Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Обзор литературы, постановка задачи, данные и методы исследования 15
1.1. Механизмы перемешивания в природных водоёмах: обзор литературы 15
1.1.1. Влияние границ и топографии 16
1.1.2. Влияние плотностной стратификации 17
1.1.3. Волновое перемешивание 19
1.1.4. Временные масштабы перемешивания 20
1.2. Промежуточные слои Чёрного, Средиземного, Балтийского и других внутренних водоемов 24
1.2.1. Средиземное море 24
1.2.2. Черное море 27
1.2.3. Залив Св. Лаврентия 29
1.2.4. Аральское море 30
1.3. Общая характеристика термохалинной структуры вод Балтийского моря и его холодного промежуточного слоя 31
1.3.1. Балтика как физическая система 32
1.3.2. Холодный промежуточный слой Балтийского моря 37
1.4. Материалы и методы решения 41
1.4.1. Используемые натурные данные 41
1.4.2. Методика выделения ХПС 43
1.4.3. Методика обработки данных вертикальных зондирований 47
1.5. Выводы по Главе 1 53
ГЛАВА 2. Структура и эволюция холодного промежуточного слоя юго-восточной части балтийского моря по данным натурных измерений 54
2.1. Анализ характеристик вод холодного промежуточного слоя в Юго-Восточной Балтике в 2004–2008 гг 55
2.1.1. Сезонные изменения вертикальной термохалинной структуры и временные рамки существования ХПС 55
2.1.2. Характеристики ХПС по результатам анализа вертикальных профилей в глубокой части ЮВБ 60
2.2. Термохалинная структура вод в прибрежной зоне Юго-Восточной Балтики в весенний период и сопоставительный анализ с характеристиками вод холодного промежуточного слоя 63
2.2.1. О возможности вклада прибрежных вод в формирование ХПС в период ранневесеннего прогрева 63
2.2.2. Сравнительный анализ данных после зим различной суровости (2006 и 2008 гг.) 65
2.3. Термохалинная структура холодного промежуточного слоя в юго-восточной
части Балтийского моря по данным натурных измерений в 2004–2008 гг. 74
2.3.1. Общие характеристики ХПС в Гданьском бассейне в 2004–2008 гг. 74 2.3.2. Границы и мощность ХПС 77
2.3.3. Вертикальная структура ХПС 78
2.3.4. Возникновение ХПС и эволюция его структуры в сезонном цикле 80
2.3.5. Сезонная модификация T,S-характеристик вод, образующих ХПС в Гданьском бассейне 83
2.3.6. Роль процессов перемешивания в области температур, близких к Tmd
2.4. Элементы структуры ХПС 86
2.5. Выводы по Главе 2 88
ГЛАВА 3. Теплообмен между прибрежной и глубокой частями моря в периоды развития вертикальной конвекции: теория и лабораторный эксперимент в бассейне с наклонным дном 91
3.1. Лабораторный эксперимент 93
3.1.1. Установка 93
3.1.2. Развитие циркуляции и ее квазистационарное состояние 96
3.1.3. Вертикальные профили температуры воды и скорости течения 97
3.1.4. Теплосодержание прибрежного треугольника 100
3.2. Форма горизонтального профиля температуры поверхности от берега в глубокое море 101
3.2.1. Теория 101
3.2.2. Профили температуры морской поверхности над подводными склонами ЮВБ в весенний и осенний периоды 106
3.3. Теплообмен между шельфом и глубоким морем 108
3.3.1. Теория 110
3.3.2. Результаты лабораторного эксперимента 112
3.3.3. О разнице теплообмена через поверхность в мелкой и глубокой частях бассейна 115
3.3.4. Оценка величины теплообмена между шельфом и глубокой частью бассейна, на примере Балтийского моря 120
ГЛАВА 4. Механизмы перемешивания и транспорта в стратифицированных бассейнах, затрагивающие промежуточные слои: общий анализ и приложение к балтийскому морю 121
4.1. Механизмы перемешивания и транспорта 121
4.1.1. Реакция бассейна с пикноклином на ветровое воздействие 123
4.1.2. Вертикальная конвекция и штормовое ветро-волновое перемешивание 125
4.1.3. Эстуарийный градиент 130
4.1.4. Признаки послойной термической конвекции в Балтийском море 133
4.1.5. Признаки послойной конвекции по типу солевых пальцев 136
4.1.6. Поступление вод в промежуточный слой по «механизму демона Стоммела» 140
4.2. Основные физические процессы, влияющие на модификацию промежуточного
слоя Балтийского моря 141
4.2.1. Механизмы формирования структуры ХПС Балтийского моря 141 4.2.2. Временные рамки физических процесcов, влияющих на формирование и модификацию ХПС в Балтийском море 144
4.2.3. Эволюция ХПС в сезонном цикле 148
4.3. Выводы по Главе 4 155
Заключение 157
Список литературы
- Волновое перемешивание
- Сезонные изменения вертикальной термохалинной структуры и временные рамки существования ХПС
- Форма горизонтального профиля температуры поверхности от берега в глубокое море
- Признаки послойной термической конвекции в Балтийском море
Введение к работе
Актуальность темы. В структуре промежуточных слоев внутренних морей находят отражение многие процессы: внешний водообмен, общая динамика вод в масштабах самого бассейна, региональные пространственно-временные особенности транспорта вод, локальные механизмы перемешивания и обмена. Поэтому исследование их формирования и эволюции полнее раскрывает различные аспекты динамики вод моря и является актуальным.
