Влияние оптических свойств воды на динамику верхних слоев Черного моря в период с 1985 до 2001 гг.

Влияние оптических характеристик морской воды на динамику и термодинамику вод в верхних слоях Черного моря исследуется с помощью модели циркуляции в σ-координатах, представляющей собой версию модели РОМ, и биооптической модели, описывающей проникновение коротковолновой радиации в толщу моря. Оценива...

Ausführliche Beschreibung

Gespeichert in:

Bibliographische Detailangaben
Datum:	2012
Hauptverfasser:	Кубряков, А.И., Суслин, В.В., Чурилова, Т.Я., Коротаев, Г.К.
Format:	Artikel
Sprache:	Russian
Veröffentlicht:	Морський гідрофізичний інститут НАН України 2012
Schriftenreihe:	Екологічна безпека прибережної та шельфової зон та комплексне використання ресурсів шельфу
Schlagworte:	Экология Черного моря и рациональное природопользование в прибрежной и шельфовой зонах
Online Zugang:	http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/56880
Tags:	Tag hinzufügen Keine Tags, Fügen Sie den ersten Tag hinzu!
Назва журналу:	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
Zitieren:	Влияние оптических свойств воды на динамику верхних слоев Черного моря в период с 1985 до 2001 гг. / А.И. Кубряков, В.В. Суслин, Т.Я. Чурилова, Г.К. Коротаев // Екологічна безпека прибережної та шельфової зон та комплексне використання ресурсів шельфу: Зб. наук. пр. — Севастополь, 2012. — Вип. 26, том 2. — С. 224-255. — Бібліогр.: 41 назв. — рос.

Institution

Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine

id	irk-123456789-56880
record_format	dspace
spelling	irk-123456789-568802014-02-27T03:02:13Z Влияние оптических свойств воды на динамику верхних слоев Черного моря в период с 1985 до 2001 гг. Кубряков, А.И. Суслин, В.В. Чурилова, Т.Я. Коротаев, Г.К. Экология Черного моря и рациональное природопользование в прибрежной и шельфовой зонах Влияние оптических характеристик морской воды на динамику и термодинамику вод в верхних слоях Черного моря исследуется с помощью модели циркуляции в σ-координатах, представляющей собой версию модели РОМ, и биооптической модели, описывающей проникновение коротковолновой радиации в толщу моря. Оценивается влияние оптического состояния моря на его гидродинамический режим в период конца ХХ столетия, в течение которого оптические свойства Черного моря претерпевали значительные изменения. Сопоставляются результаты двух модельных расчетов для периода времени с 1985 до 2001 гг., в одном из которых оптические свойства морской воды считаются неизменными, а во втором – учитывается их пространственно-временная изменчивость на основе биооптической модели для условий, приближенных к реальным. Для задания атмосферного воздействия используются данные реанализа ERA – 40. Вплив оптичних характеристик морської води на динаміку та термодинаміку вод у верхніх шарах Чорного моря досліджується за допомогою моделі циркуляції в сигма-координатах, що представляє собою версію моделі РОМ і біооптичної моделі, яка описує проникнення короткохвильової радіації в товщу моря. Оцінюється вплив оптичного стану моря на його гідродинамічний режим в період кінця ХХ сторіччя, протягом якого оптичні властивості Чорного моря зазнавали значнихзмі н. Зіставляються результати двохмоде льнихрозрах унків для періоду часу з 1985 до 2001 рр., в одному з якихоп тичні властивості морської води вважаються незмінними, а в другому – враховується їх просторово-часова мінливість на основі біооптичної моделі для умов, наближенихд о реальних. Для завдання атмосферного впливу використовуються дані реаналізу ERA – 40. The impact of the optical characteristics of the sea water on the dynamics and thermodynamics of the upper layers of the Black Sea is studied using the circulation σ- coordinate model. The model is a POM-based model coupled with bio-optical model, which describes the penetration of short-wave radiation to the sea. The influence of the optical characteristics on the hydrodynamic regime at the end of XX century, when the optical properties of the Black Sea significant changed, is estimated. The results of two model runs, with and without bio-optical block, are compared for the period from 1985 to 2001. At the first run the optical properties of sea water are held constant, while at another one spatiotemporal variability of the optical characteristic conditions close to real on the basis of bio-optical model is taken into account. The reanalysis ERA-40 data are used to set the atmospheric forcing. 2012 Article Влияние оптических свойств воды на динамику верхних слоев Черного моря в период с 1985 до 2001 гг. / А.И. Кубряков, В.В. Суслин, Т.Я. Чурилова, Г.К. Коротаев // Екологічна безпека прибережної та шельфової зон та комплексне використання ресурсів шельфу: Зб. наук. пр. — Севастополь, 2012. — Вип. 26, том 2. — С. 224-255. — Бібліогр.: 41 назв. — рос. 1726-9903 http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/56880 551.465 ru Екологічна безпека прибережної та шельфової зон та комплексне використання ресурсів шельфу Морський гідрофізичний інститут НАН України
institution	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
collection	DSpace DC
language	Russian
topic	Экология Черного моря и рациональное природопользование в прибрежной и шельфовой зонах Экология Черного моря и рациональное природопользование в прибрежной и шельфовой зонах
spellingShingle	Экология Черного моря и рациональное природопользование в прибрежной и шельфовой зонах Экология Черного моря и рациональное природопользование в прибрежной и шельфовой зонах Кубряков, А.И. Суслин, В.В. Чурилова, Т.Я. Коротаев, Г.К. Влияние оптических свойств воды на динамику верхних слоев Черного моря в период с 1985 до 2001 гг. Екологічна безпека прибережної та шельфової зон та комплексне використання ресурсів шельфу
description	Влияние оптических характеристик морской воды на динамику и термодинамику вод в верхних слоях Черного моря исследуется с помощью модели циркуляции в σ-координатах, представляющей собой версию модели РОМ, и биооптической модели, описывающей проникновение коротковолновой радиации в толщу моря. Оценивается влияние оптического состояния моря на его гидродинамический режим в период конца ХХ столетия, в течение которого оптические свойства Черного моря претерпевали значительные изменения. Сопоставляются результаты двух модельных расчетов для периода времени с 1985 до 2001 гг., в одном из которых оптические свойства морской воды считаются неизменными, а во втором – учитывается их пространственно-временная изменчивость на основе биооптической модели для условий, приближенных к реальным. Для задания атмосферного воздействия используются данные реанализа ERA – 40.
format	Article
author	Кубряков, А.И. Суслин, В.В. Чурилова, Т.Я. Коротаев, Г.К.
author_facet	Кубряков, А.И. Суслин, В.В. Чурилова, Т.Я. Коротаев, Г.К.
author_sort	Кубряков, А.И.
title	Влияние оптических свойств воды на динамику верхних слоев Черного моря в период с 1985 до 2001 гг.
title_short	Влияние оптических свойств воды на динамику верхних слоев Черного моря в период с 1985 до 2001 гг.
title_full	Влияние оптических свойств воды на динамику верхних слоев Черного моря в период с 1985 до 2001 гг.
title_fullStr	Влияние оптических свойств воды на динамику верхних слоев Черного моря в период с 1985 до 2001 гг.
title_full_unstemmed	Влияние оптических свойств воды на динамику верхних слоев Черного моря в период с 1985 до 2001 гг.
title_sort	влияние оптических свойств воды на динамику верхних слоев черного моря в период с 1985 до 2001 гг.
publisher	Морський гідрофізичний інститут НАН України
publishDate	2012
topic_facet	Экология Черного моря и рациональное природопользование в прибрежной и шельфовой зонах
url	http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/56880
citation_txt	Влияние оптических свойств воды на динамику верхних слоев Черного моря в период с 1985 до 2001 гг. / А.И. Кубряков, В.В. Суслин, Т.Я. Чурилова, Г.К. Коротаев // Екологічна безпека прибережної та шельфової зон та комплексне використання ресурсів шельфу: Зб. наук. пр. — Севастополь, 2012. — Вип. 26, том 2. — С. 224-255. — Бібліогр.: 41 назв. — рос.
