Содержание к диссертации
Введение
1. Физико-географические условия Средиземного моря и изученность его гидрологии 8
1.1. Рельеф дна и основные бассейны 8
1.2. Климат 12
1.3. Изученность бюджета вод и теплоты Средиземного моря 16
1.3.1. Тепловой бюджет 16
1.3.2. Бюджет пресных вод 20
1.3.3. Водообмен через проливы 21
1.4. Изученность циркуляции и водных масс Средиземного моря 28
1.4.1. Циркуляция вод верхнего слоя 28
1.4.2. Циркуляция в промежуточном и глубинном слоях 30
1.4.3. Водные массы 32
2. Использованные материалы и методика их обработки 40
2.1. Использованные материалы 41
2.2. Пространственная статистическая структура полей температуры и солёности воды восточной части Средиземного моря 53
2.3. Получение средних сезонных значений температуры и солёности 61
3. Исследование циркуляции вод восточной части Средиземного моря 65
3.1. Расчёт геострофической циркуляции 67
3.2. Особенности геострофической циркуляции 71
3.3. Вертикальная составляющая скорости 83
3.4. Дрейфовые течения в верхнем слое 87
4. Тепловое взаимодействие восточной части Средиземного моря с атмосферой и формирование промежуточной водной массы 97
4.1. Вертикальная плотностная конвекция в восточной части Средиземного моря 99
4.2. Тепловой бюджет восточной части моря 120
4.3. Особенности формирования промежуточной водной массы и их связь с тепловым бюджетом 136
4.4. Достоверность полученных результатов 145
Заключение 151
Список литературы. 156
- Рельеф дна и основные бассейны
- Пространственная статистическая структура полей температуры и солёности воды восточной части Средиземного моря
- Расчёт геострофической циркуляции
- Вертикальная плотностная конвекция в восточной части Средиземного моря
Рельеф дна и основные бассейны
Расположенное между Европой, Азией и Африкой Средиземное море глубоко врезано в сущу и имеет повсюду естественные береговые границы, за исключением узких и неглубоких проливов, соединяющих его с Атлантическим океаном и Черным морем 13, 43 J. Гибралтарский пролив, соединяющий его с Атлантическим океаном на западе, имеет наи-меныцую ширину 14 км, а глубину на пороге от 286 до 320 м. Пролив Дарданеллы, который соединяет Средиземное море с Черным (через Мраморное море и пролив Босфор) ещё более узок и мелководен, его наименьшая ширина 1,3 км, а глубина на пороге 50-60 м. Такая обособ -ленность Средиземного моря придает своеобразие его режиму и процессам, которые развиваются в толще его вод.
Площадь Средиземного моря 2,5 млн.км2, объем воды 3,8 млн.км3, средняя глубина 1536 м, максимальная глубина 5120 м. На юге море соединяется с Индийским океаном (с Красным морем) , искусственным Оуэцким каналом, но для водообмена этот канал не имеет сколько-нибудь заметного значения. Площадь восточной части моря, рассматриваемой в настоящей работе (центральный бассейн и море Леванта) состарь о вляет 1,5 млн.км , объем воды 2,4 млн.км .
Берега моря чрезвычайно разнообразны и сильно расчленены на севере. Это членение включает крупные элементы, которые, в свою очередь, расчленяются на более мелкие. Береговая линия образует четыре крупных полуострова: Пиренейский, Аппенинский, Балканский и Малую Азию, берега их имеют разную высоту, строение и степень изрезанности.
I.I. Рельеф дна и основные бассейны
Средиземное море расположено в альпийской геосинклинальной области, что определяет большую сложность рельефа его дна. Далеко высту -9-пающие в море полуострова, крупные острова и архипелаги и поднятия дна делят Средиземное море на несколько более или менее обособленных морей. Всё море морфологически состоит из двух довольно обособленных частей: западной и восточной, которые разделены Аппенинским полуостровом, о. Сицилия и довольно высоким поднятием в Тунисском (Сицилийском) проливе. Это поднятие, называемое Африкано-Сицилий-ским порогом, изолирует глубинные воды обеих частей друг от друга. Преобладающие глубины на этом пороге 300-500 м, а наибольшая глубина порога в Мессинском проливе, отделяющем о. Сицилию от Аппенинского полуострова, всего около 120 м.