В целом, изучению механизмов генерации, регионов формирования, объемов и характеристик промежуточных вод, путей их распространения в разных морях посвящено множество публикаций (особенно детально – по Средиземному и Чёрному морям). На этом фоне исследования промежуточного слоя Балтийского моря выглядят крайне фрагментарно, и ни один из перечисленных выше вопросов практически не обсуждается.
Принято считать, что балтийский холодный промежуточный слой (ХПС) – это реликт зимнего верхнего квазиоднородного слоя, наблюдаемый в теплое время года (Leppranta and Myrberg, 2009). Однако вертикальные профили основных физических характеристик в пределах ХПС довольно сложны: на фоне квазиоднородности по солености, типичные профили температуры воды имеют крайне неоднородную структуру, включающую в себя участки падения и роста температуры воды, прослойки вод с температурой ниже температуры максимальной плотности (Тмп), квазиоднородные и высокоградиентные по разным параметрам прослойки. Это указывает на вклад многих механизмов и, в целом, на комплексность происхождения промежуточных вод Балтийского моря. Исследование структуры ХПС и анализ вероятных механизмов его формирования и эволюции на основе экспедиционных натурных данных и лабораторного моделирования позволяют глубже понять общий термохалинный водообмена в Балтийском море.
Принимая во внимание отмечавшийся в последние десятилетия, в период между большими затоками североморских вод, нараставший дефицит кислорода и сероводородное заражение глубинных вод Балтийского моря,
4 вопрос их вентиляции какими-либо альтернативными механизмами делает исследование ХПС исключительно актуальным.
Целью данной диссертационной работы является исследование особенностей термохалинной структуры ХПС Балтийского моря и анализ наиболее вероятных механизмов его формирования и эволюции. Для достижения поставленной цели были решены следующие задачи:
-
Предложить метод выделения ХПС, удовлетворяющий специфическим условиям Балтийского моря, в котором температура и соленость вод в силу географических особенностей заметно изменяются по горизонтали (вдоль главной оси моря).
-
Провести анализ экспедиционных натурных данных, выявить вертикальную структуру собственно ХПС по различным параметрам, определить диапазоны изменения основных характеристик (температуры, солёности, плотности), а также сезонно наблюдаемые и пространственные закономерности вод ХПС.
-
Выделить основные элементы вертикальной термохалинной структуры ХПС и этапы его эволюции в сезонном цикле.
-
Провести анализ вероятных механизмов перемешивания и транспорта, способных сформировать наблюдаемые особенности структуры и обеспечить их модификацию в сезонном цикле.
-
Используя в качестве естественных трассеров при анализе натурных данных солёность вод и аномально низкую температуру, привлекая результаты лабораторных исследований, спутниковую информацию, известные аналитические зависимости – оценить эффективность вкладов основных механизмов перемешивания и транспорта в формирование и эволюцию ХПС Балтийского моря.
Научную новизну исследования составляют положения, выносимые на защиту:
1. Установлено, что основными элементами вертикальной термохалинной структуры холодного промежуточного слоя в основных бассейнах собственно
5 Балтийского моря являются: (1) квазиоднородный по солености подслой с солёностью вод, характерной для ВКС данного региона в зимний период, и температурой, нерегулярно изменяющейся с глубиной; (2) нижележащий градиентный по солености подслой, характеризующийся ростом соленос ти с глубиной и низкой температурой; (3) ядро ХПС (минимум температуры воды), находящееся при формировании ХПС в области границы между этими подслоями.
-
Показано, что неоднородность свойств вод в пределах ХПС в период формирования (март–апрель) обеспечивается значительным вкладом адвекции. Квазиоднородный по солёности подслой ХПС в этот период составляет около 2/3 общей мощности ХПС; он формируется в пределах чаш отдельных бассейнов механизмами, связанными с действием ветра и дифференциальным прогревом вод при наличии близких берегов. Градиентный по солёности подслой составляет около 1/3 общей мощности ХПС. Мощность однородных и по температуре, и по солёности прослоек – потенциальных остатков зимнего вертикального перемешивания – уже в мае составляет не более 10% мощности ХПС.
-
Для периодов развития вертикальной конвекции разработан метод оценки величины теплообмена между прибрежной и глубокой частями бассейна по температуре поверхности воды с учетом особенностей топографии дна в прибрежной зоне, показавший, что в квазистационарном режиме обмена, возникающего в результате дифференциального прогрева прибрежных вод, около 50% тепла, уходящего через поверхность всей прибрежной зоны, компенсируется теплообменом с глубоким морем.
Достоверность научных результатов и выводов работы обеспечивается проведением детального анализа многочисленных экспедиционных натурных данных в совокупности с использованием результатов лабораторных экспериментов. Данные контактных измерений были получены с помощью современных приборов, широко используемых в мировой практике, или взяты из международных открытых баз данных (NEST, ICES). Результаты
6 проведенного лабораторного эксперимента – картина течений и поля температуры воды – хорошо согласуются с ранее опубликованными результатами других авторов, также изучавших водообмен между прибрежной и глубокой частями водоема. Определенной гарантией достоверности выводов работы является их публикация в престижных рецензируемых зарубежных и отечественных журналах.
