Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Современное состояние изученности гидрологической структуры и динамики вод Черного моря .16
1.1. Общие сведения о гидрологической структуре и динамике вод Черного моря .16
1.2. Синоптическая изменчивость 25
1.3. Апвеллинги в Черном море 27
1.4. Субмезомасштабные процессы на шельфе Черного моря 30
Глава 2. Используемые данные 35
2.1. Данные о температуре воды .39
2.2. Данные о течениях 40
2.3. Метеорологические данные .48
2.4. Данные дистанционного зондирования 50
Глава 3. Характеристика апвеллингов по данным измерений .51
3.1. Описание случаев полных и неполных апвеллингов по данным термокос 52
3.2. Генезис прибрежных апвеллингов 72
3.3. Исследования особенностей прибрежной циркуляции на основе дрифтерных запусков и данных ADCP 77
Глава 4. Повторяемость ветровых апвеллингов в северо-восточной части Черного моря 95
4.1. Критерий развития прибрежного экмановского апвеллинга, методика расчета и верификация .95
4.2. Совместный анализ критерия апвеллинга и данных о течениях для зафиксированных случаев апвеллинга .100
4.3. Межгодовая и сезонная изменчивость повторяемости ветровых апвеллингов по данным реанализа с 1979 по 2016 гг .105
Заключение .115
Список литературы .118
Приложение I Пакет программ для расчета критерия апвеллинга .133
- Общие сведения о гидрологической структуре и динамике вод Черного моря
- Описание случаев полных и неполных апвеллингов по данным термокос
- Исследования особенностей прибрежной циркуляции на основе дрифтерных запусков и данных ADCP
- Межгодовая и сезонная изменчивость повторяемости ветровых апвеллингов по данным реанализа с 1979 по 2016 гг
Общие сведения о гидрологической структуре и динамике вод Черного моря
Множество поколений отечественных и зарубежных мореплавателей и ученых занимались изучением Черного моря. В древние времена море не раз меняло свое название от “Негостеприимного” у древних греков до “Русского” и “Крымского” у жителей западной Европы. “Черным” море стало лишь в XIV в. [Бухарин, 2013]. Черное море – внутренний водоем, расположенный на северных широтах от 46.5 до 40.93 и простирающийся с запада на восток от 27.46 до 41.79 восточной долготы. По его акватории проходит морская граница между Европой и Азией. Водообмен с Мировым океаном происходит через Средиземное море: пролив Босфора соединяет Черное и Мраморное моря, а пролив Дарданеллы – Мраморное и Средиземное. Благодаря разности плотности в проливах существует двухслойная циркуляция: менее соленые черноморские воды устремляются в Средиземное море, в то время как в глубинных слоях существует поток более соленых средиземноморских вод, направленный в противоположную сторону. Наиболее узкая часть моря, расположенная между полуостровом Крым и северной частью турецкого берега, разделяет водоем на два бассейна. Западный бассейн, вытянутый с севера на юг более чем на 630 км от Стамбула до Одессы и Николаева, имеет широкую шельфовую зону с глубинами менее 100 м. Восточный бассейн имеет протяженность более 650 км от Крыма в юго-восточном направлении. Максимальная глубина моря составляет 2210 м и зафиксирована в его центральной части. Морфометрия бассейна и рельеф дна являются важными характеристиками, т.к. они во многом определяют основные черты термохалинной структуры и циркуляции вод [Иванов и Белокопытов, 2011]. Термический режим вод Черного моря определяется климатическими особенностями: интенсивностью поступающей радиации и атмосферных процессов, а также зависит от распределения глубин, особенностей циркуляции вод, пресноводного стока и т.д. Температура воды в верхнем слое значительно изменяется в зависимости от гидрометеорологических условий. Так в зимний сезон минимальные значения наблюдаются на мелководном северо-западном шельфе, где вследствие ледообразования и выхолаживания у берегов иногда наблюдаются переохлажденные воды с температурой ниже 0С (рис. 1.1). В центральной части моря в зимние месяцы наблюдается температура около 7–8С, в юго-восточной части вода, как правило, теплее и достигает 9–10С. В прибрежных районах наблюдается сильная изменчивость температурного режима в зависимости от локальных условий. Сезонные колебания температуры быстро затухают с глубиной [Белокопытов, 2017].