Бассейн, расположенный к востоку от Тунисского пролива, проре -зан глубоким Гелленским желобом, протянувшемся вдоль южного склона Критской островной дуги. Наибольшая глубина в желобе 5120 м является и наибольшей глубиной всего Средиземного моря. С юга вдоль желоба проходит крупное поднятие. Это поднятие, называемое Центральным валом или Средиземноморским хребтом, тянется от Ионических островов до о. Кипр и очерчивается изобатой 2500 м. В средней части этого хребта (между Критом и Африкой) с ним соединяется Срединное плато, имеющее глубины менее 2000 м. Это плато делит восточную часть Средиземного моря также на два бассейна: Центральный (к западу от плато) и восточный (к востоку). Восточный бассейн чаще называется морем Леванта.
Пространственная статистическая структура полей температуры и солёности воды восточной части Средиземного моря
Пространственная статистическая структура гидрологических полей (даже таких элементов, как температура и солёность воды, которые измеряются почти в каждой экспедиции) изучена крайне слабо вообще в Мировом океане и в Средиземном море, в частности. Можно назвать лишь несколько попыток определить пространственные структурные, корреляционные функции и спектры по материалам гидрологических съемок с густой сеткой станций в районах Северной и Тропической Атлантики [48, 50] и Чёрном море 4]. Для Средиземного моря такая попытка была предпринята Саундерсом 731. По результатам измерения температуры воды с самолета им была определена функция спектральной плотности. Результаты его расчетов показали, что максимум энергии приходится на пространственные неоднородности (или возмущения) с длиной волны около 100 км. Эти результаты относятся к Ионическому морю. По-видимому, более основательных исследований пространственной статистической структуры гидрологических полей в Среди -земном море не имеется.
В настоящей работе была предпринята попытка оценить пространственные корреляционные функции температуры и солености воды в центральной и восточной частях Средиземного моря с целью дальнейшего использования этих функций для получения значений этих элементов в узлах регулярной сетки, оценки ошибок полученных значений, выбора оптимального шага сетки в различных районах.
В качестве исходного материала служили результаты обычных экспедиционных наблюдений, выполненных в 1958-1979 гг. Корреляционные функции оценивались отдельно для зимнего и летнего сезонов. К летнему сезону были отнесены наблюдения, производившиеся в период с I августа по 15 сентября, а к зимнему - с I февраля по 15 марта. Выбор именно таких интервалов времени связан с тем, что внутри этих интервалов временная изменчивость, обусловленная годовым ходом, отсутствует.
Поля температуры и солёности в верхнем слое вод Средиземного моря не могут быть однородными и изотропными по отношению к структурным и корреляционным функциям. Такое заключение можно вывести даже на основе простого рассмотрения средних многолетних карт, приведенных, например, в работе \_ II ]]. На этих картах хорошо заметны широтный эффект, обусловленный повышением сумм солнечной радиации в направлении с севера на юг, а также влияние больших объёмов атлан-тической воды, поступающей в море Альбарон через Гибралтарский пролив. Иными словами, нормы температуры и солёности (математическое ожидание) являются функциями географических координат и даже в одном районе имеют различные меридиональные и широтные градиенты. В связи с этим предварительно производилось вычитание значений нормы из фактически наблюдавшихся величин температуры и солёности. В качестве нормы принималось среднее арифметическое значение, вычисленное для одноградусного квадрата. По своему географическому положению это среднее значение было отнесено к центру квадрата. После вычитания норм корреляционные функции вычислялись отдельно для различных районов в зависимости от расстояния до центральной точки, но независимо от направления.