Научная и практическая значимость работы. Результаты, полученные в настоящей работе, углубляют понимание процессов, влияющих на модификацию промеж уточного слоя вод Балтийского моря, что может бы ть важным для изучения переноса примесей в водоеме. Достигнутый прогресс в понимании причин эволюции характеристик промежуточных слоев собственно Балтийского моря и важности вклада в их модификацию не только вертикального перемешивания, но и механизмов адвективного происхождения является важным шагом в изучении общего водообмена Балтийского моря.
Необходимо отметить, что работа посвящена собственно Балтийскому морю, не включая Ботнический и Финский заливы. Бльшая часть обработанных данных собрана российскими судами в Юго-Восточной Балтике, данные из остальных регионов собственно Балтийского моря почерпнуты из открытых международных баз данных. Это связано как с тем, что натурные исследования с участием автора были ограничены Юго-Восточной Балтикой, так и с тем, что гидрологические режимы исключенных районов имеют отличия от собственно Балтийского моря.
Личный вклад автора. Автор участвовала в работе научно-исследовательских экспедиций в Балтийском море, в ходе которых были частично получены натурные данные, использованные в диссертационной работе. Автор самостоятельно создала программу автоматизации обработки вертикальных CTD-профилей, выполнила обработку данных измерений за исследуемый период и проанализировала вертикальную структуру и свойства вод ХПС, предложила интерпретацию полученных результатов. Автор участвовала в подготовке и проведении серии лабораторных экспериментов,
7 направленных на изучение тепло- и водообмена между прибрежной и глубокой частью водоема, провела обработку данных, в результате чего оценила величину теплообмена шельфа с глубокой частью моря в периоды развития вертикальной конвекции. Автор обеспечила подготовку полученных результатов к опубликованию в ведущих российских и зарубежных журналах, а также представляла их на российских и международных конференциях и семинарах.
Апробация работы. Основные результаты диссертации представлялись на заседаниях Ученого совета Физического направления Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН (январь, май 2015 г.), научном семинаре Лаборатории прибрежных систем Атлантического отделения Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН (2014 г.), заседаниях секции физики моря на 50, 52, 53, 54, 55, 56, 57 научных конференциях МФТИ (2008, 2009, 2010, 2011, 2012, 2013, 2014 гг.), XI, XII, XII международной научно-технической конференции «Современные методы и средства океанологических исследований» (Москва, 2009, 2011, 2013 гг.), Генеральной ассамблее Европейского геофизического союза в Вене, Австрия (2010, 2013 гг.), международной конференции «Динамика прибрежной зоны бесприливных морей» (2008, 2010, 2014 гг.), BSSC (2007, 2011, 2013, 2015 гг.), XXV IUGG General Assembly (2011 г.).
Публикации по теме диссертации. Материалы диссертации полностью изложены в работах, опубликованных соискателем. По теме диссертации опубликовано 15 работ, в том числе 3 статьи в ведущих российских и зарубежных рецензируемых изданиях, рекомендованных ВАК, 5 статей в других журналах и сборниках научных трудов и 7 тезисов докладов на российских и международных конференциях.
Объем и структура диссертации. Диссертация состоит из введения, 4-х глав, заключения, списка использованных источников и приложения. Объем работы составляет 192 страницы. Текст исследования иллюстрирован 93 рисунками и 12 таблицами. Библиографический список включает в себя 126 наименований, в том числе 83 на иностранных языках.
Волновое перемешивание
Перемешивание и транспорт вещ ества в естественных во доёмах мо гут осуществ -ляться только двумя физическими механизмами – диффузионным и адвективным [Монин, Яглом, 1965]. Молекулярные механизмы диффузии обеспечиваются постоянным термическим движением молекул, что приводит к интегральному переносу вещества «в сторону уменьшения его концентрации». Типичные коэффициенты молекулярной диффузии в водных растворах имеют прядок 10-9 м2с-1, и соответствующий годовой перенос составляет примерно 20 см [Imboden, West, 1995]. Очевидно, что движения на молекулярно м уровне могут быть важным источником макроскопического транспорта только в случае очень коротких расстояний или на очень больших временных интервалах.
Поскольку внутреннее трение в воде очень мало, даже малейшие внешние силы могут вызывать существенные макроскопические движения. Хотя энергия подобных движений мала по сравнению с запасенной в термическом движении молекул, – картина течений имеет структуру и существует длительное время, и в подавляющем большинстве случаев такой перенос оказывается гораздо более эффективным, чем молекулярная диффузия. Этот вид транспорта называется адвекцией.
Согласно [Монин и др., 1974], процессы в океане могут быть классифицированы по их временным масштабам следующим образом: мелкомасштабные (секунды/минуты), ме-зомасштабные (часы/сутки), синоптические (несколько суток/месяцы), сезонные колебания (годовой период и его гармоники), междугодичная изменчивость (атмосфера+океан от года к году), внутривековая изменчивость (десятки лет), межвековая изменчивость (сотни лет и более).
К мелкомасштабным явлениям относятся: – Ветровые волны – Внутренние волны (частота плавучести Вяйсяля-Брента – единственная характеристика стратификации океана, определяющая поведение внутренних волн). В отличие от ветровых волн, учитывается неоднородность воды. Генерация внутренних волн: приливообразующие силы, волны за препятствиями (в течениях за неровностями дна), могут возбуждаться изменениями во времени атмосферного давления на поверхности океана, ветровым напряжением трения на поверхности океана. – Двойная диффузия Двойную диффузию хорошо описывает эксперимент Тернера и Стоммела: Вверху находится пресная и холодная вода, внизу более плотная (соленая) и теплая. Следовательно, тепло проникает наверх быстро, соль медленно, и возникает расслоение – последовательность конвективных и ламинарных слоев.