Для Черного моря характерно наличие холодного промежуточного слоя (ХПС), ограниченного изотермой 8С. ХПС – слой глубинных вод с постоянной температурой, куда не проникает сезонный сигнал и, соответственно, нет значительных колебаний температуры. ХПС расположен на глубинах около 75– 100 м, в зависимости от суровости зимы и циркуляционных особенностей в течение года. В разные периоды истории существовали различные гипотезы формирования вод ХПС. В начале изучения гидрологической структуры вод предполагалось, что ХПС существует как остаточный перемешанный слой, сохраняющийся на нижней границе локальной зимней конвекции [Шпиндлер, 1893; Книпович, 1932; Зубов, 1938]. Позже возникла гипотеза о выхолаживании в северо-западной части Черного моря, и было выдвинуто предположение [Филиппов, 1965] о распространении холодных вод северо-западного шельфа вместе с ОЧТ по всей акватории моря. Затем гипотезы были объединены, и закрепилось мнение, что наиболее вероятным районом формирования ХПС является не генеральное течение на северо-западе Черного моря, а центры основных циклонических круговоротов в период наибольшего выхолаживания поверхностного слоя [Овчинников и Попов, 1987; Титов, 2001]. В настоящий момент для исследования динамики гидрологической структуры вод и ХПС используются бароклинные 3-х мерные гидродинамические модели [Staneva and Stanev, 1997; Korotaev at el., 2003; Dorofeev et al., 2017].
Распределение солености в Черном море неравномерное в связи с большим объемом пресноводного стока [Журбас и др., 2011], осадками и наличием соленых средиземноморских (мраморноморских) вод, попадающих в море через пролив Босфор. Средняя величина солености моря на поверхности составляет в прибрежной зоне 17.9, а в открытой части моря до – 18.3 согласно работе [Белокурова и Старов, 1946]. В приустьевых районах и районах, подверженных влиянию стока рек, соленость изменяется в зависимости от полноводности рек и динамических условий и может падать до значений менее 1. Также опресняющее влияние оказывает проникновение азовоморских вод в Керченский пролив и их распространение к берегам Крыма.
Вертикальное распределение солености в прибрежных зонах и в открытом море заметно отличается. В открытой части моря до глубины 200 м наблюдается резкое возрастание солености с глубиной, при этом галоклин располагается на глубинах около 100 м. В прибрежных районах моря имеет место более интенсивное перемешивание вод и поэтому распределение солености более однородно [Белокурова и Старов, 1946] Ниже глубины 200 метров до дна происходит постепенный рост солености до значений 22.3. Значительная сезонная изменчивость солености характерна лишь для зон, находящихся под влиянием пресноводного стока. Рисунок 1.3. T,S–диаграмма вод Черного моря [Тужилкин, 2008]. Каждая точка приблизительно соответствует боксу 20 км х 20 км х 25 м. Штриховые линии – контуры потенциальной плотности ()
На представленной T,S–диаграмме (рис. 1.3) хорошо визуализируется область точек, характеризующих воды поверхности (вертикальное облако точек) с сильной изменчивостью по температуре. Можно отметить, что воды приустьевых областей с соленостью ниже 17 также характеризуются сильной изменчивостью как по температуре, так и по солености. Воды с соленостью более 22 (облако точек, расположенных справа, практически горизонтально) относятся к глубинной водной массе, расположенной ниже 500 м и составляющей 70% полного объема вод Черного моря [Мамаев и др., 1994]. Глубинная водная масса формируется под действием мраморноморских вод и геотермального потока тепла. Форма T,S–кривой вод Черного моря свидетельствует об отсутствии прямого смешения поверхностных и глубинных вод [Мамаев и др., 1994]. Воды ХПС на диаграмме расположены на пересечении областей точек, характеризующих поверхностные и глубинные воды.
Описание случаев полных и неполных апвеллингов по данным термокос
Июль–сентябрь 2012 г.
