Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Тонкая структура гидрофизических полей и внутренние волны . 10
1.1. Понятие тонкой вертикальной структуры океана 10
1.2. Механизмы генерации тонкой структуры 11
1.3. Внутренние волны в шельфовой зоне моря 14
1.4. Генерация внутренних волн 17
1.5. Разделение тонкой структуры и кинематического эффекта внутренних волн в данных экспериментальных наблюдений.20
Глава 2 Характеристика используемых данных и методы исследований .24
2.1. Данные наблюдений гидрофизических полей 24
2.2. Статистический метод анализа 31
2.3. Вычисление параметров внутренних волн 33
Глава 3. Анализ гидрофизических характеристик 35
3.1. Физико-географические особенности окраинных морей Тихого океана 35
3.2. Анализ гидрофизических полей шельфовой зоны 40
3.2.1. Приморский шельф 40
3.2.2. Тайваньский шельф 51
3.2.3. Вьетнамский шельф 55
3.2.4. Сахалинский шельф 58
Глава 4. Статистический анализ тонкой структуры и внутренних волн ...61
4.1. Анализ гистограмм 61
4.2. Корреляционный анализ 66
4.3. Спектральный анализ 80
Глава 5. Анализ расчетных параметров внутренних волн 90
Заключение 105
Литература
- Механизмы генерации тонкой структуры
- Статистический метод анализа
- Анализ гидрофизических полей шельфовой зоны
- Корреляционный анализ
Введение к работе
Все процессы, происходящие в океане, непосредственно зависят от структуры гидрофизических полей, т. е. от пространственного распределения физико-химических характеристик водной среды. Эта структура, в свою очередь, формируется процессами на границах (вода-воздух, вода-дно, океан-суша) и основными процессами переноса энергии и массы в океане: крупномасштабными течениями, мезомасштабными вихрями, внутренними волнами (ВВ), турбулентностью и молекулярной диффузией. В настоящей работе рассматривается взаимосвязь тонкой структуры (ТС) термохалинных полей и внутренних волн в шельфовой зоне окраинных морей Тихого океана.
Внутренние волны являются универсальным процессом, а тонкая структура - универсальным явлением в океане. Поэтому исследование взаимосвязи ТС и ВВ, т.е. изменения структуры термохалинных полей при прохождении внутренних волн и соответствующей параметрической перестройки волнового поля, представляет большой научный интерес.
Развитая тонкая вертикальная структура характерна для шельфовой зоны и именно здесь наблюдаются пакеты коротких внутренних волн. Специфическими особенностями шельфовой зоны являются малые глубины в основной части шельфа, резкий перепад глубин на границе шельфа, большая изменчивость горизонтальных и вертикальных структур гидрологических полей. Здесь пространственные градиенты основных термодинамических характеристик значительно обострены по сравнению со средними градиентами в океане. Поэтому зону шельфа можно считать фронтальной зоной [65].
Наиболее мощные динамические возмущения генерируются в зоне материкового склона вблизи границы шельфа. Эффект этих возмущений прослеживается не только в шельфовой зоне, но и достаточно далеко в открытом море. Он зависит от топографии дна, крупномасштабной динамики прилегающей части моря и климатического режима региона. Факт генерации внут-
5 ренних волн вблизи границы шельфа хорошо известен и ярко иллюстрируется как прямыми измерениями в море, так и оптическими и радиолокационными изображениями, полученными с помощью искусственных спутников Земли. Анализ наблюдений и теоретические расчеты показывают, что наиболее общим механизмом генерации пакетов коротких внутренних волн является внутренний гидравлический прыжок, образующийся перед границей шельфа при наличии плотностной стратификации в результате приливных движений над материковым склоном [8, 9, 10, 50, 81, 82, 92, 96, 100].
Локальное вертикальное перемешивание, обусловленное, главным образом, мелкомасштабными движениями, является эффективным механизмом формирования вертикальной структуры термохалинных полей в зоне шельфа. Основная часть механической энергии в этой зоне содержится в приливах, т.е. в длинных баротропных волнах. Возникает вопрос, каким образом энергия приливов переходит в энергию перемешивания?