Ситуация, когда над холодной пресной водой находится теплая и соленая, приводит к возникновению солевых пальцев – на профилях температуры и солености они выглядят как вертикальные ступеньки. Следует отметить, что такая картина на профилях может возникнуть не только из-за действия двойной диффузии по типу солевых пальцев, такчто однозначно судить о наличии этого механизма только по виду профиля невозможно. Одно из объяснений ступенчатой структуры – это соскальзывание слоев воды по наклонным изопикнам – боковая конвекция.
Мезомасштабные явления: На этом масштабе уже начинает действовать влияние вращения Земли. К мезомасштаб-ным явлениям относятся: – инерционные колебания скорости течений; – приливные колебания – вынужденные (притяжение Луны, Солнца); – суточные колебания радиационного происхождения. Синоптическая изменчивость характеризуется временным масштабом от нескольких до десятков суток, горизонтальными масштабами порядка 50–100 км и скоростями порядка 10 см/с. Синоптическая изменчивость вносит основной вклад в изменчивость вод Мирового океана.
В больш инстве случаев перемешивание в высшей степени изменчиво как в про -странстве, так и во времени – эта изменчивость является результатом временной и пространственной изменчивости основных движущих сил, метеоусловий (циклон/антициклон) и климата (юг/север). Особенности топографии самого водоёма и топография окружающих его ландшафтов мокут тоже быть ответственными за неоднородность перемешивания. Например, так называемый термо бар – явление перем ешивания, часто наблюдаемое в больших озерах во время установления (летней или зимней) вертикальной термической стратификации, – обусловлен тем фактом, что близко к берегу воды прогреваются быстрее, чем в середине озера. Разница экспозиции (ориентация береговой линии) к направлению ветра или экранирование водной поверхности от воздействия ветра береговыми возвышенностями тоже приводят к специфическим механизмам перемешивания в масштабе небольшого (по геофизическим меркам) водоёма.
Как следствие, гораздо труднее учесть эффекты размера, когда имеешь дело с неоднородным перемешиванием. Крупномасштабное перемешивание в Мировом океане обусловлено в основном системой постоянно существующих ветров и градиентом теплопото-ка между высокими и низкими широтами. Как следствие, в океане мы обнаруживаем некоторую типичную и более-менее устойчивую систему течений, таких, например, как Гольфстрим или Куросио, и общую крупномасштабную термохалинную циркуляцию, для которых в водоёмах меньшего масштаба – морях, озерах – может и не иметься аналогов. Таким образом, при переходе на меньший масштаб, основная разница между океаном и геофизически небольшим водоёмом состоит не в наличии или отсутствии перемешивания или сильных течений, а в их структурности и квазипостоянности: в то время как основные черты общей картины океанской циркуляции практически неизменны, ее озерный аналог – в зависимости от погодных условий – может быть переключен в течение десятков минут/часов, а на масштабах моря вполне адекватно говорить об изменениях структуры общей циркуляции в сезонном масштабе времени.
Структура плотностной стратификации очень важна для общей картины перемешивания. Хотя горизонтальные масштабы в море значительно больше вертикальных, перемешивание (в масштабе всего бассейна) обычно быстрее по горизонтали, чем по вертикали. Стратификация не только замедляет вертикальное перемешивание, но и увеличивает горизонтальное перемешивание, способствуя передаче механической энергии вдоль горизонтальных поверхностей. Более того, чем сильнее стратификация, тем больше влияние вращения Земли на течения, и оно становится более ярко выраженным на более маленьких масштабах.
В связи с перемешиванием термины «горизонтальная» и «вертикальная» требуют некоторого прояснения. Поскольку поверхности постоянной плотности (изопикны) вряд ли хоть когда-нибудь находятся в покое, но скорее постоянно возмущены внутренними волнами и внешними силами, перемешивание не может просто быть охарактеризовано «горизонтальными» и «вертикальными» течениями – нужны более точные термины «изо-пикническое» и «диапикническое» перемешивания, характеризующие быстрый транспорт вдоль изопикн и более медленный поперек них. Суммируя изложенное, можно заключить, что пространственный размер, внешние нагрузки и плотностная стратификация являются основными факторами, обусловливающими иерархию физических процессов в каждом конкретном природном водоёме.
Сезонные изменения вертикальной термохалинной структуры и временные рамки существования ХПС
Данные разреза июля 2004 г. (рис. 2.3): в поле солёности на поверхности наблюдаются небольшое распреснение (7.2) относительно промежуточного слоя (7.4) и атлантические воды, залегающие ниже 65 м. В поле температуры виден дневной термоклин, а также сезонный термоклин, ограничивающий сверху ХПС мощностью 35м. В июле на глубинах от 41 м до 59 м были также зафиксированы воды с температурой близкой к Tmd. По солёности ХПС практически не отличается от поверхностных вод.
Данные разреза октября 2004 г. (рис. 2.4): ХПС всё ещё 20 м толщины, но минимальная температура уже не опускается ниже температуры максимальной плотности и составляет 3.4С.
Таким образом, анализ сезонного хода изменений вертикальной термохалинной структуры в юго-восточной части Балтийского моря в 2004 г. показывает, что ХПС (как он определён выше) существует как минимум с апреля по ноябрь, то есть не менее 8 месяцев в году. За это время минимальная температура в его ядре повысилась всего на 1С (с 2.4С до 3.4С), а мощность уменьшилась с 35 до 20 м. Даже после холодной зимы 2003/2004 г. температура воды в ХПС стала выше Tmd уже в мае.
Результаты анализа 11 вертикальных CTD-профилей, содержащих в своей структуре ХПС, полученные методом, описанным в п. 1.4.3, представлены в Таблице 2.1. Профили были получены в 6 рейсах НИС «Профессор Штокман» (№№ 60, 62, 68, 78, 87, 95) и представляют характеристики вод Юго-Восточной Балтики в весенне-летний период 2004, 2005, 2006 и 2007 гг. Вертикальное разрешение в исходных профилях составляло около 20 см. Для сохранения возможности дополнительного анализа данных, вертикальные профили основных физических характеристик в мае и июле 2004–2008 гг. представлены в
Подобного статистического анализа ранее не проводилось, полученные результаты понадобятся в дальнейшем – для сравнения с характеристиками вод ранней весной в прибрежной зоне (п. 2.2.2). Выбранный способ выделения ХПС и соответственно возможность дальнейшего структурированного анализа его характеристик позволил обсудить структуру и эволюцию промежуточного слоя, также представленную в работе (см. раздел 2.3), выделить элементы структуры ХПС и эпизодически встречающиеся особенности, описанные в разделе 2.4, которые в дальнейшем (Глава 4) связываются с определенными механизмами перемешивания и транспорта. Таблица 2.1 – Характеристики ХПС в 2004, 2005, 2006, 2007 гг. в глубоководной части Юго-Восточной Балтики
Проведённый выше анализ показывает, что ХПС Балтики формируется в начальный период весеннего прогрева, в марте–апреле, при росте температуры поверхности воды от самых низких значений (разных каждый год) до температуры максимальной плотности (Tmd). Тmd для вод верхнего слоя Юго-Восточной Балтики составляет 2.3…2.5С, и даже после тёплых зим температура воды у берегов опускается ниже Тmd, что будет показано ниже.
Следовательно, весной, с началом сезонного прогрева, вода, приближаясь к Tmd снизу, становится тяжелее, что вызывает вертикальную конвекцию (рис. 2.5). В глубоких местах Балтики такая конвекция может достигать 40…60 м глубины (ниже залегают более плотные/солёные воды Атлантики). Поскольку солёность вод в этот период в верхнем перемешанном слое однородна по вертикали и разница в солёности между открытым морем и прибрежной зоной практически отсутствует (в Юго-Восточной Балтике), то термические эффекты становятся значимыми. В аналогичных ситуациях в крупных озёрах в это время вода на шельфе, прогретая до более высоких температур (но всё ещё ниже температуры максимальной плотности), тяжелее вод глубокой части, и она имеет тенденцию скатываться по склону (явление, известное как cascading from the shelf). В результате, она находит свой уровень по плотности в глубокой части моря, не опускаясь ниже 40…50 м (рис. 2.6). Так происходит до тех пор, пока весенний прогрев не превысит температуру максимальной плотности. После перехода через Tmd вода становится только легче и так и остаётся в верхнем слое, формируя летнюю прямую термическую стратификацию. Таким образом, в нижней части распреснённого верхнего слоя Балтики должен рождаться слой холодной и свежей воды локальной солёности.
T Tmd, и прогрев при T Tmd приводят к росту плотности. Из-за различий в скорости реакции прибрежных и глубоких вод на теплопоток через поверхность возникают градиенты температуры/плотности по горизонтали [Чубаренко, Демченко, 2008] Рисунок 2.6. Глубина максимального проникновения зимней вертикальной конвекции в Балтике (построено по данным Атласа Шельфовых морей СССР): светлым – конвекция до дна, тёмным – не до дна [Chubarenko and Demchenko, 2010] 2.2.2. Сравнительный анализ данных после зим различной суровости (2006 и 2008 гг.) По данным рейсов ПШ-75, 78 и ПШ-93, 95, проводившихся в марте и июле 2006 и 2008 гг., был проведён гидрофизический анализ и построены вертикальные профили температуры, солёности и плотности в прибрежной зоне и глубокой части Юго-Восточной Балтики.
Для гидрофизического анализа в глубокой части Юго-Восточной Балтики была взята станция 12 с фиксированными координатами 55 35 с.ш., 20 2 в.д. Средняя глубина в этой точке – 80 м. В качестве прибрежной станции рассматриваем точку 7 с координатами 55 14 с.ш., 20 53 в.д., глубиной 10–12 м.
Годы 2006 и 2008 были выбраны по значениям температуры на поверхности в марте месяце. Главным критерием отбора было наличие и отсутствие температуры максимальной плотности (Tmd). Так, в 2006 г. температура на поверхности в прибрежной зоне (станция 7) и в глубокой части Юго-Восточной Балтики (станция 12) опускалась ниже температуры максимальной плотности (-0.305С и 1.733С соответственно, Tmd при солёности вод данной акватории составляет 2.3–2.5С). В 2008 г. по данным, собранным на тех же станциях, воды на поверхности не выхолаживались до температуры максимальной плотности (минимальная температура составила 4.27С).
В глубоководной части Юго-Восточной Балтики (станция 12) в июле 2006 г. (по данным рейса ПШ-78) профили температуры, солёности, усло вно й пло тности и температ уры макси -мальной плотности (в зависимости от Т, S и давления) имели вид, приведённый на рис. 2.7а (слева). На рис. 2.7а справа даны соответствующие вертикальные градиенты температуры и плотности.
