мировой океан;
проектом 1.5.36 Подпрограммы "Гидрометеорологическое обеспечение безопасной жизнедеятельности и рационального природопользования" ФЦП "Экология и природные ресурсы России";
Грантами РФФИ: № 94-05-16922, № 03-05-96630, № 03-05-96630;
Международными проектами: В SEP, СЕР, MEDAR, ASCABOS.
Полученные результаты представлены в гео-информационных системах, электронных атласах и справочниках, созданных в рамках названные выше российских и международных проектов. Климатические поля температуры и солености Черного и Каспийского морей неоднократно использовались в качестве начальных условий в гидродинамических моделях, разработанных в России (ИВМ РАН, ГОИН) и за рубежом (Институтом океанологии БАН, Болгария). Отредактированные массивы архивных судовых данных в Черном море использовались ВНИИГМИ-МЦД при контроле баз данных в рамках международного проекта MEDAR. Полученные в диссертации результаты используются при чтении спецкурсов на кафедре океанологии географического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова («Региональная океанология», «Синоптическая изменчивость вод Мирового океана»).
Личный вклад автора
Автор лично обрабатывал и анализировал фактический материал, а также интерпретировал результаты и формировал выводы исследований во всех совместных исследованиях и на всех этапах работы над диссертацией. Компьютерная технология разработана и использована лично автором.
Апробация работы
Результаты работы докладывались на заседаниях и семинарах кафедры океанологии географического факультета МГУ и ученых советах ГОИН в 1980-2000-х гг., на 10-ти международных и 10-ти российских конференциях (см. список опубликованных тезисов).
Публикации
По теме диссертации опубликовано 50 научных работ, из них 9 - в рецензируемых журналах по перечню ВАК, 1 монография в соавторстве, 8 глав в 4-х коллективных монографиях (в т.ч. в 2-х, изданных за рубежом); а также 21 тезис научных докладов на российских и международных конференциях.
Структура и объем работы
Диссертация состоит из введения, 4 глав, заключения и списка литературы из 289 наименований. Общий объем диссертации - 313 страниц, включая 136 рисунков и 14 таблиц.
Благодарности
Автор глубоко благодарен профессору А.Н. Косареву за многолетнее постоянное внимание к работе, плодотворное сотрудничество и поддержку исследований, заведующему кафедрой океанологии географического факультета МГУ, члену-корреспонденту РАН С.А. Добролюбову и директору ГОИН В.Ф. Комчатову, обеспечившим творческую атмосферу исследований и их связь с названными выше проектами. Особая признательность - моим безвременно ушедшим друзьям-коллегам, к.г.н. А.С. Блатову и д.г.н. А.Е. Михинову, с которыми автор начинал настоящую работу и светлой памяти которых она посвящается.
Суббассейновая динамика вод с планетарно-волновыми свойствами в глубоких внутренних морях
Вентиляция вод - основной процесс формирования и обновления промежуточных и глубинных водных масс океанов и морей. С динамической точки зрения вентиляция вод - наиболее крупномасштабная в пространстве и времени мода общей циркуляции их вод (Woods, 1985). Именно вентиляция определяет характер термохалинной (плотностной) стратификации вод (Isachen et al., 2007), а, следовательно, и свойства бароклинных движений различных видов и пространственно-временных масштабов в океанах и морях.
В последние десятилетия эта проблема стала одной из ведущих в океанологии, поскольку кроме отмеченного выше фундаментального значения она получила не менее важное прикладное в связи с быстро растущим загрязнением океанов и особенно морей, в том числе радиоактивными отходами. Появление последних в водах океанов и морей стало эффективным средством натурных исследований вентиляции, способствовавшим развитию проблемы наряду с крупными теоретическими исследованиями, возродившими интерес к вопросам формирования плотностной стратификации и глубинной циркуляции вод океанов (Marshall, Nurser, 1992).