Наиболее привычным ответом на этот вопрос является мелкомасштабная трехмерная турбулентность, порождаемая приливным течением [43]. Однако наблюдения показывают, что прямой переход энергии приливного течения в энергию турбулентности является редким и локальным явлением. Турбулентный пограничный слой у дна слишком тонок, чтобы осуществлять перемешивание от поверхности до дна, а устойчивая стратификация и резкий пикноклин между поверхностным и придонным слоями препятствуют развитию турбулентности во всей толще даже при больших вертикальных градиентах скорости течения. Но при наличии пикноклина создаются условия для существования ВВ, которые практически всегда наблюдаются в шельфовых зонах морей и океанов [50].
Внутренние волны сами по себе не являются диссипативным механизмом, но они могут эффективно рассеивать избыточную кинетическую энергию любого начального возмущения в пространстве, перенося эту энергию на
большие расстояния. Существует точка зрения, что обеспечить необходимый поток кинетической энергии к масштабам вязкой диссипации может одновременное действие внутренних волн и фронтов. Последние связаны с масштабами диссипации через тонкую термохалинную структуру [107]. Внутренние волны способствуют вертикальному перемешиванию в океане за счет спорадической неустойчивости и турбулизации [78, 79, 99]. Наиболее эффективными с точки зрения перемешивания являются короткие ВВ, пакеты которых типичны для шельфовых зон.
Таким образом, внутренние волны являются одним из факторов образования тонкой структуры термохалинных полей и сами трансформируются под ее влиянием [13, 94, 95].
Цель диссертации - исследование взаимосвязи тонкой структуры термохалинных полей и внутренних волн на основе натурных наблюдений, выполненных в шельфовой зоне окраинных морей Тихого океана.
Основное содержание работы составляет анализ статистических характеристик тонкой структуры и внутренних волн и расчетных параметров ВВ.
В соответствии с этой целью были поставлены и решены следующие задачи:
Формирование массива данных наблюдений гидрофизических полей для шельфовой зоны окраинных морей Тихого океана.
Исследование пространственно-временной изменчивости тонкой структуры термохалинных полей, внутренних волн и их взаимосвязи в шельфовой зоне Японского моря.
Сравнительная характеристика особенностей тонкой структуры термохалинных полей и внутренних волн для шельфовых зон окраинных морей Тихого океана.
7 4. Анализ пространственного распределения параметров свободных внутренних волн, рассчитанных по наблюденным полям плотности, типичным для шельфовых зон исследуемых морей в период существования устойчивой плотностной стратификации.
Научная новизна диссертационной работы заключается в том, что на большом экспериментальном материале проведен сравнительный анализ характеристик тонкой структуры термохалинных полей и внутренних волн для шельфовой зоны окраинных морей Тихого океана; сделан анализ изменчивости параметров свободных внутренних волн, рассчитанных по наблюденным полям плотности, в зависимости от рельефа дна.
Практическая значимость работы определяется тем, что результаты проведенных исследований позволяют более полно понять особенности процессов и явлений, происходящих в шельфовой зоне моря. Генерируемые вблизи границы шельфа внутренние волны и возникающая при их разрушении турбулентность приводят к значительному увеличению вертикальных и горизонтальных потоков энергии и массы, потоку органического вещества в фотический слой и тем самым к резкому увеличению биопродуктивности на шельфе и прилегающей к нему части открытого моря. Тонкая структура поля плотности приводит к концентрации планктона на устойчивых тонких прослойках и увеличению его биомассы.
Результаты проведенных исследований могут быть использованы как основа для решения ряда задач о распространении акустических сигналов в мелком море, для оценки интенсивности горизонтального и вертикального перемешивания, биопродуктивности и экологического состояния шельфовых вод, находящихся под сильным антропогенным воздействием.
На защиту выносятся следующие основные положения:
Статистические характеристики тонкой структуры поля температуры в шельфовой зоне существенно меняются от южных морей к северным, что объясняется различиями гидрометеорологических и крупномасштабных гидрологических условий.
Результатом взаимодействия внутренних волн и тонкой структуры является распространение тепловых возмущений по вертикали с типичными скоростями 1-2 и/ч.