Аналогично параграфу 1.4.2, считаем холодным промежуточным слоем – слой от глубины, где температура имеет максимальный отрицательный вертикальный градиент, – до глубины, где температура имеет максимальный положительный вертикальный градиент.
Тогда ХПС на этом профиле имеет следующие характеристики: его границы – от 15 м до 69 м, ядро (min T) на глубине 57 м, слой от 55 м до 61 м имеет T Tmd. На рис. 2.7б выделяем отдельно ХПС.
Форма горизонтального профиля температуры поверхности от берега в глубокое море
Сингулярность в точке Х=0 легко исключается на основе физических соображений. Действительно, наличие «особой» прибрежной области («прибрежной ячейки» [Farrow, 2004; Чуба-ренко, Демченко, 2008; Чубаренко, 2010]) подтверждается и объясняется многими авторами. Динамика вод в этой области определяется «другими» законами – отличными от законов общего конвективного обмена в бассейне со склоном. В лабораторном эксперименте это область, где теплопроводность доминирует над конвекцией [Farrow, 2004]; в реальных водоёмах её размер определяется глубиной, на которой возвратное (к берегу) обменное течение взаимодействует с подводным склоном [Чубаренко, 2010], что составляет 1/4–1/3 полной длины склона L.
Модель 3: квазистационарный обмен «другим способом». Попробуем взять другую зависимость для скорости обмена u. Прежде всего осознем, что это не реальная скорость течения (которая на самом деле (а) конвективно пляшет, и (б) вполне может иметь компоненту вдоль берега из-за действия ветра или влияния вращения Земли), а некоторая интегральная характеристика обмена между мелкой и глубокой частью, который в целом двухслоен, а его расход Q d4/3 [Чубаренко, 2010]. Повторим выкладки Модели 2, учитывая это.
Когда горизонтальный конвективный обмен достигает квазистационарного состояния, темпы падения температуры воды во всей области сравниваются [Чубаренко, 2010], т.е.
Поскольку, как было показано в [Чубаренко, 2010] на данных многочисленных наблюдений в морях и озёрах, расход при квазистационарном обмене пропорционален локальной глубине
Решение (3.213) опять не зависит от времени, а его структура позволяет легко перейти к безразмерному виду, выбрав в качестве пространственного масштаба длину склона Z, а масштаба температуры воды величину
Профили температуры морской поверхности над подводными склонами ЮВБ в весенний и осенний периоды На основе анализа данных спектрорадиометров MODIS на ИСЗ Aqua, полученных в октябре–ноябре 2002, 2004, 2005 и 2009 гг., были исследованы характеристики профилей температуры поверхности моря (SST) в периоды интенсивного выхолаживания над береговыми подводными склонами юго-восточной части Балтийского моря, см. рис. 3.11 (1,2) [Есюкова и др., 2014]. Типичная форма профилей, демонстрирующая дифференциальное выхолаживание до расстояний 10–20 км от берега, позволяет установить положение зоны выхода термоклина на подводный склон, что (при известной батиметрии) даёт информацию о текущей толщине верхнего квазиоднородного слоя (ВКС). Падение температуры воды к берегу составляет 2–3С и практически не зависит от толщины ВКС. Однозначной связи разности температур с крутизной склона в пределах одного снимка не обнаружено. Профили SST над одним и тем же склоном в разные годы подобны по форме и смещены по температуре друг относительно друга, что говорит об устойчивости общей картины транспорта тепла. Форма профиля SST довольно консервативна, мало чувствительна к уклонам дна, особенностям батиметрии, интенсивности выхолаживания и даже ветровым условиям. Практически над всеми склонами (в то или иное время), на профилях SST в прибрежной части часто обнаруживается протяжённый (от 20 до 70 % длины склона) участок, где рост температуры воды с расстоянием от берега близок к линейному. Представлены аналитические выражения для формы профилей SST в обезразмрен-ном виде в рамках двух простых моделей – отсутствия обмена прибрежной области с глубоким морем и квазистационарного обмена конвективной природы, возникающего собственно в результате наблюдаемого дифференциального прибрежного выхолаживания.
Анализ формы и изменчивости по времени реальных SST-профилей и сравнение их с теоретически полученными профилями, указывает, что между шельфом и глубоким морем водообмен значительно больше, чем в квазистационарном режиме (т.е. больше, чем может обеспечить горизонтальный транспорт только конвективной природы). Следовательно, влияние ветровых, компенсационных и других течений присутствует (что очевидно) и существенно увеличивает обмен шельфов с глубоким морем в реальных ситуациях, однако при осреднении - уже в синоптическом масштабе - оценки по зависимостям квазистационарного конвективного обмена вполне могут рассматриваться.