series	Екологічна безпека прибережної та шельфової зон та комплексне використання ресурсів шельфу
work_keys_str_mv	AT kubrâkovai vliânieoptičeskihsvojstvvodynadinamikuverhnihsloevčernogomorâvperiods1985do2001gg AT suslinvv vliânieoptičeskihsvojstvvodynadinamikuverhnihsloevčernogomorâvperiods1985do2001gg AT čurilovatâ vliânieoptičeskihsvojstvvodynadinamikuverhnihsloevčernogomorâvperiods1985do2001gg AT korotaevgk vliânieoptičeskihsvojstvvodynadinamikuverhnihsloevčernogomorâvperiods1985do2001gg
first_indexed	2025-07-05T08:09:29Z
last_indexed	2025-07-05T08:09:29Z
_version_	1836793693713989632
fulltext	224 © А.И. Кубряков, В.В. Суслин, Т.Я. Чурилова, Г.К. Коротаев, 2012 УДК 551.465 А.И. Кубряков1, В.В. Суслин1, Т.Я. Чурилова2, Г.К. Коротаев1 1 Морской гидрофизический институт НАН Украины, г. Севастополь 2 Институт биологии южных морей, г. Севастополь ВЛИЯНИЕ ОПТИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ВОДЫ НА ДИНАМИКУ ВЕРХНИХ СЛОЕВ ЧЕРНОГОМОРЯ В ПЕРИОД С 1985 ДО 2001 ГГ. Влияние оптических характеристик морской воды на динамику и термодинамику вод в верхних слоях Черного моря исследуется с помощью модели циркуляции в σ-ко- ординатах, представляющей собой версию модели РОМ, и биооптической модели, опи- сывающей проникновение коротковолновой радиации в толщу моря. Оценивается влияние оптического состояния моря на его гидродинамический режим в период конца ХХ столетия, в течение которого оптические свойства Черного моря претерпевали зна- чительные изменения. Сопоставляются результаты двух модельных расчетов для пе- риода времени с 1985 до 2001 гг., в одном из которых оптические свойства морской воды считаются неизменными, а во втором – учитывается их пространственно-времен- ная изменчивость на основе биооптической модели для условий, приближенных к ре- альным. Для задания атмосферного воздействия используются данные реанализа ERA – 40. КЛЮЧЕВЫЕ СЛОВА: Черное море, гидродинамический режим, биооптиче- ская модель. Введение. Важным вопросом при моделировании изменчивости верх- них слоев океана является природа взаимодействия океанической биоты, океанической динамики и проникновения падающего на поверхность океа- на излучения. Циркуляция океана и процессы перемешивания оказывают существен- ное влияние на биологическую продуктивность океана, поскольку большая часть необходимых питательных веществ в верхние слои океана поступает из глубинных слоев. В свою очередь, биота модулирует проникновение солнечной радиации и тем самым контролирует структуру поля температу- ры и стратификацию в верхних слоях океана. Таким образом, существует возможность обратной связи между океанической биотой и физическим со- стоянием океана [1]. Световые условия в море определяются потоком солнечной энергии, падающей на поверхность, и оптическими свойствами морской среды, а именно поглощением и рассеянием света [2]. На долю фотосинтетически активной радиации – ФАР (от 400 до 700 нм) приходится около половины всей солнечной энергии. В поглощении и рассеянии вещество (взвешенное и растворенное). Коэффициенты поглощения и рассеяния света зависят от численности фитопланктона, его таксономической, размерной структуры и концентрации пигментов в клетках, от содержания окрашенного растворен- ного органического вещества, органического детрита и неорганической взвеси. До недавнего времени были известны только единичные измерения 225 спектральных коэффициентов поглощения света взвешенным веществом в Черном море [3]. Наиболее распространенным методом оценки прозрачно- сти воды было определение глубины видимости белого диска [4]. В послед- нее десятилетие в Черном море проведены многочисленные измерения по- глощения света фитопланктоном, взвешенным и растворенным веществом [5 – 8], которые позволили выполнить параметризацию поглощения света основными оптически активными компонентами с высоким спектральным разрешением и выявить сезонные и региональные особенности биооптиче- ских характеристик в Черном море [9]. Еще ранее была найдена возмож- ность корректной оценки коэффициента обратного рассеяния света части- цами взвеси, содержащейся в морской воде, по спутниковым данным [10]. Целый ряд океанографических приложений, в таких направлениях как оценка показателей продуктивности вод, образование первичной продукции, нагрев моря за счет диссипации солнечного света и др. [11], требует корректно- го учета проникающей в верхний слой воды коротковолновой радиации. Так, для более точного описания процессов, протекающих в морях и океанах на различных пространственных и временных масштабах, с целью диагноза и прогноза состояния морской среды разрабатываются комплекс- ные модели экосистемы, включающие в себя гидродинамические, биологи- ческие и оптической блоки. Однако, существующие модели часто исполь- зуют очень сложную гидродинамику и все более сложную структуру биоты, но, по-прежнему, очень упрощенную оптику. Этого дисбаланса, вероятно, можно избежать, развивая оптический блок. Однако, прежде чем усложнять оптическую модель, включая в нее более подробное описание оптических процессов, следует оценить насколько они будут влиять на гидродинамику. И если это влияние будет пренебрежимо мало, то, очевидно, что «овчинка выделки не стоит». И, кроме увеличения времени расчетов, это не даст же- лаемого приближения к реальности. До недавнего времени наиболее популярные и часто используемые мо- дели общей циркуляции океана не учитывали эффекты проникновение ко- ротковолновой солнечной радиации в морские глубины. Впоследствии в целом ряде работ было показано, что учет этого эффекта позволяет более точно описать динамику и термохалинную структуру вод, особенно в верх- них слоях. Однако, как правило, эти эффекты учитываются в очень упро- щенном виде, основываясь на предположении о постоянстве глубины зату- хания коротковолновой солнечной радиации. И лишь в последнее время появился целый ряд работ, в которых с использованием спутниковых дан- ных о цвете океана исследуется пространственно-временная изменчивость прозрачности вод, в том числе обусловленной фитопланктоном, опреде- ляющая глубину проникновения солнечной радиации и, в конечном счете, влияющая на динамику и термодинамику [12 – 16]. Так, в работе [15] выявлено, что в Аравийском море пигменты фито- планктона, поглощающие солнечное излучение, существенно влияют на тепловой баланс верхнего перемешанного слоя, в частности, этот «биологи- ческий прогрев» может приводить к увеличению температуры верхнего пе- ремешанного слоя на 0,6 °С и к уменьшению его толщины, в то время как в нижележащих слоях температура снижается за счет уменьшения проникно- 226 вения солнечного излучения. В работе [16] показано, что температурные градиенты, возникающие из-за поглощения фитопланктоном солнечного излучения, способствуют отдаленному отклику в экваториальном апвеллин- ге в восточной части Тихого океана. Ряд работ Кара с соавторами посвящен рассмотрению этой проблемы в приложении к Черному морю [17, 18]. В этих работах предлагается схема расчета проникающей радиации на основе среднемесячных значений коэф- фициента ослабления, вычисленного по спутниковым данным Sea-Viewing Wide Field-of-View Sensor (SeaWiFS) за 1997–2001 гг. и исследуется клима- тический отклик моря на климатическую изменчивость прозрачности вод на основе модели HYCOM (HYbrid Coordinate Ocean Model). Проведенные при этом модельные расчеты показали, что пренебрежение пространственной и временной изменчивостью глубины затухания может привести к нереаль- ным особенностям в структуре поверхностных течений и температуры на месячных временных масштабах. В работе [19] с использованием модели общей циркуляции Атлантиче- ского океана исследуются эффекты влияния межгодовой изменчивости концентрации хлорофилла-«а» на поверхностную температуру. Для вычис- ления коэффициента затухания использовались среднемесячные данные SeaWiFS за период с 1997 по 2003 гг. Здесь также делается вывод о значи- тельных вариациях в поверхностной температуре в численных эксперимен- тах с учетом и без учета влияния хлорофилла-«а» на проникновение излу- чения. Однако, при сопоставлении результатов расчетов межгодовой из- менчивости океана, проведенных с использованием среднемесячных и кли- матических среднемесячных (осредненных за шесть рассматриваемых лет) данных о содержании хлорофилла-«а», делается вывод о том, что отличия пренебрежимо малы, и эффектом межгодовой изменчивости прозрачности можно пренебречь. По-видимому, такой результат является следствием то- го, что используемая модель циркуляции имела очень грубое разрешение по вертикали: толщины верхних пяти слоев равнялись 20 м каждый. Это не позволило достаточно хорошо описать динамику верхнего перемешанного слоя и, как следствие, существенно снизило чувствительность модели к ис- следуемому эффекту, поскольку влияние поглощение света фитопланкто- ном на структуру поверхностной температуры ожидается более значитель- ным там и тогда, где и когда толщина верхнего перемешанного слоя доста- точно мала [13, 14, 16]. Цель работы – показать, что в Черном море, как в бассейне со значи- тельным содержанием биологической компоненты, оптические свойства воды при моделировании общей циркуляции могут оказывать существенное влияние на термохалинную структуру, даже если они не связаны непосред- ственно с биологической моделью. При этом поставлена задача исследовать влияние межгодовой изменчивости прозрачности вод на изменчивость тер- мохалинной структуры и циркуляции вод в верхних слоях Черного моря в период с 1985 по 2000 гг. Наша гипотеза состоит в том, что наличие раство- ренного органического вещества, детрита и фитопланктона в верхних слоях моря, косвенно (и, возможно, непосредственно) вносит заметный вклад в изменчивость циркуляции моря через плавучесть. 