В зоне шельфа для свободных внутренних волн характерно увеличение волновых чисел, уменьшение фазовых и групповых скоростей. Следствием этого является повышение концентрации волновой энергии, увеличение нелинейности и вероятности разрушения ВВ, что в свою очередь приводит к формированию тонкой вертикальной структуры гидрофизических характеристик и увеличению роли ВВ в вертикальной диффузии свойств.
Структура работы. Диссертация состоит из введения, пяти глав, заключения и списка литературы. В начале работы приведен список сокращений.
Первая глава обзорная. Она посвящена анализу процессов и явлений, имеющих отношение к рассматриваемой проблеме. В ней даны понятия тонкой термохалинной структуры и внутренних волн, определены их пространственно-временные масштабы и приведены возможные механизмы их возникновения.
Во второй главе дана характеристика данных, используемых в анализе, и описаны методы исследований.
В третьей главе проведен анализ термохалинных полей окраинных морей Тихого океана, рассмотрены особенности ТС на примере гидрологиче-
9 ских разрезов, типичных для этих морей в период существования устойчивой плотностной стратификации.
В четвертой главе сделан анализ статистических характеристик ТС и ВВ на основе наблюдений пространственно-временной изменчивости структуры гидрофизических полей в шельфовой зоне Японского, Охотского и Южно-Китайского морей.
В пятой главе проанализированы пространственные распределения расчетных параметров ВВ для фиксированных частот при наблюдаемых полях плотности в Филиппинском, Южно-Китайском, Японском и Охотском морях.
В заключении приводятся основные выводы по результатам исследования.
Автор выражает свою благодарность научному руководителю Навроцкому В.В., коллегам за помощь в работе и обсуждение полученных результатов, Дмитриевой Е.В. за помощь при работе с базой данных научных экспедиций ТОЙ ДВО РАН «Океан-2».
Механизмы генерации тонкой структуры
Процессы, в результате которых на первоначально «гладких» вертикальных профилях температуры и солености появляются тонкоструктурные элементы, могут быть следующими: 1) деформация профилей вследствие вертикальных смещений различных слоев воды; 2) локальное вертикальное перемешивание; 3) боковая адвекция; 4) термохалинный интрузионный процесс.
Первые два процесса часто объединяют термином «вертикальные структурообразующие процессы», о третьем и четвертом говорят как о горизонтальных структурообразующих процессах [64].
Эффекты формирования тонкой термохалинной структуры при горизонтальных перемещениях слоев воды в условиях горизонтальной неоднородности полей температуры и солености будем относить к третьему процессу. Термохалинный интрузионный процесс является разновидностью боковой адвекции, включающей в себя эффекты образования ТС при взаимопроникновении вод, относящихся к различным Т,8-кривым. Последняя ситуация имеет место на термохалинных фронтах с повышенными градиентами температуры и солености на изопикнических поверхностях [65, 66, 84, 105, 107].
Вертикальные смещения слоев воды в океане, деформирующие профили температуры и солености, в основном обусловлены внутренними волнами, поэтому соответствующий процесс формирования ТС называют кинематическим эффектом внутренних волн [64]. Внутренние волны, наряду с вертикальными смещениями, производят также горизонтальные сдвиги слоев воды. Поэтому следует различать вертикальный и горизонтальный кинематический эффекты. При наличии достаточно больших горизонтальных (изопикнических) градиентов температуры и солености кинематический эффект внутренних волн (в частности, инерционных колебаний) может также являться эффективным механизмом генерации термохалинных интрузий, имеющих обратимый характер.
Второму структурообразующему процессу - локальному вертикальному перемешиванию - может соответствовать различная динамика: сдвиговая неустойчивость внутренних волн и течений, конвективная неустойчивость, обусловленная эффектами двойной диффузии. В результате локального перемешивания различной природы на вертикальных профилях температуры и солености образуются квазиоднородные слои, в которых характерная величина вертикальных градиентов термохалинных полей становится намного меньше средних значений.