2012 год характеризовался интенсивными вертикальными движениями термоклина (рис. 3.1) в теплый период года и был аномальным во многих отношениях. Например, в июле 2012 г. вследствие формирования сравнительно небольшого и малоподвижного атмосферного циклона (диаметром около 500 км) с центром над Азовским морем выпало аномальное количество осадков в регионе (267 мм) менее чем за сутки и на реке Ашамба произошло наводнение [Зацепин и др., 2013, Архипкин и др. 2013].
Это наводнение сильно повлияло на структуру вод в прибрежной зоне, а термокоса была установлена через неделю после катастрофического наводнения. В теплый период 2012 г. по данным заякоренной термокосы зафиксировано несколько случаев подъема подтермоклинных вод к поверхности: с 17 по 21 июля, с 1 по 4 августа, с 13 по 17 августа, с 24 августа по 1 сентября, с 4 по 10 сентября и с 19 по 24 сентября (рис. 3.1) Можно отметить, что расположение термоклина на глубинах 10–15 м, наблюдаемое в начале измерений, нетипично для данного района, т.к. вследствие прогрева в летний период при отсутствии интенсивного атмосферного воздействия и воздействия динамических структур, верхний квазиоднородный слой занимает толщу воды около 20–30 м.
Однако согласно метеорологическим данным в 2012 г. преобладали ветры северо-восточных (рис. 3.2) [Москаленко и др., 2014] и накануне постановки термокосы, с 11 по 13 июля по данным реанализа также были отмечены интенсивные ветра, способные привести к сгону теплой воды с поверхности и подъему более холодных вод термоклина.
Один из циклов апвеллинга-даунвеллинга зафиксирован с 24 августа по 4 сентября (рис. 3.1). Согласно данным о течениях, полученных с заякоренного измерителя, во время подъема подтермоклинных вод наблюдалось юго-восточное течение со скоростями более 20 см/с, ветер по данным метеостанции был западных и северо-западных румбов. К 30 августа произошло поднятие изотермы 9С до глубины 15 м, перепад температур на верхнем датчике составил более 3С – температура упала с 26.3 до 22.5С. В первых числах сентября с усилением северо-восточного (СВ) ветра произошла смена течений на противоположное, что привело к релаксации апвеллинга и заглублению термоклина до 17 м. Однако следующий апвеллинг начался буквально через сутки и также сопровождался устойчивым северо-западным ветром с порывами до 11 м/с 7 сентября. Температуру 9С можно было наблюдать на глубинах менее 10 метров, на верхнем датчике температура воды упала с 25.1С 5 сентября до 20.6С 11 сентября. 10 сентября СВ ветер вновь усилился до 8–9 м/с с порывами до 17 м/с, и действовал до 12 сентября, вызвав, по-видимому северо-западное (СЗ) течение, а с ним и установление вдольберегового интегрального экмановского переноса, усилившего адвекцию теплых поверхностных вод со стороны открытого моря.
Сентябрь 2013 г.
Рассмотрим подробно случай полного апвеллинга в 2013 году. При анализе данных термокосы, полученных в сентябре 2013 г., было установлено, что вертикальная стратификация вод в точке установки термокосы (22 м), большую часть времени отсутствовала, т.е. температура воды была практически постоянной от поверхности до морского дна (рис. 3.3). Однако в отдельные периоды времени (продолжительностью от нескольких часов до нескольких суток) вблизи дна температура воды кратковременно снижалась на несколько градусов, затем однородность профиля температуры восстанавливалась. Толщина более холодного придонного слоя, как правило, составляла до 5 м, реже – до 10–15 м. Такие события можно отнести к проявлениям неполного апвеллинга, не достигающего уровня морской поверхности [Сильвестрова и др., 2017].
Наиболее сильные подъемы холодных глубинных вод в сентябре 2013 г. наблюдались в период 16–21 сентября и 24–26 сентября. В первом случае максимальное развитие неполного апвеллинга было достигнуто 18 сентября, когда температура воды у дна снизилась до 10–12С, а верхняя граница термоклина достигла верхнего датчика термокосы (6 м). Однако выхода подтермоклинных вод на поверхность моря все же не произошло. Данный неполный апвеллинг возник скорее всего из-за усиления прибрежного юго-восточного течения. К сожалению, по техническим причинам данных по скорости течения за этот период нет. Рисунок 3.3. Температура воды по данным термокосы с 8 по 17 сентября 2013 г.