227 1. Гидродинамическая модель. Для расчетов применялась адаптиро- ванная к условиям Черного моря версия POM2K модели океанической цирку- ляции Принстонского университета (Princeton Ocean Model – РОМ) [20, 21]. Модель основана на полной системе уравнений термогидродинамики океана со свободной поверхностью в приближении Буссинеска, гидростатики и несжи- маемости жидкости. В модели используется так называемая σ-координата, при этом вертикальная, направленная вертикально вверх, декартова z-координата преобразуется в σ-координату по формуле η ησ + −= H z , (1) так что свободная поверхность моря )( t,y,xz η= представляется в преобра- зованных координатах поверхностью 0=σ , а рельеф морского дна )( y,xHz = – поверхностью 1−=σ , где y,x – горизонтальные декартовы координаты, направленные на восток и север соответственно, t – время. То- гда уравнения неразрывности и сохранения момента количества движения имеют вид: 0 ty DV x DU = ∂ ∂+ ∂ ∂+ ∂ ∂+ ∂ ∂ η σ ω , (2) x M' 0 ' ''' 0 2 2 FU D Kd x D Dx gD x gD fVDU y UVD x DU t DU + ⎥ ⎦ ⎤ ⎢ ⎣ ⎡ ∂ ∂ ∂ ∂= ⎥ ⎥ ⎦ ⎤ ⎢ ⎢ ⎣ ⎡ ∂ ∂ ∂ ∂− ∂ ∂+ ∂ ∂+ +− ∂ ∂+ ∂ ∂+ ∂ ∂+ ∂ ∂ ∫ σσ σ σ ρσρ ρ η σ ω σ , (3) y M' 0 ' ''' 0 2 2 FV D Kd y D Dy gD y gD fUDV x UVD y DV t DV + ⎥ ⎦ ⎤ ⎢ ⎣ ⎡ ∂ ∂ ∂ ∂= ⎥ ⎥ ⎦ ⎤ ⎢ ⎢ ⎣ ⎡ ∂ ∂ ∂ ∂− ∂ ∂+ ∂ ∂+ ++ ∂ ∂+ ∂ ∂+ ∂ ∂+ ∂ ∂ ∫ σσ σ σ ρσρ ρ η σ ω σ , (4) где D = H + η . Уравнения переноса – диффузии тепла и соли следующие: ;1 σσσσ ω ∂ ∂−+ ⎥ ⎦ ⎤ ⎢ ⎣ ⎡ ∂ ∂ ∂ ∂= ∂ ∂+ ∂ ∂+ ∂ ∂+ ∂ ∂ I D FT D KT y TVD x TUD t TD T H (5) S H FS D KS y SVD x SUD t SD + ⎥ ⎦ ⎤ ⎢ ⎣ ⎡ ∂ ∂ ∂ ∂= ∂ ∂+ ∂ ∂+ ∂ ∂+ ∂ ∂ σσσ ω . (6) В вышеприведенных уравнениях: U,V – компоненты скорости течений вдоль осей y,x ; ρ′ – относительная плотность морской воды; H – глубина мо- ря; g – ускорение свободного падения; KM и KH – коэффициенты вертикальной 228 турбулентной вязкости и диффузии соответственно; S – соленость; T – потен- циальная температура; f – параметр Кориолиса; I – коротковолновая радиация. В уравнении неразрывности (2) ω есть скорость, нормальная к σ-по- верхности, которая связана с вертикальной скоростью соотношением: tt D yy Dv xx Duw ∂ ∂+ ∂ ∂+ ⎟ ⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂+ ∂ ∂+⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂+ ∂ ∂+= ησησησω . (7) Для параметризации вертикального перемешивания в модель включена модель турбулентности с уровнем замыкания 2.5, основанная на гипотезах турбулентности Ротта-Колмогорова, и обобщенной Меллором и Ямадой [22] на случай стратифицированного потока. Согласно этой модели коэф- фициенты вертикальной турбулентной вязкости KM и диффузии KH выра- жаются через параметры устойчивости SM и S Н : (KM , K Н ) = lq (SM , S Н ), (8) где l – турбулентный масштаб длины; ½q2 – кинетическая энергия турбу- лентности. SM и S Н в свою очередь являются функциями числа Ричардсона: 2 22 q NlGH −= и выражаются через него следующим образом: ]61[)183(1[ 1122122 B/AAGAABAS HH −=+− , ]631[])918[(]91[ 111121 2 121 B/ACAGAAASGAAS HHHM −−=+−− , N – частота Вяйсяля-Брента; 12121 C,B,B,A,A – эмпирические константы. Уравнения переноса для½q2 и макромасштаба турбулентности q2l имеют вид: 2q 1 3 H 0 22 M 2 q 2222 F lB Dq2Kg2VU D K2q D K q y DVq x DUq t Dq +− ∂ ∂+ ⎥ ⎥ ⎦ ⎤ ⎢ ⎢ ⎣ ⎡ ⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂+⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂+ ⎥ ⎥ ⎦ ⎤ ⎢ ⎢ ⎣ ⎡ ∂ ∂ ∂ ∂= = ∂ ∂+ ∂ ∂+ ∂ ∂+ ∂ ∂ σ ρ ρσσσσ σ ω , (9) lqH 0 3 22 M 1 2 q 2222 2FWKgEVU D KlE lq D K s ql y lDVq x lDUq t lDq + ⎟ ⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂+ ⎥ ⎥ ⎦ ⎤ ⎢ ⎢ ⎣ ⎡ ⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂+⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂+ + ⎥ ⎥ ⎦ ⎤ ⎢ ⎢ ⎣ ⎡ ∂ ∂ ∂ ∂= ∂ ∂+ ∂ ∂+ ∂ ∂+ ∂ ∂ σ ρ ρσσ σσ ω , (10) 229 где qq lqSK = , 2 21 ⎥ ⎦ ⎤ ⎢ ⎣ ⎡+≡ kL lEW – функция «пристеночной близости»; k – кон- станта Кармана; zHzL + + − = 111 η , σσ ρ σ ρ ∂ ∂− ∂ ∂≡ ∂ ∂ p c ~ s 2 1 ; sc – скорость звука. Члены, описывающие горизонтальные турбулентные вязкость и диффузию имеют вид: )()( xyxxx H y H x F ττ ∂ ∂+ ∂ ∂≡ ; )()( yyxyy H y H x F ττ ∂ ∂+ ∂ ∂≡ , (11) где x UAMxx ∂ ∂= 2τ , ⎟ ⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂+ ∂ ∂== x V y UAMyxxy ττ , y VAMyy ∂ ∂= 2τ . Аналогично ( ) ( )yx Hq y Hq x F ∂ ∂+ ∂ ∂≡φ , где x Aq Hx ∂ ∂≡ φ , y Aq Hy ∂ ∂≡ φ . Функция φ представляет T, S, q2 или q2l (см. ниже). Коэффициенты го- ризонтальной турбулентной вязкости и диффузии полагаются постоянными. 2. Конечно-разностная аппроксимация. При конечно-разностной ап- проксимации исходных уравнений модели по пространству применяется сетка С по терминологии Аракавы [23]. Используется алгоритм разделения по модам [24], так что решение ищется отдельно для бароклинной и баро- тропной мод, по времени используется схема «чехарда». При решении уравнений для бароклинной моды используется полунеявная схема [25]. Сначала рассчитываются по явной схеме члены, описывающие адвекцию и горизонтальную диффузию. Затем вычисляются по неявной схеме слагае- мые, описывающие вертикальную диффузию. Следовательно, если перепи- сать, например, уравнения (5) и (6) в виде: ⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂ ∂ ∂=−+ ∂ ∂ σσ CK D CDifCAdv t DC H 1)()( , (12) где Adv (С) и Dif (С) представляют адвективные и горизонтально-диф- фузионные члены соответственно, то решение ищется на двух шагах. Адвек- тивные и горизонтально-диффузионные члены вычисляются явно из уравнения 230 )()( 2 1 111 − −−+ +−= Δ − nn nnn CDifCAdv t CDCD , (13) а диффузионный по вертикали член рассчитывается методом прогонки из уравнения n C n Hn nnn QCK Dt CDCD + ⎟ ⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂ ∂ ∂= Δ − + + +++ σσ 1 1 111 1 2 . (14) Во избежание расщепления решения на четных и нечетных шагах по времени используется слабый фильтр Айселина [26], т.е. решение сглажи- вается на каждом шаге по времени: ( )11 2 2 −+ +−+= nnn S CCCCC α �� (15) где SC – сглаженное решение; параметр 050,=α . Конечно-разностная аппроксимация уравнений (9), (10) такая же, как и для уравнений движения. 3. Граничные и начальные условия. Для решения приведенной сис- темы дифференциальных уравнений необходимо задать граничные и на- чальные условия. На твердой боковой границе используются условия при- липания для скоростей потока и равенства нулю нормальных потоков соли, тепла и количества движения. На поверхности моря 0=σ задаются напряжение трения ветра и пото- ки тепла и соли: )( 00 0 yx M ,V,U H K ττ σσ ρ =⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂ ∂ ∂ , (16) ⎟ ⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎜ ⎝ ⎛ =⎟ ⎠ ⎞ ⎜ ⎝ ⎛ ∂ ∂ ∂ ∂ S p H Q, c QS,T H K 0 0 ρσσ , (17) где yx , 00 ττ – компоненты напряжения трения ветра; Q0 – суммарный поток тепла, а QS – поток соли на границе «море-атмосфера». На дне моря 1−=σ потоки тепла и соли равны нулю, а для скоростей используется аналогичное граничное условие с соответствующей заменой компонент напряжений на ),(),( 0 bbbDbybx vuVCρττ = . Коэффициент трения СD = MAX{k2[ln(H+zb)/z0]-2; 0; 0,0025}зависит от разрешения придонного пограничного слоя. Здесь bz – глубина залегания ближайшего ко дну узла расчетной сетки; bV – вектор скорости течений в 231 этом узле; bb v,u – его компоненты; k = 0,4; 0z – параметр шероховатости морского дна, принятый в настоящей работе равным 1 см. Для ω на поверх- ности и на дне задаются условия ω (0) = ω (-1) = 0. В модели учитывается сток рек в бассейн моря, а также обмен водами с Азовским морем через Керченский пролив и с Мраморным морем через пролив Босфор, где, как известно, вода вытекает из Черного моря в верхнем слое (верхнебосфорское течение) и втекает в нижнем (нижнебосфорское течение). Обусловленные этими процессами изменения температуры, солености и уров- ня моря рассчитываются в соответствии с алгоритмом, предложенном для ис- пользования в модели ECOM3D (Three dimensional Estuarine Coastal Ocean Model) [27]. Согласно этому алгоритму в столбе жидкости, ограниченном свер- ху ячейкой, в которую впадают реки, на каждом временном шаге рассчитыва- ются изменения уровня моря, температуры и солености воды, причем предпо- лагается, что поступившая вода мгновенно перемешивается от поверхности до заданной глубины. Аналогично рассчитываются изменения указанных харак- теристик в Керченском проливе и в проливе Босфор при рассмотрении нижне- босфорского течения, с тем отличием, что поступающая вода перемешивается не от поверхности, а от заданной глубины до дна. Влияние же верхнебосфор- ского течения сказывается лишь на изменении уровня моря в соответствующих ячейках, а температура и соленость воды при этом не меняются. В рассматриваемой задаче задавались среднемесячные климатические значения температуры и солености втекающей в море воды, а также расходов основных рек, впадающих в Черное море, и верхнебосфорского течения. В качестве начальных условий для температуры и солености на каждом горизонте были взяты средние по площади моря климатические значения. Ос- тальные параметры в начальный момент времени полагались равными нулю. 4. Параметры задачи. Расчетная область ограничена меридианами 27,8° в.