Содержание к диссертации
Введение
Глава I. Формулировка адвективной модели верхнего шазиоднородного слоя океана 9
1.1. Обзор существующих моделей верхнего квазиоднородного слоя океана 9
1.2. Модель ЛОИОАН 21
1.3. Усовершенствование модели на случае учета горизонтальной и вертикальной адвекции тепла 29
Глава 2. Испытание локальной версии мо дои верхнего квазиоднородного слоя в реальных условиях 41
2.1. Имитация синоптической изменчивости верхнего квазиоднородного слоя океана 42
2.2. Воспроизведение сезонного хода характеристик В КС в ЭАЗО Гольфстрим . 51
Глава 3. Расчет голя скоросш.течения.в.районе ЭАЗО гольфстрим
3.1. Расчет скорости геострофического течения "обратным методом" 64
3.2. Расчет скорости дрейфового течения 78
Глава 4. Моделирование сезонной эволюции верхнего квазиоднородного слоя океана в районе эазогольфстрим с учетом горизонтальной и.вертикальной адвекции теша 80
4.1. Система уравнений и краевых условий. Исходные данные 80
4.2. Разностная схема интегрирования уравнений модели 87
4.3. Обсуждение результатов расчета и сравнение их . с данными наблюдений 91
4.4. . Численные эксперименты 105
Заключение iii
Список использованной литературы
- Модель ЛОИОАН
- Усовершенствование модели на случае учета горизонтальной и вертикальной адвекции тепла
- Воспроизведение сезонного хода характеристик В КС в ЭАЗО Гольфстрим
- Разностная схема интегрирования уравнений модели
Введение к работе
В результате многочисленных наблюдений в Мировом океане были выделены зоны, в которых интенсивность обмена энергией между океаном и атмосферой превосходит средние фоновые значения в 2-3 раза. Такие зоны были названы энергоактивными зонами (ЭАЗО). Концепция энергоактивных зон лежит в основе разрабатываемых Г.И.Марчуком и его сотрудниками теории короткопериодных изменений климата и методов долгосрочного прогноза погоды. Она является краеугольным камнем национальной программы "Разрезы" / 34../.. В соответствии с этой концепцией в формировании короткопериодных изменений климата (от сезона до года) участвует деятельный слой (ДС) океана толщиной порядка 0,5 км. Надлежащей информации о деятельном слое в масштабах всего Мирового океана нет и, по-видимому, не будет в ближайшие годы. Поэтому единственным выходом из создавшегося положения является сосредоточение усилий на исследовании сравнительно небольших энергоактивных зон, оказывающих наиболее сильное влияние на процессы в атмосфере. В Северной Атлантике выделено несколько таких зон : Норвежская, Ньюфаундлендская, Тропическая и Гольфстрим /34, 27 /. Последняя была выбрана в качестве объекта исследования в настоящей работе. .
В ЭАЗО Гольфстрим важную роль в формировании ДС играет адвективный перенос тепла* Здесь наблюдаются экстремальные амплитуды внутригодовых колебаний потока тепла на поверхности океана, динамической скорости ветра и поверхностной температуры. Все эти отличительные особенности ЭАЗО Гольфстрим делают ее не только важным, но и одним из самых интересных
объектов исследования. Дополнительным аргументом при выборе этого района послужила сравнительно хорошая освещенность его данными наблюдение. Это обеспечивало надежную основу для проверки результатов расчета.