Теоретические исследования и анализ данных наблюдений показали, что одним из основных факторов вентиляции служит годовой цикл изменений толщины верхнего квазиоднородного слоя (ВКС) моря. Еще в 1958 г. Г. Стоммел (см. Williams et al., 1995) представил простую и элегантную точку зрения на процесс субдукции, называемую теперь "Stommel demon". Он показал, что в начале весны нижняя часть зимнего перемешанного слоя, оказавшаяся под новым сезонным пикноклином, испытывает субдукцию (изопикническое внедрение) в постоянный пикноклин, обновляя таким образом его воды. Развивая эти идеи, Дж. Вудс (Woods, 1985) показал, что водные массы поступают в нижележащие слои моря и непосредственно из ВКС там, где его толщина уменьшается вниз по течению. Особенно эффективно данный механизм вентиляции вод Мирового океана (назовем его механизмом открытого моря) работает в высокоширотной области Северной Атлантики, в частности в Лабрадорском и Гренландском морях, где конвективное перемешивание и толщина ВКС достигают максимальных значений (Isachen et al, 2007).
Другим важнейшим механизмом вентиляции вод Мирового океана служит формирование аномально плотных вод на материковом шельфе и во внутренних морях в результате их охлаждения в высоких широтах (Gordon et al., 2001, Головин, 2007, Соснин и др., 2007) и осолонення в субтропиках с последующим стеканием (с шельфа и из проливов) по материковому склону в глубинные слои -«склоновый механизм». Более подробное рассмотрение этого механизма сделано в п. 4.2 диссертации при обсуждении вентиляции глубинных вод Каспийского моря.
В самих внутренних морях также действуют оба эти механизма. Однако, ввиду ограниченности площадей их глубоководных акваторий, более устойчивой стратификации вод и особенностей внешнего водообмена, первый из названных выше механизмов (открытого моря) по своей значимости в морях обычно уступает второму (склоновому). Исключение представляет аридное Средиземное море, где глубоководная зимняя конвекция - основной фактор вентиляции глубинных вод (The MEDOC Group, 1970). В Черном море зимняя конвекция за пределами шельфа также доминирует в вентиляции вод, но только верхнего 50-метрового слоя (Блатов и др., 1984). Наблюдения (Stanev et al, 2004) и численное моделирование (Stanev, Staneva, 2001), выполненные в последние годы в этих морях, показали, что значимым дополнительным фактором вентиляции здесь служит синоптическая динамика вод.
Во многих внутренних морях доминирующую роль в вентиляции их глубинных слоев играет поступление более плотных вод через проливы (Qu et al., 2006, Rivas et al., 2006 и др.). В Черном море этот фактор практически «не работает» ввиду чрезвычайной ограниченности притока Мраморноморских вод через Босфор и их слишком большой плотности по сравнению с «резидентными» черноморскими водами. В Каспийском море в целом эффект водообмена через проливы исключен полностью.
Помимо названных выше, имеется опыт исследования некоторых других механизмов вентиляции плотными шельфовыми водами промежуточных и глубинных слоев морей и океанов. Во-первых, поступление шельфовых вод в глубоководные области возможно в виде их прорывов через «окна» в склоновых фронтах потенциальной завихренности, которые могут локально формироваться в пространстве и времени при определенной комбинации компонент потенциально-вихревого баланса (относительной завихренности, бета-адвекции, растяжения-сжатия бароклинных слоев) (Гилл, 1986). Достаточно убедительным примером этой схемы может быть внедрение Антарктических промежуточных вод в Тихий океан, локализованное в «окне» циркумполярного фронта ПЗ у южной оконечности Южной Америки (Wahlin, Cenedese, 2006). Однако, для оценки мест и времени формирования таких окон нужно весьма качественное моделирование общей циркуляции и T,S-структуры вод, а еще лучше - слежение за десятками дрифтеров и поплавков нейтральной плавучести.
Во-вторых, возможен т.н. «экмановский дренаж» придонного пограничного слоя (ППС) толщиной порядка hE = (2v/f)1/2 , где v - коэффициент вертикальной турбулентной вязкости, f - параметр Кориолиса. Он возникает на начальном этапе развития крупномасштабного вдольберегового течения (у восточного берега - к полюсу) пока не сформировался нормальный к берегу градиент придонного давления, «запирающий» этот процесс, на что требуется порядка недели. Пример наблюдения подобного процесса и его интерпретации можно найти в (Brink, Shearman, 2006). Идеальными условиями для его реализации могут быть береговые захваченные волны (БЗВ) - квазипериодические в пространстве и времени вдольбереговые течения с периодами именно порядка недели. В этом случае вдольбереговое течение и ППС не достигают установившегося состояния и «экмановский дренаж» ППС толщиной, обычно, не более 10 м идет фактически постоянно, с интервалами в полпериода БЗВ. Имеются достаточно убедительные факты (наблюдательные и теоретические) существования на материковом шельфе и склоне Черного и Каспийского морей береговых захваченных волн, как характерной черты динамики их вод (Блатов, Иванов, 1992, Бондаренко, 1993).