Расчёт геострофической циркуляции
В настоящей работе геострофическая циркуляция центрального и восточного бассейнов также исследовалась на основе динамического метода [[ 16, 55 "1. Для сравнения результатов с полученными ранее, целесообразно было выбрать ту же самую отсчётную поверхность -1000 мб. Следует заметить, что преимущественное большинство гидрологических измерений проводилось до глубины 500-1000 м. Глубже 1000 м наблюдения выполнялись лишь отдельными судами. Это обстоятельство само по себе приводит к необходимости выбора отсчётной поверхности в слое 500-1000 м. При наличии таких наблюдений не было большого смысла полагать отсчётную поверхность ниже 1000 м, либо вести расчёты течений по полю плотности от дна, например, на основе метода А.С. Саркисяна Г 45 1. Хотя метод Саркисяна избавляет от необходимости выбора отсчётной поверхности, так как расчёты ведутся от дна, а кроме того, обладает другими преимуществами: учитывает влияние рельефа дна, прямой эффект касательного напряжения ветра, всё же отсутствие точных знбічений плотности в каждом узле ниже 1000 м и неизбежность получения их посредством экстраполяции приводит к большим относительным ошибкам в определении градиентов плотности, в связи с тем, что сами градиенты (как уже указывалось) в глубинном слое очень малы, а ошибка, с которой можно получить значения плотности в этом слое, будет существенной.
В численной схеме решения уравнений для определения поверхности уровня моря и значений компонентов геострофической скорости ниже поверхности моря по методу А.С.Саркисяна производные от плотности заменяются конечными разностями. Для подтверждения сказанного выше были выполнены оценки относительных ошибок в вычислении центральных конечных разностей плотности, под которыми понималось отношение среднего квадрата ошибки в вычислении конечных разностей к среднему квадрату самой конечной разности.
Можно полагать, что значения плотности воды на любом горизонте в каждом узле сетки f{ , fz , f3 . . . и т.д. получены с некоторой ошибкой % t 1 , з ... и т.д. Ошибки в определении плотное-ти случайные в том смысле, что они не коррелируют между собой, а также с истинным значением плотности. Тогда средний квадрат центрального разностного отношения для середины интервала v между двумя узлами вдоль любой из координатных осей будет.
Если считать, что дисперсия плотности примерно одинакова в разных точках поля, так же, как и средний квадрат ошибки, то тогда средний квадрат разностного отношения можно записать следующим об разом где G2 - дисперсия плотности, а К С О - корреляционный момент, т.е. значение пространственной корреляционной функции, соответствующее расстоянию, равному шагу сетки L .
Отношение среднего квадрата ошибки к среднему квадрату истинной конечной разности (относительная ошибка в вычислении конечной разности 6 ) выразится следующим образом.
Вертикальная плотностная конвекция в восточной части Средиземного моря
На основе материалов глубоководных гидрологических наблюдений, описанных в главе 2, в настоящей работе были определены не только средние значения температуры и солёности в узлах регулярной сетки, но и некоторые другие характеристики термохалинной структуры вод и сезонных её изменений: толщина верхнего гомогенного слоя летом и зимой, амплитуда сезонных изменений температуры и солёности в этом слое, глубина залегания промежуточного максимума солёности, значения солёности в нём в оба сезона. Эти характеристики были осреднены в узлах той же одноградусной сетки, по которой производился расчёт геострофической циркуляции. Затем по осред-нённым данным построены соответствующие карты, которые представ -лены на рис. 4.1 - 4.6.
Прежде всего, следует отметить, что перемешивание и образование верхнего гомогенного слоя в летний сезон ограничено небольшими глубинами. Благодаря интенсивному прогреву, температура воды на поверхности летом повышается до 25-27, местами 28С. На нижней границе прогрева образуется резко выраженный скачок плотности,под которым температура воды сохраняет зимние значения (17-15С). Разности температуры воды на поверхности между летними и зимними значениями показаны на рис. 4.1. Они достигают 8-ПС. Аналогичные же разности солёности не превышают 0,25$0 на поверхности моря (рис. 4.2). На глубине 50 м солёность в летний сезон остаётся такой же, как и зимой. Совершенно очевидно, что незначительное повышение солёности в летний сезон не может компенсировать повышение температуры на 8-ПС и вызвать плотностнуго конвекцию. Поэтому положение нижней границы гомогенного слоя (или верхней границы слоя скачка) летом определяется волновым перемешиванием и системой циркуляции вод. На рис. 4.3 показано положение этой границы (толщины верхнего гомогенного слоя). Изолинии равных значений толщины прогретого слоя на этом рисунке хорошо соответствуют изогипсам на рис. 3.1, 3.2, а также распределению вертикальных скоростей, изображенному на рис. ЗЛО. Вдоль гребня динамического рельефа толщина верхнего изотермического слоя превышает 25 м,