В настоящее время существует целый ряд интегральных моделей В КС, доведенных в той или иной мере до практического использования. Опубликовано несколько монографий и обзоров, обобщающих.опыт использования этих моделей / 10, 14, 17, 32 /.Однако, основное внимание в них уделялось, главным образом, локальным моделям, учитывающим только вертикальный перенос тепла, импульса и турбулентной энергии. Попытки построения адвективных моделей, включающих горизонтальный перенос названных характеристик, и их использование применительно к обширным акваториям океана все еще сравнительно немногочисленны. Между тем, для удовлетворения запросов практики нужны, именно такие модели. Они нужны и для выполнения настоящей работы, целью которой является исследование сезонной эволюции верхнего квазиоднородного слоя (ВКС) в энергоактивной зоне Гольфстрим. Указанная цель определяет следующие основные задачи работы :
разработать адвективную модель ВКС на основе имеющихся локальных интегральных моделей;
испытать модель по данным натурного эксперимента IIIILE. специально предназначенного для проверки моделей В 1С, и данным наблюдений в районе ЭАЗО Гольфстрим;
воспроизвести сезонный ход характеристик ВКС в районе ЭАЗО Гольфстрим;
выявить основные закономерности пространственно-временной изменчивости характеристик ВКС в этом районе для средних
* О "
многолетних и аномальных условий.
Содержание диссертационное работы делится на четыре главы. В первой главе приводится обзор некоторых моделей ВКС, сыгравших ключевую роль в развитии "интегрального" способа описания верхнего слоя океана. Там же подробно обсуждается интегральная модель ВКС, разработанная в Ленинградском отделе Института океанологии им.П.П.Ширшова АН СССР (ЛОИОАН), которая вобрала в себя многие лучшие черты прежних моделей, сохранив при этом простоту и экономичность. Эта модель обобщается затем на случай учета горизонтального адвективного . переноса тепла. Система уравнений адвективной модели представлена в разделе 1.3. Здесь же на основе оценки порядков отдельных членов уравнений показано, что члены, характеризующие, горизонтальную адвекцию тепла геострс-ическим течением и пространственную неоднородность тол щины ВКС, на порядок меньше главных членов, так что при расчете сезонной эволюции ВКС ими в первом приближении можно пренебречь. Это позволяет упростить уравнения модели, сведя их к одному уравнению в частных производных гиперболического типа для температуры ВКС и к.системе обыкновенных дифференциальных уравнений для температуры сезонного термоклина.и толщины ВКС, имеющих тот же вид, что и в локальной версии модели.
В работах / 16, 37 / модель ЛОИОАН была реализована в слабоадвективном районе океана, тем самым предполагалось, что не только горизонтальная, но и вертикальная адвекция пренебрежимо малы по сравнению с вертикальным турбулентным переносом тепла. В реальных условиях это предположение выполняется довольно редко. Поэтому испытание модели необходимо было начать с более простой версии модели, учитывающей только
-. 7 -
вертикальную адвекцию тепла. В качестве объекта испытания был выбран район, ограниченный параллелями 25 и 40 с.ш. и меридианами 60 и 75з.д. и включающий в себя ЭАЗО Гольфстрим. Анализу результатов этого исследования посвящена глава 2. В ней приводятся также результаты испытания локальной версии модели применительно к случаю синоптической изменчивости ВКС. Возможность применения локальной версии модели в этом случае основывается на полученном в главе I выводе о том, что для синоптического масштаба времени адвекция тепла не играет решающей роли в формировании деятельного слоя океана.
Модель ЛОИОАН
Как и в других интегральных моделях, в пределах деятельного слоя океана выделяется верхний квазиоднородный слой (В КС) толщиной А и подстилающий его сезонный термоклин ССТ), в котором турбулентность считается отсутствующей, а температура задается линейной функцией глубины. Предполагается, что в основании ВШ имеется скачок температуры ( - /$ ) и что поглощение коротковолновой радиации происходит на поверхности океана. С учетом этих предположений проинтегрированное в пределах ВЮ уравнение сохранения тепла и выражение для нормированного на объемную теплоемковть морской воды турбулентного потока тепла Л на нижней границе В КС записываются
Для определения температуры 7fy на верхней границе СТ привлекается соотношение между изменением Ik во времени, вертикальным градиентом температуры У в сезонном термокли-не й скоростью вовлечения С - 4J/, ). Это соотношение имеет вид але) где wfa - вертикальная компонента скорости на уровне Z /%, - гг Ниже будет показано, что выражение (I.I6J можно получить строго, если исходить из уравнения бюджета тепла в деятельном слое.