Вертикальное перемешивание, обусловленное сдвиговой неустойчивостью, реализуется в тех случаях, когда локальное значение числа Ричардсона становится меньше критического значения Ri кр = 0,25 [88, 101]. В случае, когда вертикальный градиент скорости горизонтальных движений обусловлен внутренними волнами, возникающее при сдвиговой неустойчивости турбулентное перемешивание называют волно-вихревой турбулентностью [78].
Конвективное перемешивание, обусловленное двойной диффузией, может развиваться в ситуациях, когда при устойчивой плотностной стратификации средние вертикальные градиенты температуры и солености имеют один знак: температура и соленость убывают с глубиной - стратификация типа солевых пальцев, растут - стратификация типа послойной конвекции. Из-за различий в молекулярных коэффициентах обмена теплом кт и солью ks в морской воде (для условий океана kT/ks=80) может развиваться квазиламинарная конвекция с вытянутыми по вертикали конвективными элементами -солевыми пальцами, которые более интенсивно переносят по вертикали соль, чем тепло [1, 2, 21, 63, 102]. В случае послойной конвекции из-за чисто молекулярных эффектов по вертикали более интенсивно переносится тепло [67, 85]. В обоих случаях поток массы направлен вниз, потенциальная энергия толщи воды уменьшается, и высвободившаяся ее часть может расходоваться на конвективное перемешивание.
В формировании тонкой структуры ступенчатого типа существенную роль играют горизонтальные структурообразующие процессы. Она может формироваться путем боковой адвекции при любом типе средней термоха 14 линной стратификации. Например, при абсолютной устойчивости, когда соленость растет, а температура убывает с глубиной. Одним из частных случаев формирования ТС ступенчатого типа при боковой адвекции является коллапс перемешанных областей (пятен) жидкости, т.е. растекание пятна в горизонтальной плоскости, сопровождающееся уменьшением его вертикальных размеров [4, 18, 19,27,28].
Термохалинные интрузии образуются квазигоризонтальными движениями с переменным по глубине направлением при наличии скомпенсированных в поле плотности средних горизонтальных градиентов температуры и солености. Механизмы этих движений могут быть внешними, т.е. не связанными с наличием самих интрузий (например, инерционные колебания) [25]. Существует также точка зрения, что интрузионный процесс в океане представляет собой особый вид гидродинамической неустойчивости, возникающей вследствие неравномерности вертикального обмена теплом и солью, обусловленного эффектами двойной диффузии. В литературе этот механизм известен под названием «обусловленное двойной диффузией интрузионное расслоение» (double - diffusive interleaving) [103].
Статистический метод анализа
Для описания изменчивости параметра, образующего случайное поле, чаще всего используется корреляционная функция и энергетический спектр.
Корреляционные моменты случайной величины есть математические ожидания произведений отклонений случайных величин от их математиче 32 ских ожиданий. Корреляционная функция - второй смешанный центральный момент двух случайных величин.
Функция, сопряженная по Фурье с функцией корреляции, есть энергетический спектр поля. Эту функцию также называют спектральной плотностью энергии или просто спектром. Размерность спектра - квадрат случайной величины, деленный на единицу частоты или волнового числа. Спектральная плотность не может принимать отрицательных значений и обладает центральной симметрией. Интеграл спектра по частоте или волновому числу равен полной интенсивности (дисперсии) поля [5].
Физический смысл энергетического спектра связан с разложением поля на синусоидальные составляющие: спектр описывает, какой вклад в общую дисперсию поля вносят составляющие с разными частотами, т.е. показывает распределение интенсивности колебаний по частоте.
Функция корреляции и энергетический спектр содержат одну и ту же информацию о пространственно-временных свойствах поля, однако в физическом пространстве, точнее, в пространстве сдвигов, информация выражена иначе, чем в частотном пространстве. Спектральное описание часто оказывается более наглядным и удобным по сравнению с корреляционным.
На основании наблюдений можно найти лишь оценку спектра поля, которая всегда отличается от истинного спектра. Для океанологических полей очевидна ограниченность по множеству, времени и пространству. Поэтому делается допущение, что необходимые по определению бесконечные совокупности имеются, но в эксперименте они доступны только в пределах ограниченного времени и пространства наблюдения.