д. на западе и 41,8° в.д. на востоке и параллелями 40,875° с.ш. на юге и 46,312° с.ш. на севере. Расчеты проводились на сетке с шагами по гори- зонтали 0,1° вдоль параллели и 0,0625° вдоль меридиана. По вертикали ис- пользовалось двадцать шесть σ -поверхностей: 0,000; -0,003; -0,006; -0,009; -0,012; -0,015; -0,020; -0,025; -0,030; -0,035; -0,040; -0,045; -0,050; -0,055; -0,060; -0,067; -0,075; -0,090; -0,140; -0,200; -0,330; -0,500; -0,670; -0,830; -0,910; -1,000. Коэффициенты турбулентного обмена импульсом, теплом и солью по горизонтали принимались равными: MA = 300 м2/с, HA = 60 м2/с со- ответственно. Шаг по времени полагался равным: для баротропной моды – 10 сек, для бароклинной моды – 5 мин. Эмпирические константы ( 12121 C,B,B,A,A ) = (0,92, 16,6, 0,74, 10,1, 0,08); =1E 1,8; =2E 1,33,; =3E 1,0; =qS 0,2. В качестве внешнего атмосферного воздействия использовался среди- земноморский массив глобального реанализа ERA – 40 (ECMWF 40 Year Re- analysis), созданный в Европейском центре среднесрочных прогнозов пого- ды ECMWF (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts) [28] с пространственном разрешением 1,125°× 1,125° и временной дискретностью 6 часов. Для проведения вычислений использовались следующие характе- ристики: температура на поверхности моря TS, потоки коротковолновой 232 QSWR и длинноволновой радиации QLWR, потоки явного QS и скрытого тепла QL, обложные PLS и конвективные осадки PC, и испарение E. По ним вычис- лялись значения параметров в правой части соотношения (17): )(10251 5 0 TT,QQQQQ SSWRLSLWR −⋅⋅++++= − , (18) )( CLSS PPESQ −−⋅−= . (19) Компоненты касательного напряжения ветра определялись по данным о направлении и модуле скорости ветра на высоте 10 м, причем модуль каса- тельного напряжения ветра вычислялся по формуле: 2VC ad ρτ = , где ρa – плотность воздуха, V – модуль скорости ветра. Коэффициенты трения dC рассчитывались согласно [29, 30]: ⎪ ⎪ ⎩ ⎪ ⎪ ⎨ ⎧ ×+ × ×−+ = − − − ,V , ,VV C 2 d 3 3 3 10)0,065(0,49 101,2 10)0,06160,0788(0,934 (20) Исходные поля ERA – 40 были интерполированы кригинг-методом на сетку 0,1º× 0,0625º и сглажены девятиточечным фильтром Гаусса тремя итерациями [31]. Данные о среднемесячных климатических значениях расходов основных рек, впадающих в Черное море, через Керченский пролив и верхнебосфорского течения приведены в табл. 1. Положительные значения указывают на то, что вода поступает в Черное море, а отрицательные – вытекает из него. Значения расходов воды через нижнебосфорское течение являются наибо- лее трудно определяемыми, и их величины, приводимые в соответствующих, достаточно многочисленных, литературных источниках значительно отлича- ются друг от друга. Поэтому в рассматриваемой задаче величина расхода через нижнебосфорское течение оценивалась исходя из предположения, что в целом за год масса воды в Черном море остается постоянной. Т.е. при суммировании за год стока рек, расходов через Босфор и Керченский проливы, а также осад- ков и испарения по всей площади моря получается ноль. Все параметры атмосферного воздействия и стока через боковые границы интерполировались линейно на каждый шаг по времени бароклинной моды. Описанная модель ранее успешно применялась как для описания климати- ческой изменчивости, так и для реанализа гидрофизических полей Черного мо- ря [31 – 34]. 5. Биооптическая модель. В основу регионального подхода при спек- тральном моделировании подводной облученности ( )( λ,zEd ) положена Бедфордская модель [11]. Для учета биооптических особенностей Черного моря эта модель была модифицирована на основании результатов парамет- � при V < 4 м/с; при 4 ≤ V < 11 м/с; при V ≥ 11 м/с; 23 3 Т а б л и ц а 1 . С р е д н е м е с я ч н ы е к л и м а т и ч е с к и е з н а ч е н и я р а с х о д о в р е к ч е р е з К е р ч е н с к и й п р о л и в и в е р х н е б о с ф о р с к о г о т е ч е н и я (м 3 /с ). Д у н а й Д н е с т р Д н е п р К о д о р и И н г у р и Р и о н и Е ш и л ь К и з и л С а к а р ь я К е р ч е н с к и й п р о л и в В е р х н и й Б о с ф о р 59 28 ,2 1 17 1, 12 11 48 ,3 8 33 0, 82 33 0, 82 33 0, 82 31 4, 35 31 4, 35 31 4, 35 68 4, 45 -1 35 02 ,9 3 48 71 ,0 9 17 1, 12 12 01 ,6 1 31 6, 88 31 6, 88 31 6, 88 38 1, 52 38 1, 52 38 1, 52 87 ,4 5 -1 19 74 ,2 9 60 99 ,3 2 25 0, 97 14 90 ,6 1 49 0, 53 49 0, 53 49 0, 53 41 8, 28 41 8, 28 41 8, 28 23 9, 55 -2 02 33 ,4 8 84 56 ,9 2 33 8, 43 15 70 ,4 6 78 8, 40 78 8, 40 78 8, 40 41 1, 95 41 1, 95 41 1, 95 10 2, 65 -2 49 18 ,2 4 86 05 ,2 2 31 5, 61 19 58 ,3 2 93 4, 16 93 4, 16 93 4, 16 29 6, 60 29 6, 60 29 6, 60 11 4, 08 -2 24 38 ,9 7 75 29 ,0 9 31 1, 81 12 51 ,0 5 76 1, 78 76 1, 78 76 1, 78 22 9, 42 22 9, 42 22 9, 42 -1 21 ,6 2 -1 62 21 ,7 7 59 54 ,8 3 25 0, 97 94 6, 84 53 8, 70 53 8, 70 53 8, 70 12 1, 68 12 1, 68 12 1, 68 77 1, 92 -4 69 2, 37 44 29 ,9 9 23 9, 56 70 7, 28 37 1, 38 37 1, 38 37 1, 38 86 ,1 9 86 ,1 9 86 ,1 9 83 6, 55 -1 34 9, 91 41 41 ,0 0 22 8, 15 72 6, 29 28 6, 46 28 6, 46 28 6, 46 12 8, 02 12 8, 02 12 8, 02 39 9, 25 -6 68 4, 92 44 64 ,2 2 19 3, 93 95 4, 45 36 1, 24 36 1, 24 36 1, 24 16 9, 85 16 9, 85 16 9, 85 10 98 ,9 0 -8 23 2, 57 47 83 ,6 3 23 9, 56 13 27 ,1 0 42 9, 69 42 9, 69 42 9, 69 18 3, 79 18 3, 79 18 3, 79 39 5, 45 -1 48 11 ,0 1 61 63 ,9 7 20 1, 54 15 05 ,8 2 38 7, 86 38 7, 86 38 7, 86 28 9, 00 28 9, 00 28 9, 00 11 10 ,3 4 -1 75 10 ,8 4 233 � � 234 ризации поглощения и рассеяния света основными оптически активными компонентами в Черном море [9, 10]. Интегральную величину ФАР, па- дающую на поверхность моря, трансформировали в спектральное распре- деление солнечной энергии в соответствии с [35]. Потери за счет отражения при прохождении солнечного излучения через поверхность моря принима- ли равными 6 % [4]. Проникающая солнечная радиация ( )( λ,zEd ) состоит из прямого ( )( λ,zEd d ) и перераспределенного атмосферой ( )( λ,zEs d ) диф- фузного солнечного излучения: z,zks d z,zkd dd s d d d e,zzEe,zzE,zE Δ−Δ− ⋅Δ−+⋅Δ−= )()( )()()( λλ λλλ , где )( λ,zk d d и )( λ,zk s d – коэффициенты вертикального ослабления для пря- мого и диффузного света, соответственно. Коэффициент )( λ,zk d d рассчитывали по формуле: db d d /,zb,za,zk θλλλ cos)]()([)( += , где )( λ,za – коэффициент поглощения света, )( λ,zbb – коэффициент об- ратного рассеяния света, dθ – угол распространения световой энергии в водной толще. Коэффициент )( λ,zk s d рассчитывали следующим образом: 830)]()([)( ,/,zb,za,zk b s d λλλ += . В каждый момент времени и в каждой точке области облученность на глубине z вычислялась по формуле: λλ dEzPAR d∫ = нм 700 нм 400 )(z,)( . (21) Как видно из выражений для )( λ,zk d d и )( λ,zk s d проникновение корот- коволновой радиации в верхний слой моря определяется суммарными ко- эффициентами поглощения и обратного рассеяния света морской водой. Биооптическая модель предполагает несколько входных параметров: )440(CDOMa – коэффициент поглощения света окрашенным растворенным органическим веществом на длине волны 440 нм, CDOMS – константа, опи- сывающая спектральное поведение поглощения растворенной органикой, aC – концентрация хлорофилла-«а», * pa – спектральный коэффициент удельного поглощения частицами взвеси, (555)bpb – коэффициент обратно- го рассеяния света частицами взвеси в спектральном канале 555 нм, n – константа, описывающая спектральное поведение коэффициента обрат- ного рассеяния света частицами взвеси. Опишем ниже их функциональные связи подробнее. 235 Поглощение света – один из основных показателей оптических свойств морской воды. В поглощении проникающей в водную толщу солнечной энер- гии участвуют взвешенное и растворенное вещество, а так же сама вода. Спек- тральное и вертикальное распределение коэффициентов поглощения света у этих компонентов существенно различается. Коэффициент поглощения света )( λ,za состоит из поглощения света чистой водой ( wa ), взвешенными части- цами ( pa ) и окрашенным растворенным органическим веществом ( CDOMa ): )()()()( λλλλ CDOMpw a,zaa,za ++= . Для оценки спектра поглощения света чистой водой )(λwa использовали данные [36]. Коэффициент )( λ,za p зависит от относительного поглощения света неживой взвесью, концентрации пигментов, видового состава фито- планктона, размеров клеток и внутриклеточной концентрации пигментов. Параметризация связи между )( λ,za p и aC учитывает разные районы моря, теплый и холодный период, сезонный термоклин, что отражает влия- ние факторов среды на оптические свойства фитопланктона и его относи- тельного вклада в общее поглощение света взвешенным веществом )()()( zCa,za a * pp ⋅= λλ , где )(λ* pa – спектральный коэффициент удельного (нормированного на со- держание хлорофилла-«а») поглощения частицами взвеси. Количественные характеристики )(λ* pa для Черного моря даны в работе [9]. Для учета сезонных особенностей вертикального распределения пиг- ментов были выделены два периода года: холодный (ноябрь-апрель) и теплый (май-октябрь). Для холодного времени года типично однородное распределе- ние пигментов по слою, а для теплого – неоднородное с глубинным максиму- мом около нижней границы зоны фотосинтеза. Изменение с глубиной концен- трации пигментов в теплый период года описывается распределением Гаусса с параметрами, полученными в результате параметризации вертикального рас- пределения хлорофилла-«а» по многолетним данным [37]. Спектральное распределение коэффициента CDOMa описывается экспо- ненциальной функцией: ))(exp()()( 00 λλλλ −⋅−⋅= CDOMCDOMCDOM Saa , где CDOMS – коэффициент, характеризующий изменение )(λCDOMa по спек- тру, нм-1; 0λ – 440 нм. Нами были использованы средние значения параметров, характерные для прибрежных ( (440)CDOMa = 0,0812 ± 0,039 м-1, CDOMS = 0,020 нм-1) и глубоководных ( )440(CDOMa = 0,100 ± 0,029 м-1, CDOMS = 0,018 нм-1) рай- 236 онов моря [9]. Отметим, что в данных расчетах мы считали, что aCDOM не зависит от глубины. Коэффициент обратного рассеяния состоит из рассеяния света водой ( bwb ) и частицами ( bpb ): )()()( λλλ ,zbb,zb bpbwb += . Известно, что рассеяние света водой в обратном направлении составля- ет 50 % от общего – )(λbwb [38]: )(0,5)( λλ wbw bb ⋅= . Спектральное распределение bpb восстанавливали по величине коэф- фициента при длине 555 нм [4]: n bpbp /zbzb −⋅= 555)(555) ,(),( λλ , где n – степенной коэффициент, который зависит от размеров частиц взве- си и изменяется от 0,3 при цветении крупных диатомовых водорослей до 1,5, когда в фитопланктоне преобладают кокколитофориды, сбрасывающие в воду огромное количество кокколит. В наших расчетах мы использовали значение n = 0,8, следуя [39]. При выполнении расчетов было сделано до- пущение, что вертикальное распределение коэффициента обратного рассея- ния взвесью 555)( ,zbbp происходит пропорционально концентрации хлоро- филла-«а» согласно (0))/(555) (0,,555)( aabpbp CzCbzb ⋅= , где (0)aC и )(zCa – концентрации хлорофилла-«а» на глубине 0 м и z м соответственно. 6. Численные эксперименты. Для оценки влияния оптического со- стояния моря на его гидродинамический режим был выбран двадцатилет- ний период конца ХХ столетия. Были проведены два расчета изменчивости циркуляции Черного моря в период с 1985 по 2001 гг. при идентичном за- дании начальных и граничных условий. Разница заключалась в вычислении последнего члена в правой части уравнения переноса тепла (5), который описывает проникновение коротковолновой радиации в толщу вод. В обоих случаях функция I в каждый момент времени t и в каждой точке области (x,y) рассчитывалась в зависимости от вертикальной декартовой координа- ты по формуле Паульсона-Симпсона [40]: ⎥ ⎥ ⎦ ⎤ ⎢ ⎢ ⎣ ⎡ ⋅−+⋅⋅= −− βα zz erert,y,xIt,z,y,xI )1()()( 0 . (22) 237 Однако в первом эксперименте параметры r, α и β полагались постоян- ными, их значения выбирались в соответствии с типом вод согласно [2]: r = 0,77; α = 1,5; β = 14, а множитель перед квадратными скобками в (22) полагался равным I0 = QSWR. Т.е. предполагалось, что в этой упрощенной модели подводной облученности вся коротковолновая радиация проникает в толщу вод, прозрачность которых постоянна во времени и пространстве. Во втором эксперименте использовалась усовершенствованная модель подводной облученности, в которой учитывались спектральный состав из- лучения, а также изменчивость прозрачности вод во времени и пространст- ве следующим образом. Поскольку весь поток коротковолновой радиации QSWR состоит из излуче- ния в диапазоне 200 – 4 000 нм, а фотосинтетически активная радиация PARS, приходящая на поверхность, лежит в диапазоне 400 – 700 нм, то полагалось: SWRS Q,PAR ⋅= 460 , (23) а с учетом потерь при отражении от поверхности моря фотосинтетически активная радиация PAR0 непосредственно под поверхностью моря полага- лась равной: SWRSWRS Q,Q,,PAR,PAR ⋅=⋅⋅=⋅= 441604609609600 . (24) И тогда множитель I0 в (22) полагался равным I0 = PAR0, а соотношение (18) принимало вид: )(1025155840 5 0 TT,Q,QQQQ SSWRLSLWR −⋅⋅+⋅+++= − . (25) Параметр r в (22) полагался постоянным и равным r = 0,65, а параметры α и β определялись из условия минимума функционала: ∫ −= = H dzt,x,yPARt,z,x,yPARt,x,yPARt,z,x,yI t,x,yt,x,yα 0 2 00 ))()/()()/(( ))(),(Ψ( β (26) где PAR(x,y,z,t) определяется из (21). Численная реализация формулы (26) выполнялась согласно: ∑ = −=Ψ N i ii PAR/zРARРAR/zI, 1 2 00 ))()(()( βα . (27) Согласно работе Маньковского В.И. с соавторами [4], оптические свой- ства Черного моря претерпевали значительные изменения в конце 80-х на- чале 90-х годов прошлого столетия. Исходя из этого, согласно [41] рассмат- риваемый период времени с 1985 по 2001 гг. можно условно разделить на три периода по степени прозрачности вод: «прозрачный» – до 1988 гг., «мутный» – с 1989 по 1992 гг. и «средний» – после 1992 г. в глубоководной части моря (см. рис. 1). Также принималось во внимание отличия прозрачности в мелковод- ных и глубоководных областях моря (см. рис. 2) и в теплые и холодные се- зоны года. , (26) 238 Рис . 1 . Периоды изменчивости прозрачности вод Черного моря. Следует отметить, что условное разделение рассматриваемого промежутка времени на «прозрачный»,�«мутный» и «средний» периоды проведено именно по отношению к реальным условиям Черного моря, а не по отношению к стан- дартной модели, используемой в первом эксперименте. Рис . 2 . Условное разделение на глубоководную (1) и мелковод- ную (2) области моря по степени различия в прозрачности вод. Пунктир – разрез вдоль меридиана 38° в.д. В табл. 2 показаны результаты определения r, α и β для соответствую- щих оптических режимов, а также дополнительно для каждого периода вре- мени приведены исходные данные биооптических параметров, которые бы- ли использованы при моделировании. Из данных, приведенных в табл. 2, видно, что учтены сезонные (холодный и теплый сезоны) и региональные особенности оптических свойств глубоководного и прибрежного районов Черного моря. В качестве основного фактора, приведшего к аномалии опти- ческих свойств воды в «мутный» период, в данной работе рассматривается цветение кокколитофорид в глубоководной части моря в летний сезон. В прибрежной части моря мы полагали, что значения r, α и β были постоянны для всех трех рассматриваемых периодов времени. Таким образом, была по- строена простая оптическая модель, которая в отсутствии спутниковых дан- ных в упрощенном виде, позволила учесть временные и пространственные особенности оптических характеристик морской воды в Черном море. � 47° 46° 45° 44° 43° 42° 41° 27° 29° 31° 33° 35° 37° 39° 41° Долгота, восточная Ш и р о т а , с е в е р н а я 1 2 2 2 Гидрологический разрез 239 Таблица 2 . Исходные данные биооптических параметров и результа- ты расчета коэффициентов r, α и β в зависимости от сезона и района мо- ря для трех периодов времени. Период времени/ Район (сезон) До 1988 г. «прозрачный» С 1989 до 1992гг. «мутный» После 1992 г. «средний» Глубоководный (теплый) aCDOM(440) = 0.1 м-1 С а = 0,2 мг м-3 bbp(555)= 0,001 м-1 n = 0,8 S = 0,018 нм-1 r = 0,65 α = 5,5 м β = 12 м aCDOM(440) = 0,1 м-1 С а = 0,7 мг м-3 bbp(555) = 0,010 м-1 n = 0,8 S = 0,018 нм-1 r = 0,65 α = 4,6 м β = 10 м aCDOM(440) = 0,1 м-1 С а = 0,3 мг м-3 bbp(555) = 0,004 м-1 n = 0,8 S = 0,018 нм-1 r=0,65 α = 5,2 м β = 11 м Глубоководный (холодный) aCDOM(440) = 0,05 м-1 С а = 1,0 мг м-3 bbp(555) = 0,002 м-1 n = 0,8 S = 0,018 нм-1 r = 0,65 α = 4,8 м β = 10 м aCDOM(440) = 0,05 м-1 С а = 1.0 мг м-3 bbp(555) = 0.010 м1 n = 0.8 S = 0.018 нм-1 r = 0,65 α = 4,6 м β = 9 м aCDOM(440) = 0,05 м-1 С а = 1,0 мг м-3 bbp(555) = 0,005 м-1 n = 0,8 S = 0,018 нм-1 r = 0,65 α = 4,6 м β = 10 м Прибрежный aCDOM(440) = 0,2 м-1 С а = 1,0 мг м-3 bbp(555) = 0,010 м-1 n = 0,8 S = 0,020 нм-1 r =0,65 α =3,4 м β =7 м 7. Анализ результатов. На рис. 3 приведена типичная картина распреде- ления в верхнем 150-метровом слое разности между температурой, рассчитан- ной по стандартной (1-й эксперимент-Р) и усовершенствованной (2-й экспери- мент-S) модели, на зональном разрезе вдоль параллели 43°с.ш. в разные перио- ды рассматриваемого отрезка времени. Видно, что в холодные сезоны всех трех периодов температура в этом слое во втором эксперименте ниже, а наи- больших значений (> 0,3 °С) эта разность достигает в слое, примерно, от 40 до 75 м. В теплые сезоны картина иная: примерно в верхнем 20-метровом слое температура во втором эксперименте выше, причем абсолютная величина раз- ности доходит до 2 – 2,5 °С, а глубже температура опять ниже, причем значе- ния разности доходят до 0,75°С в «мутный» период. Отмеченные выше тенденции в различиях между двумя эксперимента- ми сохраняются и при рассмотрении разности между средними по горизон- там значениями (см. рис. 4), хотя амплитуда ее естественно меньше. 240 Рис . 3 . Разность между температурой, рассчитанной по стандартной и усо- вершенствованной моделям, на зональном разрезе вдоль параллели 43°с.ш. в верхнем 150-метровом слое зимой (а, в, д) и летом (б, г, е) в «прозрачный» (а, б), «мутный» (в, г) и «средний» (д, е) периоды. Рис . 4 . Изменение со временем разности средней по горизонтам температуры в верхнем 150-метровом слое, рассчитанной по стандартной и усовершенствован- ной моделям. а 0 20 40 60 80 100 120 140 Г л у б и н а , м 15 февраля 1986 CrADS:COLA/IGES 2012-10-11 16:58 0 20 40 60 80 100 120 140 Г л у б и н а , м 15 февраля 1991 CrADS:COLA/IGES 2012-10-11 16:58 в д 0 20 40 60 80 100 120 140 Г л у б и н а , м 28° 30° 32° 34° 36° 38° 40° Долгота, восточная 15 февраля 1996 CrADS:COLA/IGES 2012-10-11 16:58 -2,5 -2,0 -1,0 -0,75 -0,50-0,25 0 0,15 0,30 0,45 0,60 0,75 Разность температур, °С б 14 августа 1986 CrADS:COLA/IGES 2012-10-11 16:58 14 августа 1991 CrADS:COLA/IGES 2012-10-11 г е 28° 30° 32° 34° 36° 38° 40° Долгота, восточная 14 августа 1996 CrADS:COLA/IGES 2012-10-11 16:58 -2,5 -2,0 -1,0 -0,75 -0,50-0,25 0 0,15 0,30 0,45 0,60 0,75 Разность температур, °С 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 Г л у б и н а , м 1985 1986 1987 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000 Модельное время, годы 0,6 0,5 0,4 0,3 0,2 0,1 0 -0,1 -0,2 -0,3 -0,4 -0,5 Р а з н о с т ь т е м п е р а т у р , ° С 241 Отметим, что в летние сезоны минимальные по абсолютной величине значения разности в верхнем 20-метровом слое имеют место в «мутный» период. И в то же время максимальные значения глубже – в слое 20 – 40 м – наблюдаются также в «мутный» период (см. рис. 4). На рис. 5 показано изменение со временем разности средней по площа- ди моря температуры на глубине 10 м между стандартной и усовершенство- ванной моделью во всей акватории (а), а также отдельно в глубоководной (б) и в мелководной (в) частях моря. Видно, что повсеместно в зимний пе- риод эта разность положительна, а в летний – отрицательна, причем в глу- боководной области моря ее абсолютная величина больше в течение всего годового цикла по сравнению со всей акваторией и ее мелководной частью. Рис . 