Уравнение бюджета турбулентної энергии, проинтегрированное в пределах ВКС, записывается в предположении о малости диффузионного потока турбулентной энергии на нижней границе ВКС и о квазистационарности режима турбулентности в ВКС. С учетом этих допущений уравнений бюджета турбулентной энергии принимает вид : 2d (ІЛ7) где QfT « -2,6 10 К " - коэффициент термического расширения морской воды, все остальные обозначения приведены в разделе I.I.
Если ограничиться периодами времени много большими инерционного и принять, что скорость течения на поверхности пропорциональна динамической скорости ветра Ц# с коэффициентом пропорциональности С Ср (здесь Со - ветровой коэффициент, Cj) - коэффициент сопротивления морской поверхности), то на основании уравнений движения, записанных для ВКС в экма-новском приближении, получается следующее выражение для / 16 , 32 / : У J Сх f" (I.I8) Как было показано в / 16, 32 /, поток турбулентной энергии, создаваемый обрушиванием волн, может быть представлен в виде : - 23 Ме = СЇЩ а .19) причем это выражение справедливо только тогда, когда (/ # равна или больше некоторого критического значения U#c При меньших"значениях U# обрушивания ветровых волн не происходит, и соответственно числовая константа С/ принимается равной нулю. Выше уже отмечалось, что наиболее простой и естественный способ параметризации диссипации турбулентной энергии сводится к заданию зависимости, в которой интегральная диссипация принимается прямо пропорциональной продукции турбулентной энергии : Я-(с!Ос№ Єфт($,-/у) CI.20) Здесь первый член в правой части характеризует диссипацию турбулентной энергии механического, второй - конвективного происхождения, Cz C0Cj, (ОА/РО) й и С? - числовые константы.
Это выражение, однако, не обеспечивает выхода решения на периодический режим при задании 00 гармонической функции времени. Причина этого заключается в том, что работа, производимая ветром в течение всего годового цикла не меняет знака Соответственно разность С Cr D ) при фиксированном значении С3 остается положительной и отличной от нуля, что приводит к углублению ВКС от цикла к циклу (при фиксированном Су ). Для устранения этого затруднения в / 32 / принимается, что вся продуцируемая турбулентная энергия механического происхождения полностью диссипирует в пределах экмановс-кого пограничного слоя. В модели ЛОИОАН, следуя / 35 /, пред «. 24 полагается, что скорость диссипации, определяемая передачей энергии от крупных вихрей к мелким, обратно пропорциональна типичному временному масштабу крупных вихрей. Последний при малой толщине В КС равен h U# t при большой параметр Кориолиса). Соответственно в первом случае - во втором. Интерполяционная формула, объединяющая оба эти случая, имеет вид : И окончательное выражение для JJ записывается в виде at О cshieiu: ) + (І.2І) Подстановка (I.18-1.19) и (1.20) в (I.17) дает : + $& ($" + f ) _ /in с .ML//-с. — ) -Г1ф - С й0/тА -1 Cj U J (1.22) Ґ /о /О О где L/ , С2 и С3 - новые числовые константы. Значение этих-констант, найденные по данным лабораторных экспериментов / 16, 32 /, равны 4 = 1.0 при 00 0 0.2 при 00 0 Г - J -24 «КГ3 при Ux UMC 0.38-ПГ3 при ## ъМС - 25 C& = 60 (Ь23) Заметим, что в уравнении (1 22) множитель ( I - J —тт-) не может быть больше I, поскольку диссипация турбулентной энергии механического происхождения всегда меньше продукции. Кроме того, выражение Ц у/ характеризует толщину квазистацио-нарного экмановского пограничного слоя ( / ), так что 3 и, he и тогда з?медто (1.22). имеем : 7 д (1.24) где r(fb)] Je k k [О при hbhe (1.25) В рассматриваемой модели, как и в большинстве других интегральных моделей, в сезонной эволюции ВКС выделяются два режима : заглубления ( п- /,) О и подъема [ -&%) О нижней границы ВКС. В первом случае принимается, что потоки тепла и импульса на уровне Z" = h обуславиливают-ся процессом вовлечения жидкости из сезонного термоклина, во-вотором - равны нулю, т.