На практике геофизические временные ряды всегда имеют конечную длину и набираются для дискретных точек. Поэтому интегралы заменяют на суммы по точкам, в которых берутся данные, а интегралы Фурье на ряды Фурье и получают модельный спектр S(co), который является мерой распределения дисперсии по различным составляющим ряда Фурье.
В нашей работе проводится анализ плотности распределения вероятностей, автокорреляций, взаимных корреляций и энергетических спектров временных и пространственных колебаний температуры воды.
Нестационарность пространственных рядов, полученных при буксировке РДТ «Крест», убиралась путем фильтрации неоднородностей с масштабами больше 4200 м. Однако, при статистическом усреднении оценка спектра существенно зависит и от начальных фаз спектральных составляющих в реализации. Ослабить эту зависимость можно путем усреднения оценки спектра по перекрывающимся отрезкам благодаря изменению начальных фаз в отрезках [33]. В процессе работы фильтрованные ряды данных были разбиты на отрезки по 200 точек (примерно 7 км для пространственных рядов и 5,6 ч для временных рядов), перекрывающиеся на 100 точек. Далее для каждого из этих отрезков, используя пакет программ «STATISTICA for Windows», рассчитывались энергетические спектры. Спектр анализируемого ряда наблюдений получался путем вычисления арифметического среднего от спектров отдельных отрезков.
Основная краевая задача А - задача для уравнения (2.1) с учетом полного краевого условия на поверхности (2.2), не разделяя тем самым поверхностные волны от внутренних, задача Б - с учетом фильтрации поверхностных волн с помощью краевого условия (3.3) [41].
В реальном океане при сложной стратификации использование аналитических методов для решения основной краевой задачи затруднительно, поэтому приходится прибегать к численным методам. Суть метода расчета, предложенного В.В. Гончаровым, заключается в кусочно-постоянной аппроксимации частоты Вяйсяля-Брента N(z) в конечном числе слоев р с использованием аналитического решения уравнения (2.1) для каждого из этих слоев и последующей их гладкой склейки.
При решении задачи по слоям в результате склейки на заключительном шаге (р + 1), соответствующем z = - Н, получается дисперсионное соотношение, которое используется для полного краевого условия (2.2). Соответствующие собственные функции основной краевой задачи отыскиваются в данном методе с использованием условия нормировки Wn = 1. Указанным методом при существенном увеличении числа слоев р можно решать основную краевую задачу (2.1), (2.3) и с учетом тонкой структуры распределения частоты Вяйсяля-Брента [14 ].
Анализ гидрофизических полей шельфовой зоны
В Японском море структура поля температуры значительно изменяется в направлении поперек шельфа, что связано с особенностями рельефа дна: малыми глубинами в основной части шельфа (100-200 м) и резким перепадом глубин на границе шельфа. В шельфовой зоне горизонтальные и вертикальные структуры всех параметров наиболее изменчивы. На рис. 3.1, 3.2. приведены примеры гидрологических разрезов, выполненных СТД-зондом.
Для полей температуры на разрезах, выполненных в направлении поперек шельфа Японского моря в летне-осенний период, характерно расслоение и утолщение термоклина в переходной зоне между открытым морем и шельфом. При этом происходит резкое заглубление нижних изотерм, а во многих случаях и заметный подъем верхних изотерм. Такая ситуация наблюдается за 5-15 км перед границей шельфа и максимально проявляется непосредственно над границей шельфа (рис. 3.1 а, б). В большинстве случаев на разрезах температуры и солености наблюдается подобие хода изолиний. Поэтому можно полагать, что мы наблюдаем динамический эффект, а не результат локальных тепловых неоднородностей (рис. 3.1 д, е) [56, 93]. На рис. 3.1 ж, з представлена ситуация, когда в районе свала глубин происходит резкое (либо плавное) заглубление термоклина вследствие утолщения верхнего прогретого слоя. Такое заглубление может происходить за счет процесса вовлечения более плотной жидкости в верхний квазиоднородный слой. Вовлечение, т. е. процесс перемешивания через границу раздела плотности, имеет место в случае турбулентного характера течения вблизи слоев с разной плотностью. Источником процесса вовлечения является турбулентность, порождаемая различными механизмами, в том числе и внутренними гравитационными волнами [87, 91].