5 . Изменение со временем разности средней по площади моря темпе- ратуры на глубине 10 м между, рассчитанной по стандартной и усовершен- ствованной моделям: а – во всей акватории; б – в глубоководной части мо- ря; в – в мелководной части моря. Наибольших значений эта величина достигает в летний период: макси- мум в «прозрачный» период летом 1986 г. и в «средний» период летом 1999г. – более 1,3 °С, в «мутный» период максимальное по абсолютной ве- личине значение достигается летом 1993 г. – более 1,0 °С. В мелководной части моря летом эта величина не превышает 0,3 °С. В зимний период в 1985 1986 1987 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000 Модельное время, годы а б в CrADS:COLA/IGES 2012-09-05 15:57 CrADS:COLA/IGES 2012-09-05 15:57 CrADS:COLA/IGES 2012-09-05 15:57 0,2 0 -0,2 -0,4 -0,6 -0,8 -1,0 -1,2 -1,4 0,2 0 -0,2 -0,4 -0,6 -0,8 -1,0 -1,2 -1,4 0,2 0 -0,2 -0,4 -0,6 -0,8 -1,0 -1,2 -1,4 Р а з н о с т ь т е м п е р а т у р , ° С Р а з н о с т ь т е м п е р а т у р , ° С Р а з н о с т ь т е м п е р а т у р , ° С 242 глубоководной области моря разность максимальна в «мутный» период в 1990 и 1992 гг. – примерно, 0,2 °С. На рис. 6 приведены мгновенные вертикальные профили разности меж- ду температурой, рассчитанной по стандартной (1-й эксперимент) и усо- вершенствованной (2-й эксперимент) моделями, в разные периоды рассмат- риваемого отрезка времени в глубоководной части моря, а на рис. 7 – то же, но в мелководной части. Рис . 6 . Вертикальные профили разности средней по площади моря темпе- ратуры, рассчитанной по стандартной и усовершенствованной моделям, в зимний (а, б, в) и в летний сезоны (г, д, е) в «прозрачный» (а, г), «мутный» (б, д) и «средний» (в, е) периоды в глубоководной части моря. Отчетливо видно, что в зимний сезон значимые отличия (однако не превышающие 0,3 °С) наблюдаются лишь в слое 40 – 60 м в глубоководной части моря (см. рис. 6, а, б, в), в мелководной же части разница совсем не- существенная (см. рис. 7 а, б, в). � а б в г д е -1,8 -1,5 -1,2 -0,9 -0,6 -0,3 0 0,3 0,6 0,9 -1,8 -1,5 -1,2 -0,9 -0,6 -0,3 0 0,3 0,6 0,9 -1,8 -1,5 -1,2 -0,9 -0,6 -0,3 0 0,3 0,6 0,9 Разность температур, °С Разность температур, °С Разность температур, °С 0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 Г л у б и н а , м Г л у б и н а , м 15 февраля 1986 г. 13 февраля 1986 г. 14 февраля 1986 г. 14 августа 1986 г. 13 августа 1991 г. 11 августа 1996 г. CrADS:COLA/IGES 2012-09 CrADS:COLA/IGES 2012-09 CrADS:COLA/IGES 2012-09 243 Рис . 7 . Вертикальные профили разности средней по площади моря темпе- ратуры, рассчитанной по стандартной усовершенствованной моделям, в зимний (а, б, в) и в летний сезоны (г, д) в «прозрачный» (а ,г), «мутный» (б, д) и «средний» (в ,е) периоды в мелководной части моря. В летний сезон (см. рис. 6 и рис. 7, г ,д, е) разность между вертикаль- ным распределением температуры во-первых, значительно выше по абсо- лютной величине, во-вторых, примерно, в самом верхнем 20-метровом слое она отрицательна с минимумом около -0,8 °С в окрестности 10-метровой глубины, и положительна глубже, вплоть до 60 м, причем величина ее до- ходит до 0,6 °С в глубоководной части моря (см. рис. 6, д). На рис. 8 приведен средний за весь период сезонный ход на разных глуби- нах средней по площади моря температуры, рассчитанной по двум моделям. Видно, что в течение всего годового периода эта средняя температура, рассчи- танная по усовершенствованной модели (S), выше. Максимальные значения разности (до 1 °С) наблюдаются летом на глубине 10 м ( см. рис. 8, а). � а б в г д е -1,8 -1,5 -1,2 -0,9 -0,6 -0,3 0 0,3 0,6 0,9 -1,8 -1,5 -1,2 -0,9 -0,6 -0,3 0 0,3 0,6 0,9 -1,8 -1,5 -1,2 -0,9 -0,6 -0,3 0 0,3 0,6 0,9 Разность температур, °С Разность температур, °С Разность температур, °С 0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 Г л у б и н а , м Г л у б и н а , м 15 февраля 1986 г. 13 февраля 1986 г. 14 февраля 1986 г. 14 августа 1986 г. 13 августа 1991 г. 11 августа 1996 г. CrADS:COLA/IGES 2012-09 CrADS:COLA/IGES 2012-09 CrADS:COLA/IGES 2012-09 244 С глубиной разность между температурами воды, рассчитанными по двум мо- делям, затухает и уже на глубине 100 м она составля- ет величину около 0,1 °С, однако на протяжении всего годового цикла, а не только летом (см. рис. 8, в). Отличия в тепловом ба- лансе верхних слоев моря привели к отличиям целого ряда параметров термоха- линной структуры вод. На рис. 9 приведена эволюция разности между средней по площади моря толщиной верхнего перемешанного слоя (ВПС), рассчитанной по стандартной и усовершенст- вованной модели. Видно, что в зимние сезоны на протяже- нии всего рассматриваемого промежутка времени толщи- на ВПС, рассчитанная по усовершенствованной мо- дели меньше, а в летние се- зоны – больше. Максималь- ная разница достигает вели- чины 1 м зимой в «мутный период», летом – в конце «прозрачного» и «среднего» периодов. И если зимой эта величина составляет от 3 до 5 % всей толщины ВКС, то летом она может достигать 20 % и более. На рис. 10 показана эволюция средних по пло- щади моря толщины холод- ного промежуточного слоя (ХПС) и его холодо-запаса,� рассчитанных по двум мо- делям. Видно, что толщина ХПС в первом эксперимен- те выше, наибольшие отли- чия (до 20 м) имеют место в летние сезоны в «прозрачный» период, в нача- 24 22 20 18 16 14 12 10 8 6 7,8 7,6 7,4 7,2 7,0 6,8 6,6 6,4 6,2 6,0 8,5 8,4 8,3 8,2 8,1 8,0 7,9 Т е м п е р а т у р а , ° С Т е м п е р а т у р а , ° С Т е м п е р а т у р а , ° С а в б 2 4 6 8 10 12 Модельное время, месяц года Рис . 8 . Сезонный ход средней по площади моря температуры, рассчитанной по стан- дартной модели (пунктир) и усовершенство- ванной модели (сплошная линия) за 15-летний период (1985 – 2000 гг.) на глубинах: а – 10 м; б – 52 м; в – 100 м. 245 ле «мутного» периода» и в конце «среднего» периода»�(см. рис. 10, а). Ана- логичная картина наблюдается и в распределении холодозапаса ХПС (см. рис. 10, б). Рис . 9 . Эволюция средней по площади моря разности между тол- щиной верхнего перемешанного слоя, рассчитанной по стандартной и усовершенствованной моделям. Распределение по пространству среднегодовой разности между темпе- ратурой, рассчитанной по стандартной и усовершенствованной модели, на разных глубинах имеет различный характер. На рис. 11 показано распреде- ление этой разности на глубине 10 м в «прозрачный» и «мутный» периоды, а на рис. 12 – то же самое на глубине 52 м. На глубине 10 м в обоих периодах почти на всей акватории, за исклю- чением небольшой области на северо-западном шельфе, температура во втором эксперименте выше. Максимальные отличия имеют место в северо- восточной части моря с абсолютными значениями более 1,5 °С, а мини- мальные – в западной части, где абсолютная величина разности не превы- шает 0,2 °С. CrADS:COLA/IGES 2012-09-06 13:56 1,2 0,9 0,6 0,3 0 -0,3 -0,6 -0,9 -1,2 Т о л щ и н а п е р е м е ш а н н о г о с л о я , м 1985 1986 1987 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000 Модельное время, годы �� Рис . 10. Эволюция средних по площади моря толщины холодного промежу- точного слоя (a) и его холодозапаса (б). Пунктирная линия – расчет по стан- дартной модели, сплошная линия – расчет по усовершенствованной модели. 80 70 60 50 40 30 20 10 0 Т о л щ и н а Х П С , м 120 100 80 60 40 20 0 Х о л о д о з а п а с ,° С ·м 85 86 87 88 89 90 91 92 93 94 85 86 87 88 89 90 91 92 93 94 Модельное время, годы Модельное время, годы а б 246 На глубине 52 м наблюдается иная картина (см. рис. 12). Здесь положи- тельная разность имеет место не только в очень узкой области на северо- западном шельфе, но и в центральной части акватории, особенно в «мут- ный» период (см. рис. 12, б). Отрицательные значения разности сосредото- чены по всему периметру в районе струи Основного Черноморского тече- ния (ОЧТ). Максимальные значения абсолютной величины разности находятся в окрестности 0,2 – 0,3 °С. Следует отметить, что хотя величина разности между температурой, рассчитанной по двум моделям, может показаться незначительной (в част- ности, в слоях глубже 30 м), относительная величина этой разности может достигать больших значений, особенно в летний период. На рис. 13 приведено распределение по пространству среднегодовой относительной разности по отношению к температуре, рассчитанной по � � � Рис . 11. Среднегодовая разность между температурой воды на глубине 10 м, рас- считанной по стандартной и усовершенствованной моделям: а – в «прозрачный» период; б – в «мутный» период. 