Оценивание параметров вертикальной и горизонтальной T,S- структуры вод
Для решения задачи адекватного количественного оценивания состояния Т,8-структуры морей и ее разномасштабной пространственно-временной изменчивости целесообразно определить фиксированный набор параметров, отражающих дифференциальные и интегральные характеристики пространственного распределения Т,8-СВОЙСТВ их вод.
Для глубоких внутренних морей умеренной зоны в качестве наиболее информативных параметров вертикальной гидрологической структуры вод рассматриваются (Блатов и др., 1984): - глубина нижней границы (эквивалентная толщине) верхнего квазиоднородного слоя (ВКС), которая в период существования сезонного термоклина (пикнолина) совпадает с верхней границей последнего; - глубина максимума вертикального градиента плотности, которая в период существования сезонного термоклина (СТ) соответствует положению его ядра; - величины максимальных вертикальных Т,8-градиентов в ядре СТ; - значения Т,8-характеристик, средних по ВКС и на указанных выше глубинах; - глубины верхней и нижней изотерм 8С и минимальной температуры в ядре ХПС (для Черного моря); - глубина и величина максимальных вертикальных градиентов солености в слое постоянного галоклина (основного бароклинного слоя) Черного моря, - значения Т,8-характеристик на характерных стандартных горизонтах (например, для Каспийского моря такими горизонтами являются 100 и 300 м, приблизительно соответствующие верхней и нижней границе постоянного слабо стратифицированного слоя, а также 500 м - отражающий состояние глубинного слоя) и на нижнем горизонте наблюдений, составляющем не менее 0.7 локальной глубины места; - значения запаса плавучести (пропорционального энергии плотностной стратификации вод) основных слоев вод. Для характеристики горизонтальной структуры, прежде всего фронтальных зон в качестве наиболее информативных параметров гидрологической структуры вод рассматриваются (на примере термической фронтальной зоны): Xfr - положение оси фронтальной зоны, т.е. расстояние (км) максимума горизонтального градиента температуры воды (dT/dx) на фиксированном горизонте от берега; dT/dx - интенсивность фронтальной зоны, т.е. абсолютная величина соответствующего максимума горизонтального градиента (С/км ); Text - температура воды на внешнем (мористом) крае термической фронтальной зоны; ТІШ - температура воды на внутреннем (прибрежном) крае термической фронтальной зоны Названный выше комплекс параметров достаточно полно характеризует дифференциальные и интегральные свойства Т,8-структуры вод глубоких внутренних морей, необходимые для оценки ее состояния и пространственно-временной изменчивости.
Названный комплекс параметров рассчитан для каждой триады исходных вертикальных профилей температуры - T(z), солености - S(z) и условной потенциальной плотности - a(z) воды, полученных по данным судовых наблюдений.
Наибольшую сложность представляет определение глубины залегания верхней и нижней границ сезонного термоклина. Анализ гидрологических профилей зондирующими устройствами с небольшой вертикальной дискретностью показал, что в большинстве случаев достаточно четкий характер имеет верхняя граница СТ с ВКС в виде резкого излома профиля. Нижняя граница СТ менее отчетлива. При батометрических измерениях (составляющих основной объем архивных данных) границы СТ чаще всего находятся между наблюденными горизонтами. В связи с этим определение глубин границ СТ традиционно производится методом касательных (Блатов и др., 1984).
Определение величины, пропорциональной запасу плавучести слоев, производилось по формуле: где Да - разность плотностей между нижним и верхним горизонтами слоя толщиной Az.