Важная информация, иллюстрирующая связь ветрового воздействия с температурным откликом среды и вдольбереговым течением в период описываемых событий апвеллинга и даунвеллинга, представлена на рисунке 3.4, где построены вектора скорости ветра по данным автоматической метеостанции Географического факультета МГУ им. Ломоносова (рис. 3.4а), а ниже – распределения температуры воды, модуля скорости и направления течения во временной развертке (рис. 3.4б, в и г – соответственно). Видно, что в период с 24 по 26 сентября господствовал ветер северо-западных румбов, вызвавший интенсивный апвеллинг и понижение температуры во всем водном слое более чем на 10С. Как указано выше, развитие апвеллинга сопровождалось развитием прибрежного течения юго-восточного направления. Во второй половине дня 26 сентября ветер сменился на южный и затем на юго-восточный, скорость его возросла. Это привело к релаксации апвеллинга и быстрому развитию даунвеллинга, вызвавшего повышение температуры во всем водном слое до 19.5С. При этом развилось прибрежное течение северо-западного направления, скорость которого достигала 70 cм/с.
Наибольший интерес представляет второй сентябрьский апвеллинг – полный апвеллинг, в ходе которого холодные подтермоклинные воды достигли поверхности моря и привели к значительному понижению температуры в прибрежной зоне.
На рис. 3.5 представлены поля приводного ветра по данным реанализа NCEP/CFSR над Черным морем в период развития полного апвеллинга, его релаксации и развития даунвеллинга [Зацепин и др., 2016].
Исследования особенностей прибрежной циркуляции на основе дрифтерных запусков и данных ADCP
Как было показано выше, апвеллинги формируются при комбинации нескольких факторов, локального ветрового воздействия благоприятного направления и соответствующего вдольберегового течения, которое может усиливать или ослаблять ветровой фактор. Вдольбереговые течения в свою очередь формируются по нескольким причинам, среди которых могут быть меандирование ОЧТ, наличие субмезомасштабных вихрей, поле ветра и др. При наличии данных измерений течений в точке (ADCP) практически невозможно определить тип сложившейся циркуляции и понять предысторию. Поэтому необходимо привлекать данные дистанционного зондирования и проводить дрифтерные запуски.
В данном разделе описаны особенности прибрежной циркуляции, способствующие/препятствующие возникновению апвеллинга, полученные на основе проведенных дрифтерных экспериментов и данных ADCP.
В работе [Зацепин и др., 2012] была предложена обновленная схема циркуляции вод в прибрежной зоне от мыса Утриш до мыса Идокопас, включающей район исследований (рис. 3.19).
В летний период из-за ослабления экмановской накачки, ОЧТ ослабевает, начинает сильнее меандририровать и отдаляется от континентального склона. Между ОЧТ и берегом часто формируются мезомасштабные антициклонические вихри с диаметром около 40–100 км, с которыми связан перенос вод на юго-восток над континентальным склоном, а на шельфе они формируют циклонический сдвиг скорости. На шельфе образуются в основном субмезомасштабные циклонические вихри, которые у берега формируют перенос воды на северо-запад (рис. 3.19). В осенний и зимний период ветровая накачка усиливается и ОЧТ интенсифицируется, прижимаясь к континентальному склону. В этом случае на шельфе создается антициклонический сдвиг скорости и вблизи берега образуются в основном субмезомасштабные антициклонические вихри. Образованию этих вихрей в районе Геленджика также во многом способствует расширение шельфа за мысом Идокопас и вызываемый этим отрыв ОЧТ от берега. Вблизи берега антициклонические вихри создают общий юго-восточный перенос, противоположный направлению ОЧТ (рис. 3.19). Таким образом, субмезомасштабные вихри на шельфе меняют направление вдольберегового течения на противоположное тому, которое действует за бровкой шельфа [Зацепин и др., 2012]. Фронтальная зона и ОЧТ формируют внешнюю динамическую границу прибрежной зоны Черного моря, состояние которой в значительной степени влияет на прибрежные процессы и явления, в том числе и на апвеллинг. Современные исследования свидетельствуют, что вдольбереговые течения воздействуют на прибрежный апвеллинг собственной сдвиговой завихренностью и смещением своего положения относительно рельефа дна и берега.