Теоретические оценки членов уравнения баланса энергии, описывающего процесс вовлечения, сделанные в работе [69], указывают на то, что преобладающее влияние на вовлечение оказывает процесс генерации турбулентности в слое скачка за счет сдвига скорости. Теоретические расчеты [30, 46] и лабораторные эксперименты [69] показали, что прогрессивные внутренние волны без признаков обрушения создают «внутренний» волновой перенос [31], аналогичный Стоксовому переносу.
На разрезах по широте примерно вдоль границы шельфа наблюдались вертикальные колебания термоклина, но его расщепления и заглубления не происходило (рис. 3.2). Поэтому можно считать, что те факторы и процессы, которые меняют вертикальную структуру воды, имеют направленность поперек шельфа. Прежде всего, это резкий перепад глубин на границе материкового склона и шельфа. Здесь в летне-осенний период, когда формируется плотностная стратификация, происходит генерация пакетов ВВ за счет энергии прилива посредством механизма гидравлического прыжка [50, 92, 96].
Возникшие ВВ распространяются в направлениях к берегу и в открытое море, оказывая существенное влияние на структуру гидрофизических полей. Данную ситуацию хорошо иллюстрирует рис. 3.1 а, б.
Поскольку эффект градиента солености в вертикальной структуре плотности для вод шельфа Японского моря почти везде был на порядок меньше эффекта градиента температуры, то далее мы ограничиваемся только анализом поля температуры, а расчеты вертикальных распределений частоты Вяйсяля-Брента делаются без учета солености.
Для дальнейшего анализа воспользуемся разбиением шельфа на четыре характерные зоны: 1) море; 2) склон; 3) шельф-1; 4) шельф-2, проведенное по характеру вертикального распределения температуры на разрезах из открытого моря через границу шельфа в работе [47]. Дадим краткое описание вертикального распределения частоты Вяйсяля-Брента для каждой из выделенных зон. В зоне «море», где глубины больше 2000 м, для частоты Вяйсяля-Брента N(z) характерен максимум 30 ц/ч на горизонте порядка 20 м, глубже наблюдаются небольшие колебания с амплитудой 0,3 ц/ч в слоях толщиной 10-15 м вокруг частоты 0,4 ц/ч.
«Склон» - зона с глубинами от 2000 м до 100 м. Поскольку влияние склона на вертикальную структуру гидрофизических полей в Японском море распространяется на расстояние до 10-20 км от границы шельфа, то выделяемая склоновая зона может быть более обширной, чем сам континентальный склон. Максимум частоты Вяйсяля-Брента в этой зоне заглубляется и расслаивается, примерно в два раза увеличивается толщина слоя с N(z) 2ц/ч.
Зона «Шельф-1» - непосредственно примыкающая к склону полоса шириной около 10 км. На вертикальном профиле частоты Вяйсяля-Брента четко выделяются две устойчивые ступеньки с большими максимумами N(z).
Корреляционный анализ
Анализ взаимных корреляций вертикальных распределений температуры в разные моменты времени позволяет проследить связанность и эволюцию тонкой структуры во времени и пространстве. В работе проводится анализ взаимных корреляций вертикальных профилей и градиентов температуры, рассчитанных по данным вертикальных зондирований в фиксированных точках (СТД-зонд, батитермограф), расположенных на шельфе Японского, Охотского и Южно-Китайского морей вблизи свала глубин. На рис. 4.4 представлены разрезы изменения температуры во времени, построенные по данным многократных зондирований в фиксированной точке, расположенной на шельфе Японского моря. На этом же рисунке приведены усредненные за период наблюдений вертикальные профили температуры и соответствующие им вертикальные профили частоты Вяйсяля-Брента. Для всех представленных временных разрезов температуры характерно наличие хорошо развитого сезонного термоклина. Ступенчатый характер тонкой структуры не наблюдается только на разрезе, выполненном в 1989 г. Изменения глубины залегания изотерм (до 5-7 м) указывают на периодические вертикальные смещения слоев воды и могут интерпретироваться как проявление кинематического эффекта внутренних волн. Рядам наблюдений 1984 и 1990 гг. присущи относительно слабые вертикальные градиенты температуры (максимальные значения 1,4С/м и 1,7С/м), рядам 1985 и 1989 гг. - большие градиенты (максимальные значения 3.9С/м и 3.1С/м). Кроме того, количество градиентных слоев и соответственно количество максимумов частоты Вяйсяля-Брента различно для наблюдений в эти годы.