28° 30° 32° 34° 36° 38° 40° 42° 28° 30° 32° 34° 36° 38° 40° 42° Долгота, восточная Долгота, восточная 47° 46° 45° 44° 43° 42° 41° Ш и р о т а , с е в е р н а я а б -1,8 -1,6 -1,4 -1,2 -1,0 -0,8 -0,6 -0,4 -0,2 0 0,2 Разность температур, °С -1,4 -1,2 -1,0 -0,8 -0,6 -0,4 -0,2 0 0,2 Разность температур, °С � � � Рис . 12. Среднегодовая разность между температурой воды на глубине 52 м, рас- считанной по стандартной и усовершенствованной моделям: а – в «прозрачный» период; б – в «мутный» период. 28° 30° 32° 34° 36° 38° 40° 42° 28° 30° 32° 34° 36° 38° 40° 42° Долгота, восточная Долгота, восточная 47° 46° 45° 44° 43° 42° 41° Ш и р о т а , с е в е р н а я а б -0,3 -0,2 -0,1 0 0,1 0,2 Разность температур, °С - 0,2 -0,1 0 0,1 0,2 0,3 Разность температур, °С 247 усовершенствованной модели, на глубине 10 м в разные сезоны и разные периоды, а на рис. 14 то же самое, но на глубине 52 м. Видно, что зимой на глубине 10 м абсолютная величина относительной разности не превышает 3 % и в «прозрачный» и в «мутный» периоды. Но в летний период эта вели- чина в восточной части моря достигает 25 – 30 %. Рис . 13. Относительная разность (в %) между температурой воды на глубине 10 м, рассчитанной по стандартной и усовершенствованной моделям: а, в – зимой; б, г – летом; а, б – в «прозрачный» период; в, г – в «мутный» период.� а в б г 5 0 -5 -10 -15 -20 -25 -30 0,6 0,4 0,2 0 -0,2 -0,4 -0,6 -0,8 -1,0 -1,2 -1,4 0,5 0 -0,5 -1,0 -1,5 -2,0 -2,5 5 0 -5 -10 -15 -20 -25 Зима 1986 г. Зима 1991 г. Лето 1986 г. Лето 1991 г. 28° 30° 32° 34° 36° 38° 40° 42° 28° 30° 32° 34° 36° 38° 40° 42° Долгота, восточная Долгота, восточная 47° 46° 45° 44° 43° 42° 41° 47° 46° 45° 44° 43° 42° 41° Ш и р о т а , с е в е р н а я Ш и р о т а , с е в е р н а я 6 4 2 0 -2 -4 -6 -8 -10 2 1 0 -1 -2 -3 -4 1 0 -1 -2 -3 -4 -5 -6 8 6 4 2 0 -2 -4 -6 а в б г Зима 1986 г. Лето 1986 г. 28° 30° 32° 34° 36° 38° 40° 42° 28° 30° 32° 34° 36° 38° 40° 42° Долгота, восточная Долгота, восточная 47° 46° 45° 44° 43° 42° 41° 47° 46° 45° 44° 43° 42° 41° Ш и р о т а , с е в е р н а я Ш и р о т а , с е в е р н а я Рис . 14. Относительная разность (в %) между температурой воды на глубине 52 м, рассчитанной по стандартной и усовершенствованной моделям: а, в – зи- мой; б, г – летом; а, б – в «прозрачный» период; в, г – в «мутный» период. Лето 1991 г. Зима 1991 г. 248 На глубине 52 м (см. рис. 14) в зимний сезон абсолютное значение относи- тельной разности не превышает 5 % с максимумом в районе ОЧТ, но в «про- зрачный» период» на востоке акватории, а в «мутный» период – на западе. В летний сезон максимальные величины сосредоточены по всему пери- метру ОЧТ со значениями около 10 % в «прозрачный» период и около 6 % – в «мутный». Изменения в температуре морской воды, естественно, приводят к изменению в плотности. На рис. 15 приведено распределение среднегодовой разности между ус- ловной плотностью, рассчитанной по стандартной и усовершенствованной моделями, на глубине 10 м и 50 м в разные периоды рассматриваемого про- межутка времени. Рис . 15. Среднегодовая разность между условной плотностью воды, рас- считанной по стандартной и усовершенствованной моделям: а, в, д – на глубине 10 м; б, г, е – на глубине 50 м; а, б – в «прозрачный» период; в, г – в «мутный» период; д, е – в «средний» период. На глубине 10 м во все периоды почти на всей акватории, за исключением небольшой области на самой кромке северо-западного шельфа, разность поло- жительна с максимальными значениями в восточной части моря. На глубине 52 м картина более сложная. В «прозрачный» период по периметру бассейна сосредоточены положительные значения, а во всей внутренней области – отри- цательные. В «мутный» период целостность области с отрицательными значе- ниями нарушается и в центре бассейна располагается область с положитель- ными значениями. В «средний» период картина распределения становится со- всем пестрой, где области с положительными значениями разности перемежа- 0,15 0,12 0,09 0,06 0,03 0 -0,03 -0,06 -0,09 0,08 0,06 0,04 0,02 0 -0,02 -0,04 -0,06 -0,08 0,08 0,06 0,04 0,02 0 -0,02 -0,04 -0,06 -0,08 0 -0,005 -0,010 -0,015 -0,020 -0,025 -0,030 0,02 0,01 0 -0,01 -0,02 -0,03 -0,04 -0,05 0,02 0,01 0 -0,01 -0,02 -0,03 -0,04 -0,05 -0,06 28° 30° 32° 34° 36° 38° 40° 42° Долгота, восточная 28° 30° 32° 34° 36° 38° 40° 42° Долгота, восточная 46° 45° 44° 43° 42° 41° 46° 45° 44° 43° 42° 41° 46° 45° 44° 43° 42° 41° Ш и р о т а , с е в е р н а я Ш и р о т а , с е в е р н а я Ш и р о т а , с е в е р н а я а б в д е г 249 ются с областями отрицательных значений. Следствием изменений в термоха- линной структуре вод приводят к изменениям в динамике течений. На рис. 16 приведено распределение по пространству относительной разности между кинетической энергией течений, рассчитанной по стан- дартной и усовершенствованной моделями, на глубине 10 м в разные сезо- ны и разные периоды, а на рис. 17 то же самое, но на глубине 52 м. Рис . 16. Относительная разность (в %) между кинетической энергией течений на глубине 10 м,�рассчитанной по стандартной и усовершенствованной моделям: а, в – зимой; б, г – летом; а, б – в «прозрачный» период; в, г – в «мутный» периоды. Рис . 17. Относительная разность (в %) между кинетической энергией течений на глубине 52 м, рассчитанной по стандартной и усовершенствованной моделям: а, в – зимой; б, г – летом; а, б – в «прозрачный» период; в, г – в «мутный» периоды. Зима 1986 г. Зима 1991 г. Лето 1986 г. Лето 1991 г. � а в б г 40 20 0 -20 -40 -60 -80 -100 -120 -140 -160 15 10 5 0 -5 -10 -15 -20 10 5 0 -5 -10 -15 40 20 0 -20 -40 -60 -80 28° 30° 32° 34° 36° 38° 40° 42° 28° 30° 32° 34° 36° 38° 40° 42° Долгота, восточная Долгота, восточная 47° 46° 45° 44° 43° 42° 41° 47° 46° 45° 44° 43° 42° 41° Ш и р о т а , с е в е р н а я Ш и р о т а , с е в е р н а я а в б г 40 20 0 -20 -40 -60 -80 -100 20 15 10 5 0 -5 -10 -15 -20 -25 15 10 5 0 -5 -10 -15 -20 -25 -30 40 20 0 -20 -40 -60 -80 -100 -120 -140 -160 Зима 1986 г. Зима 1991 г. Лето 1986 г. Лето 1991 г. 28° 30° 32° 34° 36° 38° 40° 42° 28° 30° 32° 34° 36° 38° 40° 42° Долгота, восточная Долгота, восточная 47° 46° 45° 44° 43° 42° 41° 47° 46° 45° 44° 43° 42° 41° Ш и р о т а , с е в е р н а я Ш и р о т а , с е в е р н а я 250 На глубине 10 м в зимний сезон в обоих периодах отличия в центральной части бассейна не превышают 10 %, а в районе ОЧТ по всему периметру – со- всем несущественны. В летний сезон в «прозрачный» период кинетическая энергия в первом эксперименте выше почти на всей акватории с относи- тельной разностью около 20 %. В «мутный» период в центральной части бассейна энергия выше во втором эксперименте, где относительная раз- ность доходит до 80 %. На глубине 52 м картина распределения энергии схожа с распределением на 10 м, но абсолютное значение относительной разности достигает значитель- но больших величин: 15 – 20 % в зимний сезон и 100 – 120 % – в летний. Изменения в динамике течений и термохалинной структуре вод в верх- них слоях моря приводят к изменениям в переносе тепла течениями в этих слоях. Рис. 18 иллюстрирует эти изменения. На нем показана эволюция раз- ности ΔQ между зональными адвективными потоками тепла в слоях 0 – 10 м (см. рис. 18, а) и 10 – 50 м (см. рис. 18, б) через разрез вдоль меридиана 38° в.д. (см. рис. 2, пунктир), рассчитанной по формуле: [ ] dzuTuTdy zz 1 LL 1Q 2 1 2 1 L L z z SP 212 ⋅⋅−⋅ − ⋅ − =Δ ∫ ∫ )()( )()( , (28) где L1, L2 – южная и северная граница разреза�соответственно; z1, z2 – нижняя и верхняя граница слоя соответственно; T – температура; u – зональная скорость; индексыc P и S обозначают стандартную и усовершенствованную модели со- ответственно. Рис . 18. Эволюция разности между зональным адвективным потоком тепла, рассчитанным по стандартной и усовершенст- вованной моделям, через разрез вдоль меридиана 38° в.д. от па- раллели 43° с.ш. до береговой линии (см. рис. 2, пунктир): а – в слое 0 – 10 м; б – в слое 10 – 50 м. � 18 15 12 9 6 3 0 -3 -6 -9Р а з н о с т ь п о т о к а т е п л а , ° С ·с м /с а б Р а з н о с т ь п о т о к а т е п л а , ° С ·с м /с 18 15 12 9 6 3 0 -3 -6 -9� 19 85 19 86 19 87 19 88 19 89 19 90 19 91 19 92 19 93 19 94 � � � � 19 96 19 97 19 98 19 99 20 00 CrADS:COLA/IGES 2012-09-11 13:33 Модельное время, годы CrADS:COLA/IGES 2012-09-11 13:33 251 В верхнем рассматриваемом слое (см. рис. 18, а) разность, естественно, значительно выше, чем в нижнем (см. рис 18, б). Изменчивость носит пере- межающий характер. Так в верхнем слое наибольшие отличия имеют место и летом (1986, 1991, 1993, 1999 гг.), и зимой (1988, 1991, 1992, 1996, 1997 гг.). Максимальное значение достигается летом 1993 г. В нижележащем слое 10 – 50 м изменения происходят почти синхронно, но с амплитудой, примерно в два раза меньшей. Заключение. На основе разработанной региональной спектральной мо- дели поглощения света морской водой определены коэффициенты погло- щения, с помощью которых параметризовано проникновение коротковол- новой солнечной радиации в период с 1985 по 2001 гг. в разных районах акватории Черного моря. Проведены два расчета эволюции термохалинной структуры и цирку- ляции вод Черного моря в период с 1985 по 2001 гг. на основе модели в σ-координатах и с привлечением данных реанализа об атмосферном воздей- ствии за этот же период: − с упрощенной моделью коротковолновой радиации, когда она вся проникает в толщу вод, прозрачность которых постоянна во времени и про- странстве; − и усовершенствованной