Теплообмен между океаном и атмосферой - естественное условие существования природных водоёмов Земли. Его собственная пространственная неоднородность или неоднородность реакции вод на внешние условия теплообмена приводят к возникновению градиентов температуры/плотности воды по горизонтали. Если эти градиенты достаточно устойчивы, то следом развивается и соответствующий водообмен [Чубаренко, 2010 а, б]. Примерами таких процессов, наблюдаемых на самых различных пространственно-временных масштабах, могут служить глобальная термохалинная циркуляция океана (например, [Lynn and Reid, 1968]), сезонное сползание холодных/плотных вод по прибрежным подводным склонам морей и озёр [Ivanov et al, 2004; Fer et al, 2002], дневная/ночная конвекция («термический сифон») в мелководных заливах [Monismith et al, 1990; Farrow, 2004] и т.п. Описание динамики вод в природном водоёме в этом случае является сложной задачей, поскольку, как правило, и внешние потоки тепла/плавучести неоднородны по пространству и переменны во времени, и поле глубин сложно, и влияние более динамически активных факторов (ветра, приливов) часто может перекрывать небольшой по величине термический сигнал. Тем не менее, интегральная оценка величины тепло- и водообмена между глубокой и прибрежной частями бассейна по сложившемуся (результирующему) полю температуры воды физически представляется вполне возможной, в первую очередь, в тех случаях, когда условия теплообмена через поверхность обеспечивают интенсивную вертикальную конвекцию, достигающую дна в некоторой части прибрежной зоны, а возникающие градиенты температуры воды по горизонтали более-менее постоянны и «долгоживущи» [Чубаренко, 2010а].
Именно такая ситуация возникает в период сезонного осенне-зимнего охлаждения в прибрежных зонах морей и крупных озёр, где дифференциальный прибрежный прогрев (того или иного знака) над береговыми подводными склонами наблюдается устойчиво и повсеместно. Физически важно, что в условиях дестабилизирующего потока плавучести через поверхность (т.е. в периоды развития вертикальной конвекции) перемешивание водной колонки по вертикали происходит за довольно короткое время T (D IB) , составляющее единицы-десятки минут при глубинах D порядка единиц-десятков метров при обычных величинах потока плаву -6 2/3—I чести B 10 м с [Чубаренко, 2010бJ; соответственно, уже спустя эти единицы-десятки минут становится заметна разность температуры воды по горизонтали над дном переменной глубины. При этом реальный обмен по горизонтали (любой природы) развивается гораздо дольше, поскольку характерные горизонтальные масштабы прибрежных зон в естественных водоёмах измеряются единицами-десятками километров. В результате, как это видно практически на каждом спутниковом снимке температуры поверхности моря (SST), вдоль берегов устойчиво наблюдается полоса шириной порядка единиц-десятков километров, где ясно прослеживается дифференциальное сезонное выхолаживание. Профиль температуры воды на поверхности над дном переменной глубины складывается при этом в результате совместного действия «быстрого» обмена по вертикали, обеспеченного локальным дестабилизирующим потоком плавучести В и/или ветро-волновым перемешиванием, и «медленного» интегрального горизонтального транспорта, в целом малочувствительного к особенностям батиметрии бассейна и локального распределения потоков тепла через поверхность [Чубаренко, 2010а].
Признаки послойной термической конвекции в Балтийском море
На основе анализа натурных данных и исследования времени действия механизмов, формирующих наблюдаемую структуру, развитие ХПС в сезонном цикле можно условно разделить на четыре существенно неравных по времени и различных по общефизической сути этапа. (I) формирование ХПС, в котором важную роль играют локальные механизмы перемешивания (вертикальное ветро-волновое и конвективное перемешивание; интрузии вод с ближайших границ; возможно, как и в Черном море [Прокопов, 2000; Stanev, 2003], формирование и опускание холодных вод в центрах мезомас-штабных вихрей) и значительнее всего (по сравнению со всем годом) играет свою роль градиент солености масштаба всего бассейна, (II) стремление к геострофическому приспособлению в рамках общей термохалинной структуры моря (апрель–май), (III) медленная модификация (май–август) и (IV) разрушение теми же локальными механизмами (вертикальное перемешивание и интрузии с границ). К сожалению, имеющиеся данные не позволяют хоть в какой-то степени рассмотреть влияние многих других факторов (например, интенсивности обмена с океаном, внутренних волн, вертикального турбулентного обмена и других) на эволюцию ХПС.
На I Этапе (март–апрель), ранней весной (март), температура воды служит естественным трассером происходящих процессов, мало влияя на плотность воды. При этом, однако, значительную роль играет смена механизмов перемешивания при переходе тем-перат уры во ды через температ ур у максимальной плотности Tmd (если она опустилась ниже за прошедший зимний период). Эволюция вертикальных профилей температуры воды в этот период — ранневесеннего прогрева от Тв Tmd – пока недостаточно исследована, но есть основания полагать, что ВКС в это время может значительно увеличиться по сравнению с позднезимним состоянием благодаря вертикальной конвекции и ветро-волновому перемешиванию при прогреве до достижения Tmd. Исключительно важно, что максимальную в течение года толщину и ВКС, и ХПС обеспечивает отнюдь не зимнее (ветро-волновое плюс конвективное) перемешивание, а условия в период ранневесеннего прогрева. Оказалось, что плотность прибрежных вод в регионе ранней весной попадает в диапазон плотностей внутри ХПС (в глубокой части моря в летний период) и соответствует его верхней части; однако T,S-характеристики предполагают их потенциальное продвижение в промежуточных слоях к северу, где соленость вод в целом ниже. Очевидно, что такая физическая ситуация ограничена по времени весенним периодом.