Алгоритмы определения установленного комплекса параметров были реализованы в виде программного модуля, который последовательно анализирует исходные судовые профили температуры и солености воды, рассчитывает по ним профили условной потенциальной плотности по уравнению состояния для Каспийского моря (Скороход, Цыцарин, 1995), для Черного моря - с использованием алгоритмов (Fofonoff, Millard, 1983), далее определяет исходные значения всех параметров, их средние по годам и за весь рассматриваемый период времени в выбранных районах морей. Кроме того, определяются стандартные ошибки получаемых расчетных значений. В результате работы программы создаются также файлы многолетних временных рядов рассмотренного выше комплекса параметров. В качестве плотностного градиентного критерия сезонного пикноклина было принято значение AOQ/AZ = 0.005 кг/м4.
В настоящем разделе дано краткое описание некоторых специализированных алгоритмов и методов диагностики физических процессов (компонент бюджетов потенциальной завихренности и механической энергии крупно- и среднемасштабных морских движений), а также статистического анализа данных наблюдений (декомпозиции полей по эмпирическим ортогональными функциям и построения искусственных нейронных сетей). В целом они достаточно широко известны и имеют солидный опыт использования в практике океанологических исследований. Поэтому многие важные подробности, касающиеся теоретического обоснования и методологии их применения опущены.
Крупно- и среднемасштабная динамика вод океанов и морей «управляется», главным образом, бюджетами потенциальной завихренности и механической энергии (Гилл, 1986).
Основными источниками генерации относительной завихренности (точнее ее вертикальной компоненты, направленной вверх - С,=о\/дх-ди/ду, где v, и -горизонтальные компоненты вектора скорости течения вдоль координаты х, положительной на север и у - на восток) вод вне областей пограничных слоев океанов и морей являются: относительная завихренность тангенциального напряжения ветра - rotz% меридиональная адвекция планетарного вихря - Д , где /3=df/dy, f - параметр Кориолиса) и растяжение вихревых нитей вследствие рельефа дна - индН/ёк+УндН/оу, где Н - глубина дна океана, ин, vH - компоненты скорости придонного течения. Растяжение бароклинных слоев между изопикнами {-dw/dz, где w - вертикальная компонента скорости вдоль координаты z, направленной вверх) обусловлено вертикальным распределением горизонтальной дивергенции вод вследствие действия целого ряда динамических процессов. Для слоя толщиной Н соотношение между названными выше компонентами описывается линеаризованным интегральным по вертикали уравнением баланса потенциальной завихренности (Гилл, 1986):
Общие черты и особенности климатического годового цикла изменчивости термохалинной структуры вод Черного и Каспийского морей
Правая оконечность почти горизонтального сегмента диаграммы с соленостью более 22%о представляет глубинную водную массу (ГВМ) ниже 500 м, составляющую 70% полного объема вод Черного моря (Мамаев, Архипкин, Тужилкин, 1994) и формируемую под слабым, но однонаправленным влиянием мраморноморских вод и геотермального потока тепла от морского дна (0.03- 0.04 Вт м"2 (Murray et al, 1991, Иванов, Шкворец, 1995).
Отчетливый угол между этими сегментами TS-диаграммы на рис. 34 подтверждает отсутствие активного прямого смешения ПВМ и ГВМ (Мамаев и др., 1994). В соответствии с теорией TS-кривых в угловой области TS-диаграммы Черного моря должна выделяться самостоятельная водная масса. Она имеет более низкую температуру по сравнению с поверхностной и глубинной водными массами и называется холодной промежуточной водной массой (ХПВМ). Традиционно ее условными границами с поверхностной и глубинной водными массами Черного моря считается температура 8С (Филиппов, 1968). В конце зимы (февраль-март) температура вод поверхностного слоя Черного моря не превышает 9С и ПВМ вместе с ХПВМ можно рассматривать как одну водную массу, имеющую объем около 30x103 км3 (Мамаев и др., 1994). К концу лета (август-сентябрь) около 1/3 этого объема с температурой выше 8С выделяется как ПВМ.
ХПВМ находится на левом конце так называемой «прямой смешения» с ГВМ. Более тщательный анализ этой «прямой» на рис. 35 показывает, что она имеет нелинейную форму с квазиоднородным по температуре (около 8.85С) участком в слое от 500 до 700 м (Murray et al., 1991). В (Samodurov, Ivanov, 2002) на основе одномерной термодинамической модели предложена гипотеза о механизме его формирования. Согласно этой гипотезе, повышение температуры воды в Черном море с глубиной от подповерхностного минимума до горизонта 500 м обусловлено притоком тепла от боковых интрузий мраморноморских вод по мере их погружения на большие глубины.