е. выполняются соотношения (Г.І5) и ь\ й, №м )т - О при if O (1.26) о Г I г) „ М Если предположить, что жидкость в сезонном термоклине покоится, 26 -и потому 4= %/ представляет собой перепад на нижней границе ВКС, то согласно / 32 /, Подставляя эту оценку, а также (I.I5) и (1.26) в (1.24), получаем .Seer jfi при rJl J! [ 0 при м, й где /и - (7 /7г - глобальное число Ричардсона. и Учитывая, что глобальное число Ричардсона имеет порядок 10 и более, вторым слагаемым в правой части (1.27) можно пренебречь. Тогда после подстановки (I.I5) в (1.27) окончательное выражение для толщины ВКС принимает вид / 16 / &-& +0&J7 - - U U У dt (i#28)
Таким образом, имеем систему уравнений (I.I), (I.I5), (I.I6), (1.28) для определения неизвестных 7 , О. , 7д и k . Обратим внимание на следующие три момента модели. Во-первых, в конце периода охлаждения, когда углубление ВКС происходит благодаря непроникающей конвекции, скачок температуры ( - "5") должен быть близок к нулю. В этом случае система уравнений (I.I), (1 15), (I.I6), (1.28) сводится к виду : dt А - 27 9 -о Во-вторих, в начале периода нагревания, когда поток тепла на поверхности океана меняет знак и становится положительным, толщина ВКС должна изменяться скачком от ее максимального значения в конце периода охлаждения до нового значения, опре деляемого только Сі и d (напомним, что близок к ну лю) Тогда H = he =- С1 -—г т.е. в этот момент времени толщина ВКС равна толщине экмановского слоя, а температура /s т о т о нового ВКС равна /$ , где /s - минимальное значение температуры ВКС в пределах годового цикла, равное температуре Тя на нижней границе ДС. Данные наблюдений показывает, что скачкообразное изменение толщины ВКС в момент смены знака потока тепла 00 и последующее формирование нового ВКС действительно имеют место в реальных условиях (см.,например, /ад/).
Усовершенствование модели на случае учета горизонтальной и вертикальной адвекции тепла
В предыдущих,разделах было отмечено, что локальные модели ДС, в том числе модель ЛОГО АН, дают результаты, хорошо согласующиеся с данными наблюдений, но только в слабоадвективных районах, где вертикальный турбулентный теплообмен преобладает над упорядоченным переносом тепла в вертикальном и горизонтальном направлениях. В интересующем нас районе ЭАЗО Гольфстрим это условие не выполняется. Указанное обстоятельство послужило побудительным мотивом для разработки адвективной версии модели.
Будем исходить из уравнения баланса в ВКС (Г.І), записанного с учетом адвективных членов : где U и V - средние в пределах ВКС составляющие скорости течения, ориентированные соответственно вдоль осей / иу , причем ось X направлена на восток, ось У на север, ось 2 - вертикально вниз. предположив тем самым, что турбулентный поток тепла fy,0 на нижне- границе ВКС расходуется на нагревание дидкости, вовлекаемое снизу при углублении В Ж) и равен нулю в противоположном случае, а эквивалентный поток тепла @ 0 равен количеству тепла, поступающему за единицу времени из В КС в нижележащие слой при подъеме ВКС и нулю в протийополіжном случае. Заметим, что использование этих соотношений гарантирует выполнение закона сохранения тепла в системе ВКС - СГ.
Дополним систему (1.34), (1.40), (I.4I) интегральным условием сохранения тепла в СТ. Оно получается интегрированием (1.38) по 2? от /І до п при задании на верхней границе СГ (при 2 =П ) условий 4iT = , &= $мо а на нижней границе СГ (при Z = // ) - iJ= 1 Гц t fl = 0» Принимаем также что толщина деятельного слоя не меняется во времени, т.е.
Уравнение (1.27) для описания эволюции толщины ВКС остается таким же, как и в локальное версии модели.