Для вертикального распределения солености в анализируемых точках в период наблюдений характерно распреснение в приповерхностном слое (0-5 м). Значительное увеличение солености происходит до глубин 10-15 м, далее соленость увеличивается медленнее и на глубине порядка 60 м достигает максимальной величины 33.5/00, глубже соленость меняется несущественно. Для дальнейшего анализа были рассчитаны флуктуации температуры относительно среднего за период наблюдений профиля и вертикальные градиенты температуры (шаг по глубине 1 м). Изменение во времени этих величин происходит до глубин порядка 80 м. В приповерхностном слое 0-5(10) м хорошо прослеживается дневной прогрев и ночное охлаждение воды. Для наблюдений 1985 и 1990 годов по вертикальным колебаниям градиентных слоев с полусуточной периодичностью ясно прослеживается внутренний прилив. На всех временных разрезах присутствуют более короткие колебания слоев воды (периоды порядка 2-4 часов).
Особенностью временной изменчивости температуры для исследуемых рядов наблюдений является быстрая перестройка вертикальной тонкой структуры в градиентном слое, происходящая с периодичностью около двух-трех часов. Причем, перестройка профилей происходит локально в одном или нескольких отдельных слоях толщиной 5-10 м, что нельзя трактовать как кинематический эффект внутренних волн. Такое изменение структуры воды, возможно, происходит из-за перемешивания при обрушении коротких внутренних волн.
На рис. 4.5 приведены взаимные корреляции профилей флуктуации температуры (синий цвет) и профилей вертикальных градиентов температуры (черный цвет) для наблюдений 1985 и 1989 гг. (взаимные корреляции, рассчитанные для серий наблюдений 1984 и 1985 гг., не приводятся). Цифры, расположенные возле кривых, обозначают временной сдвиг между коррелируемыми профилями.
Для наблюдений 1984 г. тонкоструктурные неоднородности имеют два характерных вертикальных масштаба 10-12 м и 25-30 м при толщине термоклина 60 м и перепаде температур 15С , для наблюдений 1985, 1989, 1990 гг. -8-10ми 14-16м при толщине термоклина 30 м, 45 м, 45 м и перепаде температур 17С, 18С, 11 С соответственно.
Вертикальная структура флуктуации температуры квазипериодична по глубине, что естественно при чередовании тонкоструктурных слоев. Важным фактом является квазипериодичность взаимной корреляции не только при нулевом сдвиге по вертикали, но и во всем рассматриваемом диапазоне. Характерным свойством взаимных корреляций является сдвиг положения максимумов относительно нуля во времени, что указывает на наличие вертикальной составляющей распространения температурных неоднородностей.
Вертикальные профили флуктуации температуры для всех серий наблюдений, рассмотренных в работе, хорошо коррелированны при сдвигах по времени до 24 ч и более при вертикальных масштабах до 20 м. Чередование экстремумов положительных и отрицательных корреляций во времени происходит через 10-13 ч, что соответствует неправильному полусуточному приливу на данной акватории.
Более наглядно закономерности пространственно-временной изменчивости тонкой структуры прослеживаются на разрезах взаимных корреляций профилей флуктуации и профилей градиентов температуры как функций сдвигов по вертикали и времени (рис. 4.6, 4.7). По вертикальной оси отложены сдвиги по глубине С, в метрах, по горизонтальной оси - сдвиги по времени т в часах между коррелируемыми профилями. Зоны положительных корреляций выделены красным цветом, зоны отрицательных корреляций - синим.