Ниже горизонта 500 м трансформированные мраморноморские воды становятся холоднее окружающих вод, подогреваемых геотермальным потоком тепла снизу. В слое от 500 до 700 м эти факторы компенсируют друг друга, что выражается в его вертикальной термической однородности. Еще ниже преобладает геотермический фактор, поэтому температура воды снова увеличивается с глубиной. Недавние наблюдения тонкой Т,8-структуры вод (Falina et al., 2007) и траекторий поплавков (Korotaev et al, 2006) свидетельствуют, что босфорские интрузии способны довольно быстро распространяться по всей глубоководной акватории Черного моря.
Верхний перемешанный слой (ВПС) Черного моря в теплый период года имеет толщину менее 10 м (см. рис. 36а). В это время его подстилает слой сезонного пикноклина (термоклина), тоже тонкий (10-20 м), но с более высокими вертикальными градиентами температуры (0.2-0.3С м-1) и, соответственно, плотности (0.10-0.15 кг м"4) вод. К концу зимы на большей части акватории моря толщина ВПС возрастает до 30-60 м вследствие термической конвекции. В это время ВПС ограничен снизу слоем основного пикноклина (халоклина) с вертикальными градиентами плотности до 0.03-0.04 кг м"4, постоянно существующим в Черном море в диапазоне глубин от 30-60 до 150-200 м. В приустьевых областях Черного моря толщина ВПС менее 10 м даже зимой вследствие больших вертикальных градиентов солености вод.
Абсолютный минимум температуры воды в Черном море обычно находится в верхней части основного пикноклина и имеет значения 6.5-7.5С (см. рис. 36а). Лишь в суровые зимы он располагается в ВПС. Слой с температурой воды менее 8С (ХПС), в котором находится этот минимум в теплый период года обычно рассматривают как прослойку между сезонным и основным пикноклинами Черного моря с небольшим локальным уменьшением вертикальных градиентов плотности (см. рис. 45а). Это уменьшение наблюдается непосредственно ниже минимума, где инверсионные вертикальные градиенты температуры максимальны. Однако можно считать, что ХПС летом целиком находится в верхней части основного пикноклина.
В конце зимы верхняя граница ХПС (верхняя изотерма 8С) на большей части Черного моря выходит на его поверхность. При этом верхняя часть ХПС находится в ВПС, нижняя - в основном пикноклине. Таким образом, в конце зимы ХПС временно становится холодным поверхностным слоем.
Ниже основного пикноклина находится слой, который иногда обобщенно называют глубинным слоем. Современные представления о вертикальной структуре его верхней части рассмотрены выше (см. рис. 35). Ниже промежуточного изотермического слоя, в диапазоне глубин от 700 до 1700 м, находится слой с медленным увеличением температуры и солености с глубиной, нередко прерываемым неоднородностями (инверсиями) с вертикальными масштабами порядка 10 м (рис. 366), типичными для тонкой Т,8-структуры вод (Murray et al., 1991, Фалина, Волков, 2003). Теоретически оценки (Мамаев, 1995) показывают, что они могут быть следствием двойной диффузии термического типа (послойной конвекции) - основного механизма вертикального обмена теплом и солью в этом слое.
Связи между многолетней изменчивостью термохалинной структуры вод Черного и Каспийского морей, локальных и глобальных факторов внешних воздействий
В каждом из них определялась повторяемость профилей двух типов с различным залеганием Тмин: 1) в ВПС и 2) в основном пикноклине. ВПС определялся как верхний слой с вертикальными градиентами плотности менее 0.002 кг м"4. Первый из этих типов профилей соответствует условиям географически локального зимнего обновления вод ХПС.
С декабря по февраль лишь на северо-западном шельфе Черного моря профили 1-го типа преобладают над профилями 2-го типа в соотношении 5:2. В феврале в западном (Болгарском) и юго-западном (Босфорском) прибрежных районах повторяемость двух типов профилей почти одинакова. На остальной акватории Черного моря даже в феврале среднее соотношение профилей 1-го и 2-го типов составляет 1:3. На северо-западном материковом склоне и в северовосточном районе Черного моря оно возрастает до 1:2, на юго-востоке уменьшается до 1:30, что статистически неотличимо от нуля.