Некоторые подтверждения реализации вышеописанных процессов вихреобразования в северо-восточной части Черного моря представлены на спутниковых изображениях, и подтверждены также при помощи съемок течений буксируемым профилографом течений ADCP. Однако, т.к. буксировки длятся в течение 5–7 часов, а результат такой съемки представляется как квазимгновенные измерения, возможны искажения и неопределенности при интерпретации картины течений. Такие искажения, например, могут быть связаны с перемещением вихревых структур вдоль шельфа. Спутниковые изображения да.т возможность достаточно точно оценить пространственный масштаб выявляемых вихревых структур. Но крайняя нерегулярность и влияние облачности не позволяют использовать данный метод для мониторинга субмезомасштабных вихревых образований и для оценки орбитальных скоростей и скорости перемещения.
Для уточнения параметров циркуляции в исследуемом районе была разработана методика дрифтерных экспериментов, включающая несколько этапов:
конструирование дрифтеров, предназначенных для исследований на шельфе;
проведение экспериментальных запусков;
анализ получаемых траекторий дрифтеров.
На протяжении нескольких лет с 2013 года с целью изучения динамики вод в прибрежной зоне Геленджика на полигоне Института Океанологии им. П.П.Ширшова РАН проводились запуски дрифтеров. Ниже приведена таблица, проведенных за эти годы запусков.
Согласно схеме, представленной на рисунке выше, в районе исследования может наблюдаться несколько характерных картин циркуляции:
I. Прижатая к бровке шельфа струя ОЧТ, когда на шельфе можно наблюдать субмезомаштабные антициклоны. Наличие таких антициклонов усиливает адвекцию и создает благоприятные условия для подъема подтермоклинных вод. Подобная картина циркуляции была подтверждена во время дрифтерных запусков в 2013, 2015 и 2016 гг. (рис. 3.20–3.24)
По данным буксировки 2013 г. было выделено несколько антициклонических и циклонических вихревых структур [Мысленков и др., 2014], которые вследствие диссипации энергии выродились в затухающий диполь. По траекториям дрифтеров видно, что сначала движение было параллельно-струйным на юго-восток со скоростями 15–20 см/с, а потом дрифтеры разошлись на значительные расстоянии и скорость их перемещения резко снизилась до 2–3 см/с.
Межгодовая и сезонная изменчивость повторяемости ветровых апвеллингов по данным реанализа с 1979 по 2016 гг
Определяющим фактором развития экмановского апвеллинга является интегральное ветровое воздействие, которое состоит из напряжения трения ветра и времени действия апвеллингового ветра, остальные же параметры в расчете критерия представлены либо как осредненное значение, либо как фиксированная величина. Положительное направление y соответствует юго-восточному ветру, а пороговое значение для критерия апвеллинга приравнивается к -1. Физическое значение порогового значения объясняется как достижение того момента времени, когда экмановский перенос достаточно силен для того, чтобы подтермоклинные воды достигли поверхности моря.
Для определения межгодовой и сезонной изменчивости по данным реанализа рассчитан критерий апвеллинга с временным шагом 1 час с 1979 по 2016 гг. Всего за исследуемый период было зафиксировано около 120 случаев, когда критерий апвеллинга Ru -1. Для анализа событий апвеллинга и оценки его применимости был выполнен его сравнительный анализ с данными о температуре воды на ГМС Геленджика и с данными вертикального распределения температуры, полученными с термокосы (см. раздел 3.1). Измерения поверхностных температур на ГМС проводились раз в 6 ч, более подробная информация о работе метеостанции представлена в работе [Москаленко и Мельников, 2014].
На рисунке 4.6 представлены совместный график хода поверхностный температуры воды и критерия апвеллинга для 2012 г.