Произведем оценку порядков отдельных членов, содержащихся в уравнениях (I.3I), (1.37), (1.40)-(1.42). С этой целью введем следующие характерные масштабы : длины в горизонтальном направлении L , толщины ВШ - п# , толщины бароклинно-го слоя океана - /4 , времени - С , температуры -&/7#, горизонтальной составляющей скорости дрейфового течения - - -вертикальной составляющей скорости дрейфового течения --i-— , потока тепла в океане - Qo . Здесь Q0 - максимальное значение потока тепла 00 на поверхности океана, У# фоновый градиент температуры в СТ, и . - динамическая скорость в воде,
Тогда ко - Ё- - КГ3. J?0 # = КГ1, fio %L ш Ісг Таким образом, члены, содержащие множитель КО , на три порядка, а члены, содержащие множитель КО - , на четыре порядка меньше главных членов. Кроме того, из выражений (1.47) следует, что геострофические скорости на один порядок меньше дрейфовых. Это означает, что при расчете эволюции ВКС в синоптическом масштабе времени (ему соответствует характерный масштаб времени, равный 5 сут. или Lh & 50) членами, содержащими множители КО и Ко -г можно пренебречь. Иными словами, в этом случае можно не учитывать ни вертикальную, ни горизонтальную адвекцию тепла.
Иначе обстоит дело при расчете сезонной изменчивости ВКС, для которой характерный масштаб времени равен 100 сут., т.е. О[i»J = 10 . В этом случае члены, содержащие множитель Ко , оказываются одного порядка с главными членами, и, следовательно, в уравнениях (1.50) - (1.53) необходимо сохранять члены, характеризующие как вертикальную, так и горизонтальную, адвек-цию тепла в ВКС. Однако, членами, содержащими множитель КО -г-можно пренебречь и в этом случае.
Итак, при расчете сезонной изменчивости характеристик ВКС можно не учитывать эффекты адвекции тепла геострофическим течением и адвективного переноса толщины ВКС. С учетом этих соображений условие сохранения тепла в СТ (Г.52) после перехода к размерным переменным записывается в виде :
Воспроизведение сезонного хода характеристик В КС в ЭАЗО Гольфстрим
Отсюда следует, что при {ft) = 0 и w = 0 условие сохранения тепла в ДС выполняется. При 1/1 0 (даунвеллинг) среднегодовое поток тепла на поверхности океана должен быть отрицательным {.{ОсУ Q). Наоборот, при iff 0 (апвеллинг) он должен быть положительным (КУсУ 0). Таким образом, если вертикальная скорость w отлична от нуля, значения КйоУ и і(Г должны быть согласованы между собой. Ь противном случае закон сохранения тепла не выполняется и, как следствие этого, периодический режим не устанавливается.
Проверим, как согласуются между собой поля W и фоУ в области, ограниченной меридианами 60 и 75 з .д. и параллелями 25 и 40 с.ш. и включающей ЗАЗО Гольфстрим. Поле вертикальной скорости, рассчитанное для этой области с использованием данных / 45 / представлено на рис. 2:.3. Ьидно, чти всюду, кроме параллели 40с.ш., имеет место даунвеллинг(w OJ Однако, как было показано выше, положительным значением ilf должны соответствовать отрицательные значения оУ , и они действительно наблюдаются во всей рассматриваемой области / 7, 8 /. Следовательно, локальная версия модели с учетом только вертикальной адвекции тепла может быть использована для воспроизведения сезонной эволюции ДС океана во всех точках области, кроме точек, расположенных на 40с.ш. В последних вертикальная скорость и среднегодовой поток тепла на поверхности океана оказываются не согласованными между собой, что указывает на невозможность исключения эффекта горизонтальной адвекции тепла.