Большая часть профилей 1 -го типа приходится на холодные зимы с суммой отрицательных суточных температур воздуха менее -300С. В глубоководной части Черного моря на 10 таких зим за 40-летний период 1957-1996 гг. (Belokopytov, 1997) пришлось более 70% профилей 1-го типа.
Таким образом, лишь в холодные зимы (1 раз в 3-5 лет) локальное обновление вод ХПС происходит на большей части акватории Черного моря за исключением юго-восточного региона. В такие зимы средняя по глубоководной акватории Черного моря ТПС в феврале составляла 6.96С, соленость - 18.29%о, условная плотность - 14.29 кг м" . В остальные зимы аналогичные величины на горизонте февральской Тмин в верхней части основного пикноклина (в среднем на глубине 58 м) имели средние значения 7.21 С, 18.71%о и 14.59 кг м 3. В ВПС им соответствовали значения 7.80С, 18.24%о и 14.16 кг м"3.
В умеренные зимы воды ХПС обновляются лишь в отдельных областях Черного моря, которые можно назвать очагами их вентиляции (см. ниже). В очень теплые зимы обновления вод ХПС может не быть на всей акватории Черного моря. Более подробно межгодовые вариации вентиляции ХПС рассмотрены в разделе 4.1.
Уже в апреле (рис. 42в), утратив термодинамический контакт с поверхностью моря, поле Тмин становится значительно более однородным. Области особо низких значений располагаются вдоль западных и южных берегов Черного моря, максимум Тмин переместился от берегов Кавказа к Крыму. В мае наиболее холодные воды находятся на северо-западе и юго-востоке моря (рис. 42г). В ноябре, наоборот, здесь локализуются наиболее теплы воды (рис. 42е).
Таким образом, помимо слабого общего прогрева от весны к осени (более заметного в центре моря), прослеживается некоторое вдольбереговое перемещение экстремумов Тмин в циклоническом направлении. На пространственно-временных диаграммах, аналогичных рассмотренным выше для СПС, такое смещение заметно весной в юго-восточной части моря и летом от берегов Кавказа к Крыму (рис. 43).
Вместе с тем, противофазность расположения экстремумов Тмин в феврале-марте (см. рис. 42а,б) и августе (см. рис. 42д) свидетельствует о существенно разном характере ее внутригодовой эволюции в центральной и прибережной областях Черного моря. Это подтверждает анализ сезонной эволюции поля солености на глубине Тмин (рис 44).
На протяжении большей части года с точки зрения солености существуют 3 моды холодных вод в Черном море: 1) сильно опресненная ( 18%о) в придонном слое на северо-западном шельфе и в узкой полосе вдоль западного берега; 2) умеренно соленая склоновая (в момент формирования 18.0-18.4%о, осенью до 18.7%о) и 3) наиболее соленая центральная (в момент формирования 18.5-18.7%о, осенью до 19.0%о). Весной и летом эти моды холодных вод довольно четко разделены фронтами солености, плотности и потенциальной завихренности.
Статистические Т,8-диаграммы склоновой (прибрежной) и центральной мод представлены на рис. 45. Они подтверждают, что в момент формирования зимой центральные воды (рис. 456) заметно холоднее и солонее прибрежных (рис. 45а), летом соленостные различия ослабевают, но значительная часть центральных вод (рис. 45г) становится теплее прибрежных (рис. 45в).
Дальнейшие свидетельства различия термодинамических свойств и сезонной эволюции центральных и прибрежных холодных вод представлены на рис. 46. Здесь дополнительно показаны параметры холодных вод в основной фронтальной зоне Черного моря, связанной с ОЧТ. Наиболее важны различия в градиентах плотности и толщине (рис. 46в,г), пропорциональные различиям в потенциальной завихренности этих вод - основному фактору динамической изоляции этих вод.
Наибольшую сезонную трансформацию испытывает толщина ХПС между изотермами 8С (см. рис. 46г), а также другие геометрические параметры этого слоя (рис. 47). В климатическом режиме только в центре моря и вдоль его западных и южных берегов зимой верхняя граница ХПС выходит на поверхность. В юго-восточном районе и у берегов Кавказа глубина ядра ХПС на 20-30 м ниже, а толщина в 1.5-2 раза больше, чем в центральной области.