Важную роль в формировании (зарождении) ХПС играют локальные процессы: локальное вертикальное перемешивание и горизонтальная адвекция вод близкой к локальной солёности. Вертикальное перемешивание (ветро-волновое плюс конвективное), остатком которого, вероятно, является характерная «ступенька» на профилях весны и раннего лета, строго говоря, оставляет свой след в водах ХПС лишь однажды: только последний акт перемешивания (и не обязательно при T=Tmd) остается надолго «заморожен» в верхней части ХПС. После этого нижняя часть ХПС начинает интенсивно замещаться еще более холодными водами близкой к локальной солёности, рожденными, видимо, на ближайших мелководьях и подводных склонах, которые поступают в промежуточные слои благодаря действию нагонного ветра или горизонтальной конвекции над склонами [Степанова, 2013; Чубаренко, 2010а; Чубаренко Н., 2009]. Этот период развития интрузий с ближайших наклонных границ также короток и заканчивается, когда разовьется достаточно жесткий летний термоклин, эффективно ограничивающий глубину проникновения прибрежных вод.
В этот же период отмечается также повышение активности интрузий в нижней (градиентной по плотности/солёности) части ХПС, в области пикноклина и ниже [Kuzmi-na et al., 1999]. Судя по свойствам (очень низкой температуре и повышенной солёности) вод интрузий, они были сформированы в верхнем слое Борнхольмского и/или Арконского бассейнов. Подобная «слоеность» движений представляется естественным откликом стратифицированного бассейна практически на любое внешнее воздействие. С этого времени (конец апреля – май), воды ХПС оказываются «законсервированы» в промежуточных слоях, и аномально низкие температуры воды в нем сохраняются на весь дальнейший сезон без радикальных изменений.
Соотношение вкладов основных процессов формирования ХПС в марте–апреле представлено на диаграмме (рис. 4.19). Так, ветро-волновое и конвективное перемешивания, оставляющие в термохалинной структуре вод однородные прослойки, по всем параметрам, формируют до 10% от общей мощности (толщины) ХПС. Квазиоднородный по солености подслой со значениями солености характерными для ВКС данного региона в зимний период, преимущественно формируется за счет (1) горизонтальной конвекции с ближайших шельфов при дифференциальном прибрежном прогреве, объясняя до 10– 15% мощности ХПС; (2) за счет ветрового перемешивания и нагона у берегов (при продолжительном действии ветра) – порядка 30%. Обмен масштаба бассейна из-за градиента плотности по горизонтали может объяснить порядка 30% ХПС, формируя таким образом градиентный по солености подслой.
II Этап (апрель–май). Такой механизм формирования неизбежно приводит к не однородности свойств вод образовавшегося ХПС как по вертикали, так и по горизонтали и, следовательно, к необходимости дальнейшего приспособления и отдельных пятен в окружающем поле плотности, и всего слоя в целом – в масштабах моря. Очевидно, что процесс должен быть длительным, так что физически важным становится влияние враще ния Земли и стремление течений к достижению геострофического равновесия. Как следу ет из анализа изменений структуры вертикальных профилей и T,S-свойств вод ХПС, на этапе приспособления родившегося слоя к общей плотностной структуре моря, в проме жуточных слоях должен существовать как процесс локального интерливинга [Kuzmina et al., 2005; Zhurbas and Paka, 1999], так и более интегральный перенос в масштабах всего ХПС. Анализ даннных показал, что однородные прослойки составляют на этом этапе не более 6% от общей мощности ХПС, толщиной 3м.
III Этап (июнь–август). К наступлению лет него перио да ХПС уже изолирован термоклином от процессов на поверхности. Его мощность от 23 м до 61 м (в среднем 48±10м), что составляет 4.7 тыс. км3 – 1/3 от всего объема вод собственно Балтийского моря (13.5 тыс. куб. км – по гипсографической кривой [Savchuk and Wulf, 2001]). Одно родные по вертикали прослойки либо размываются полностью, либо остаются на нижних горизонтах (40/50/60м), суммарно не превышая 4% от мощности ХПС. Градиентная по солёности прослойка холодных вод в нижней части ХПС составляет в этот период поряд ка 10% его мощности. Минимальная температура в ядре ХПС повышается незначительно, а, следовательно, диффузия тепла не играет существенной роли. Солёность вод ХПС мед ленно увеличивается по всей его глубине (это уже отмечалось в [Гидрометеорология и гидрохимия…, 1992]). Изменение T,S-характеристик вод в нижней части ХПС от весны к осени предполагает дрейф с юго-запада на северо-восток, поскольку промежуточные воды в юго-западной части моря заметно солонее промежуточных вод северо-восточной части. Таким образом, «вверх по эстуарию» в Балтике может продвигаться не только нижний плотный и соленый слой североморского происхождения, но и нижняя часть ХПС. Очевидно, что эта гипотеза требует верификации на бльшем количестве натурных данных, но на рассмотренной выборке такая эволюция очевидна.
IV Этап (сентябрь–февраль). С началом осеннего разрушения сезонного термоклина (конец августа) начинается завершающий этап жизни ХПС: эпизоды локального ветро-волнового и ко нвективного вертикального перемешивания , постепенно разр ушая сезонный термоклин, облегчают интрузиям от берегов проникновение на все большие глубины в ХПС, так что, одновременно с изъятием верхних слоев «законсервированного» на лето ХПС в ВКС, происходит и размывание вертикального профиля температуры воды по всей толщине ХПС. Таким образом, разрушение ХПС, по-видимому, также носит локальный характер, в целом нерегулярный в пространстве и времени, зависящий от вертикального ветро-волнового плюс конвективного перемешивания, адвективого переноса с шельфа из-за воздействия ветра и из-за водообмена в связи с дифференциальным прибрежным выхолаживанием. Этап разрушения ХПС плавно переходит в «preconditioning phase», когда в конце зимы создаются условия – фон для рождения нового ХПС.