Временно исключим эти точки и ограничимся исследовани ем характеристик ДС только в тех точках исследуемой области, в которых согласованы между собой. Систему уравнений (2.6) - (2 10) будем интегрировать методом Рунге-Кутта с шагом по времени, равным 5 сут. Начальные условия зададим в виде : Как и в / 16, 37 /, поток тепла на поверхности океана и динамическую скорость ветра аппроксимируем суммой первых двух членов ряда Фурье во времени : fo s foe + fc St»(Ш + РОІ) (2.18) U =Uoo + Uu-Svifat / %,) (2.19)
Параметры Cf00t Q0li %, и Uoot U0I, %f определим методом наименьших квадратов по данным, приведенным в / 8, 5 / и впоследствии уточненным Л.А.Строкиной и А.З.Ариель. Начальные условия для U //, іл И , приуроченные к моменту максимальное толщины ВКС (конец февраля - начало марта), заимствуем из / 25 / и / 7 /.
Напомним, что характеристики ЗКС в очень сильної степени зависят от точности задания динамической скорости ветра. Между тем, значения U, рассчитанные по данным / 5 / и / 45 /, существенно различаются между собой (см.рис.2.6а). Соответственно различаются между собое (особенно летом и осенью) и характеристики ВКС, полученные по этим данным (см.рис.2.бв,г). Использование значенні U , наеденных по осредненному за месяц касательному напряжению ветра / 45 /, приводит к нереальному уменьшению толщины ВКС в период летнего прогрева и, следовательно, к завышению 7$ . Поэтому во всех последующих расчетах привлекались среднесезонные значения динамическое скорости ветра, приведенные в / 5 /.
ВКС, особенно в период заглубления его нижнє границы, тогда как температура ВКС, как и следовало ожидать, изменяется не очень заметно. Зто иллюстрирует рис. 2.7. Отличия между рассчитанными и наблюдаемыми значениями температуры почти во всех точках, расположенных в широтної» зоне 25-35с.ш., не превышают 1,5. В то же время в отдельных точках летом они достигают 3-4 (см.рис. 2.6 г), что, как будет показано ниже, связано с погрешностью аппроксимации временных изменение динамическое скорости ветра.
Максимальные отличия рассчитанных и наблюдаемых значение л имеют место в период зимнего выхолаживания (январв-март). Так, согласно / 25 /, толщина изотермического слоя в районе 35с.ш., 60-65 з .д. может превышать 350 м, тогда как по результатам расчета она ооої-аьляет не более 250 м. Однако, при больших значениях толщины ВКС точность ее определения составляет "100 м / 25 /, так что расхождения лежат в пределах точности определения п . Температура ВКС в этот период близка к минимальной за год и хорошо согласуется с данными наблюдений / 7 / (рис. 2.6 г и 2.7 б).
В мае-июне отмечаются максимальные расхождения между рассчитанными и наблюдаемыми значениями Ts . В эти месяцы фактическая толщина ВКС резко уменьшается по сравнению с ее значениями в марте-апреле (см.рис. 2.6 в, 2.7 а) из-за резкого ослабления скорости ветра (рис.2.б а, кривая 3). Эта особенность при задании динамическое скорости ветра в виде суммы первых двух членов ряда $урье не воспроизводится, что вызывает завышение рассчитанных значении п на 15-20 м и соответственно занижение рассчитанных значенні температуры ВКС по сравнению с данными наблюдения.
Разностная схема интегрирования уравнений модели
Рассмотрим сначала временные изменения рассматриваемых характеристик ВКС в отдельных точках исследуемой области (рис.4.4-4.6). Максимальные размах сезонных колебаний температуры ВЮ (15-1бС) наблюдается в северо-западной части района (кривая 5 на рис.4.46, кривая I на рис. 4.5а). К югу он уменьшается и достигает 3-4С на параллели 25с.ш. Значительные амплитуды сезонных колебаний 7s являются характерной особенностью энергоактивных зон средних широт /27, 34 /.
Минимальные значения 7s наблюдаются в феврале-марте (в период наиболее интенсивного конвективного и ветрового перемешивания), максимальные - в августе-Азентябре. Соответственно сдвиг фаз между колебаниями температуры воды и воздуха составляет 30-40 сут. Обратим внимание на существование асимметрии годового хода температуры ВКС : период повышения . составляет 5-6 мес. (с марта по август-сентябрь), период понижения - 6-7 мес. Наиболее ярко асимметрия сезонного хода проявляется в.северной части ЭАЗО Гольфстрим (см. кривые.I, 2, 5 на рис.4.4-4.6). В южной части она незначительна, т.е. периоды повышения и понижения. /s почти равны друг другу (см.кривые 4, 7 на рис. 4.4-4.6).