Сравнение температуры поверхности моря и критерия апвеллинга показало, что 88 случаев ( 70%) – согласованы с уменьшением температуры воды на поверхности, при этом в 51 случае падение температуры воды на поверхности составило более 5С. Например, температурный перепад с 24.4C до 18.6C был зафиксирован 20 июня 2012 г. Это же подтверждается спутниковым снимком, приведенным ниже (рис. 4.7). В некоторых случаях, когда критерий апвеллинга не достигал порогового значения, но тем не менее был довольно высоким по абсолютным значениям, также фиксировались изменения температуры морской поверхности. Так, например, 17–19 июня 2009 г. по данным контактных измерений [Тужилкин и др., 2012] и спутниковых измерений был зафиксирован полный апвеллинг, температуры воды на поверхности упала на 5C, а критерий апвеллинга Ru был -0.73.
Согласно разделу 3.1. для некоторых случаев, когда термоклин поднялся до глубины 10 метров, критерий апвеллинга превышал пороговое значение, для некоторых случаев – был менее -0.7, не достигая порогового значения. Зафиксировано также несколько событий, когда несмотря на превышение критерием порогового значения, термоклин не поднялся ни к поверхности, ни до глубины 10 метров. Тем не менее, анализ данных показал, что колебания критерия апвеллинга отражают вертикальные движения воды, хотя такие движения далеко не всегда могут быть зафиксированы на поверхности.
По результатам расчета был проведен анализ сезонного распределения событий, когда критерий апвеллинга достигал порогового значения -1 (рис. 4.8). Оказалось, что максимальное число таких событий происходит в июле месяце (около 38%). Также проанализировано сезонное распределение экмановского переноса, максимальные значения которого приурочены к началу весны и к осени. Несмотря на то, что экмановский перенос велик в Апреле и Ноябре, это не приводит к увеличению количества событий превышения порогового значения Ru -1, т.к. в эти месяцы средние значения толщины ВКС более 20 метров. Известно, что толщина ВКС изменчива и сильно зависит в том числе от динамики вод в исследуемом районе. Согласно проведенным расчетом на рисунке 4.8 отражено также количество случаев, когда вертикальный перенос, благодаря экмановской накачке, составил 10 метров и более. Таким образом, если в весенний или осенний период, благодаря интенсивному нагреванию толщина ВКС будет меньше средних значений, указанных в разделе 4.1, вероятность возникновения ветрового апвеллинга будет довольно высока. Из-за изменчивости этих параметров, реальные значения критерия апвеллинга могут значительно отличаться от вычисленных.
Межгодовая изменчивость событий экмановского прибрежного апвеллинга показана на рисунках 4.9 и 4.10. Среднее количество экмановских апвеллингов в год составляет около 3 событий. За весь период вычислений был зафиксирован лишь один год – 2010, когда не было зарегистрировано ни одного события с превышением порогового значения -1. Минимальное количество случаев 1 было зафиксировано в 1988, 1989, 1997, 2000, 2001, 2002 гг.. Максимальное число случаев 8 – в 1987 году; 5–6 случаев регистрировались в 1995, 1996, 2004, 2009, 2013 гг. Если понизить пороговое значение Ru до -0.7, то картина межгодовой изменчивости сильно не переменится, но среднее количество событий в год возрастет до 6.
На рисунках видно, что межгодовая изменчивость событий апвеллинга довольно велика. Такая изменчивость, казалось бы, должна быть связана с индексами глобальной атмосферной циркуляции. Проведен совместный анализ данных с индексами Северо-Атлантического колебания – NAO (North Atlantic Oscillation) и Североморского-Каспийского индекса NCP (North Sea-Caspian Pattern). Данные National Oceanic and Atmospheric Administration по NAO [NAO index] были усреднены по месяцам за исследуемый период и сравнение с количеством событий не показало никакой зависимости величин. Индекс NCP, предложенный Climatic Research Unit, Университетом Восточной Англии [Kutiel and Benaroch, 2002] использовался для сравнения до 2005 г. Анализ коэффициента корреляция между значениями индекса и количеством событий экмановского апвеллинга не показал значимых результатов. Отсутствие связей объясняется тем, что апвеллинговые ветра не ассоциируются с глобальной атмосферной циркуляцией, а их изменчивость носит сугубо локальный характер. В исследуемой области, согласно работе [Кривошея и др., 2012], в период 1980– 2011 гг. в разные годы преобладали северный (С), северо-восточный (CВ), восточный (В), южный (Ю) и юго-восточный (ЮВ) типы атмосферных процессов (см. рис. 4.11)