Переходя к анализу сезонной эволюции толщины ВЮ, отметим прежде всего, что скачкообразное изменение л от ее максимального значения в конце периода охлаждения к новому значению, определяемому в начале периода прогревания только скоростью ветра, происходит во всей иссяедуемой области в марте-апреле.(см.рис.4.4-4.б и 4.7 г). Наиболее резкие измене нения толщины ВКС наблюдаются в южной и восточной частях района, где она уменьшается от 150-250 м в марте до 60-75 м в апреле. Затем происходит более медленное уменьшение толщины ВКС до 25-40 м в июле-августе. В августе-сентябре начинается повсеместное заглубление нижней границы ВКС (рис.4.4-- 4.6 и 4.8). Его скорость варьирует от 10-20 м за месяц осенью до 50-60 м за месяц в период зимнего выхолаживания. Таким образом, на большей части исследуемой области период уменьшения толщины ВКС не превышает 5 мес (с начала апреля до начала сентября), а период ее увеличения составляет примерно 7 мес. Лишь в нескольких точках, расположенных в западной части области, эти периоды почти равны между собой (кривая 6 рис. 4.46). Здесь подъем нижней границы ВКС начинается несколько раньше, чем в осталвной части области.
Укажем теперь наиболее примечательные особенности пространственной изменчивости характеристик ВКС (рис. 4.7-4.10). Из рисунков видно, что максимальная толщина ВКС ( 200 м) имеет место в марте в восточной части ЭАЗО Гольфстрим (в зоне, ограниченной параллелями 30 и 35с.ш.). В апреле происходит повсеместное уменьшение толщины BFC до 60-70 м. В последующие месяцы (май-август) она плавно уменьшается до 25-35 м. Летом наибольшие значения толщины ВКС отмечаются на северо-востоке области, наименьшие (примерно 25 м) - приблизительно на параллели 30с.ш. Увеличение толщины ВКС начинается в августе-сентябре и происходит медленнее в западной и южной, нежеди в центральной и восточной частях области. В последней из них в марте образуется зона максимальных значений толщины ВКС. чается от зонального практически в течение всего года. Близкое к зональному распределение Т$ отмечается лишь в сентябре-октяб ре (рис.4.10). В течение всего года минимальные значения 7 s (примерно 5 зимой и 20-21С летом) имеют место у побережья, на северо-западе исследуемого района, максимальные (примерно 24С зимой и 28 С летом) - на юго-западе, у острова Куба. Такое распределение температуры ВКС в общем согласуется с данными наблюдений поверхностной температуры.
Для сравнения рассчитанных и наблюдаемых значений температуры и толщины ВКС воспользуемся данными, приведенными в /7, 25 /. Отметим прежде всего, что ошибки определения толщины ВКС зависят от ее величины / 25 / и обуславливаются дискретностью наблюдений, принятой методикой выделения ВКС и пр. Поэтому при оценке.результатов расчета будем считать, что они хорошо-согласуются с данными наблюдений, если разность между рассчитанными и фактическими значениями п меньше 10 м при л 50 м, меньше 25 м при Л 150 м и меньше 50 м при п 300 м. При л $5- 300 м максимальная ошибка определения глубины изотермического слоя (в нашей модели - ВКС) может составлять 100 м и более / 25 /.
Сравнение представленных на рис.,4.7 и 4.8 значений толщины ВКС с данными наблюдений (рис. 2.9) показывает, чтв основные особенности пространственно-временного распределения толщины ВКС воспроизводятся моделью верно. В частности, в сентябре ошибка расчета п не превосходит Юм. В декабре она состав-ля ет 15 20 м и при л 100 м находится в пределах точности определения л по данным наблюдений. В июне ошибка расчета достигает 20 м (при 25-40 м).