моделью, основанной на предложенной па- раметризации и учитывающей спектральный состав излучения и изменчи- вость прозрачности вод во времени и пространстве. Результаты расчетов показали, что учет реальных оптических свойств вод Черного моря приводит к изменению теплового бюджета верхних слоев моря, а именно: − в глубоководной части моря в холодные сезоны всех трех периодов температура почти во всей толще вод становится ниже, причем более, чем на 0,3 °С в слое, примерно, от 40 до 75 м; − в теплые сезоны примерно в верхнем 20-метровом слое температура всегда выше, разница доходит до 2 – 2,5 °С�в восточной части моря, а глуб- же температура опять ниже, с разницей до 0,75 °С в «мутный» период; − в мелководной части моря на северо-западном шельфе температура ниже во все сезоны; − среднегодовая температура в глубоководной части моря становится выше, а в мелководной – ниже. Максимальные по абсолютной величине от- личия локализованы в области ОЧТ. Изменение теплового бюджета верхних слоев моря, в свою очередь, вы- зывает заметные отличия в динамике и, как следствие, достаточно значимые отличия в пространственном и временном распределении целого ряда гид- рофизических параметров: толщины ВКС, кинетической энергии течений, адвективных потоков тепла, толщины и холодозапаса ХПС и других. Так, средняя по площади моря толщина верхнего перемешанного слоя в летние сезоны меньше, а в зимние – больше. И хотя относительная абсо- лютная величина разности не превышает 1 м, в летние сезоны это может составлять 20 – 25 %. Отличия в средней по площади толщине ХПС дости- гают в отдельные годы величин в 10 – 20 м. 252 Относительная разность в кинетической энергии течений на глубине 10 м в отдельных районах моря достигает величин зимой в 5 – 10 %, летом в «прозрачный» период – около 20 %, а в «мутный» период – до 80 %. Глубже картина распределения разности энергии повторяется, но абсолютное зна- чение относительной разности достигает больших величин: 15 – 20 % в зимний сезон и 100 – 120 % – в летний. Отличия в циркуляции и температуре также приводят к заметным отли- чиям в переносе тепла течениями. Резюме. Для более точного воспроизведения изменчивости термохалин- ной структуры и циркуляции вод Черного моря необходим учет и корректное описание в модели циркуляции изменчивости оптических свойств вод. Благодарности: Работа была выполнена благодаря финансовой поддержке из проектов НАН Украины «Климатические сценарии, мониторинг и риски» и евро- пейского рамочного проекта FP7 «MyOcean-2». СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Platt T., Woods J.D., Sathyendranath S., Barkmann W. Net primary production and stratification in the ocean / In The Polar Oceans and Their Role in Shaping the Global Environment, Geophys. Monogr. Ser. – 1994. – Vol. 85. – edited by O.M. Johannessen, R.D. Muench, J.E. Overland. – P. 247-254, AGU, Washington, D. C., doi:10.1029/GM085p0247. 2. Jerlov N.G. Optical Oceanography. – 1968. – 194 p. 3. Коновалов Б.В. Некоторые особенности спектрального поглощения взвеси мор- ской воды / Оптические методы изучения океанов и внутренних водоемов. – Новосибирск: Наука, 1979. – С. 58-65. 4. Маньковский В.И. Основы оптики океана / НАН Украины, Морской гидрофи- зический институт. – Севастополь, 1996. – 119 с. 5. Чурилова Т.Я. Поглощение света фитопланктоном и детритом в Черном море в весенний период // Океанология. – 2001. – Том 41, № 5. – С. 719-727. 6. Чурилова Т.Я., Берсенева Г.П. Георгиева Л.В. Изменчивость био-оптических характеристик фитопланктона в Черном море // Океанология. – 2004. – Том 44, № 1. – С. 11-27. 7. Чурилова Т.Я., Берсенева Г.П. Поглощение света взвешенным веществом, фи- топланктоном, детритом и растворенным органическим веществом в прибреж- ном районе Крыма (июль-август 2002) // Морской гидрофизический журнал. – 2004. – № 3. – С. 39-50. 8. Churilova T., Finenko Z., Tugrul S. Light absorption and quantum yield of photosyn- thesis during autumn phytoplankton bloom in the western Black sea // Морской эко- логический журнал. – 2008. – Том 7, № 3. – P. 75-86 (in English). 9. Чурилова Т.Я., Суслин В.В., Сосик Х.М. Параметризация поглощения света ос- новными оптически активными компонентами в Черном море // Экологическая безопасность прибрежной и шельфовой зон и комплексное использование ре- сурсов шельфа. – Севастополь.: НПЦ «ЭКОСИ-Гидрофизика»/ – 2008. – Вып. 16. – С. 190-201. 10. Суетин В.С., Суслин В.В., Королев С.Н., Кучерявый А.А. Оценка изменчивости оптических свойств воды в Черном море по данным спутникового прибора SeaWiFS // Морской гидрофизический журнал. – 2002. – № 6. – С. 44-54. 253 11. Sathyendranath S., Platt T. The spectral irradiance field at the surface and in the interior of the ocean: a model for applications in the oceanography and remote sensing // Journal Geophys. Res. – 1988. – Vol. 93, № C8. – P. 9270- 9280. 12. Bulusu Subrahmanyam, Kyozo Ueyoshi, John M. Morrison. Sensitivity of the Indian Ocean Circulation to Phytoplankton Forcing using an Ocean Model // Remote Sens- ing of Environment. – 2008. – Vol. 112, № 4. – Р. 1488-1496. 13. Kara A.B., Hurlbur, H.E., Rochford P.A., O’Brien J.J. The impact of water turbidity on the interannual sea surface temperature simulations in a layered global ocean model // Journal of Physical Oceanography. – 2004. – Vol. 34. – Р. 345-359. 14. Murtugudde R., Beauchamp J., McClain C.R., Lewis M.R., Busalacchi A.J. Effects of penetrative radiation on the upper tropical ocean circulation // Journal of Climate. – 2002. – Vol. 15. – Р. 470-486. 15. Nakamoto S., Prasanna-Kumar S., Oberhuber J.-M., Muneyama K., Frouin R. Chlo- rophyll modulation of sea surface temperature in the Arabian Sea in a Mixed Layer Isopycnal General Circulation Model // Geophysical Research Letters. – 2000. – Vol. 27. – Р. 747-750. 16. Nakamoto S., Prasanna Kumar S., Oberhuber J.-M., Ishizaka J., Muneyama K., Frouin R. Response of the equatorial Pacific to chlorophyll pigments in a mixed layeri- sopycnal ocean general circulation model // Geophysical Research Letters. – 2001. – Vol. 28. – Р. 2021-2024. 17. Kara A.B., Wallcraft A.J., Hurlburt H.E. A new solar radiation penetration scheme for use in ocean mixed layer studies: An application to the Black Sea using a fine resolution Hybrid Coordinate Ocean Model (HYCOM) // Journal of Physical Ocea- nography. – 2005. – Vol. 35. – Р. 13-22. 18. Kara A.B, Wallcraft A.J., Hurlburt H.E. Sea surface temperature sensitivity to water turbidity from simulations of the turbid Black Sea using HYCOM // Journal of Phys- ical Oceanography. – 2005. – Vol. 35. – Р. 33-54. 19. Gildor H., Naik N.H. Evaluating the effect of interannual variations of surface chlo- rophyll on upper ocean temperature // Journal of Geophysical Research. – 2005. – Vol. 110, c07012, doi:10.1029/2004jc002779. 20. Blumberg A.F., Mellor G.L. A description of a three-dimensional coastal ocean mod- el. / In: Three Dimensional Shelf Models, Coastal Estuarine Sci., vol.5, edited by N. Heaps, AGU, Washington D.C., 1987. – P. 1-16. 21. Hunter J.R. OzPOM: A Version of the Princeton Ocean Model. [Электронный ре- сурс] http://staff.acecrc.org.au/~johunter/ozpom.html (Последнее обращение 25.08.2012). 22. Mellor G.L., Ymada T. Development of a turbulence closure model for geophysical fluid problem // Rev. Geophys. – 1982. – № 20. – P. 851-875. 23. Аракава А., Лэмб В.В. Вычислительные схемы для основных динамических процессов в глобальной циркуляционной модели Калифорнийского универси- тета в Лос-Анжелесе / в кн.: Модели общей циркуляции атмосферы. – Л.: Гид- рометеоиздат, 1981. – С. 197-284. 24. Madala R.V., Piacsek S.A. A semi-implicit numerical model for baroclinic oceans // Journal Cumput. Phys. – 1997. – № 23. – P. 167-178. 25. Марчук Г.И. Математическое моделирование в проблеме окружающей среды. – М.: «Наука», 1982. – С. 69-115. 26. Asselin R.A. Frequency filter for time integrations // Mon. Wea. Rev. – 1972. – Vol. 100. – P. 487-490. 27. Berntsen J., Skogen M.D., Espelid T.O. Description of a σ-coordinate ocean model. – Technical Report Fisken og Havet Nr. 12, Institute of Marine Research, 1996. 254 28. Uppala S.M. et al. The ERA-40 re-analysis. Quart // Journal R. Meteorol. Soc. – Vol. 131 – 2961-3012.doi:10.1256/qj.04.176, 2005/. 29. Hellerman S., Rosenstein M. Normal monthly wind stress over the world ocean with error estimates // Journal of Physical Oceanography. – 1983. – Vol. 13. – P. 1093-1104. 30. Large W.G., Pond S. Open ocean momentum flux measurements in moderate to strong winds. // Journal of Physical Oceanography. – 1981. – Vol. 11. – P. 324-481. 31. Кныш В.В., Коротаев Г.К., Моисеенко В.А., Кубряков А.И., Белокопытов В.Н., Инюшина Н.В. Сезонная и межгодовая изменчивость гидрофизических полей Черного моря, восстановленных на основе реанализа за период 1971-1993 гг. // Из- вестия РАН. Физика атмосферы и океана. – 2011. – Том 47, № 3. – С. 433-446. 32. Кныш В.В., Кубряков А.И., Инюшина Н.В., Коротаев Г.К. Восстановление клима- тической сезонной циркуляции Черного моря на основе модели в сигма- координатах с использованием ассимиляции данных о температуре и солености // Экологическая безопасность прибрежной и шельфовой зон и комплексное исполь- зование ресурсов шельфа. – Севастополь.: НПЦ «ЭКОСИ-Гидрофизика». – 2008. – Вып. 16. – С. 243-265. 33. Кныш В.В., Кубряков А.И., Моисеенко В.А., Белокопытов В.Н., Инюшина Н.В., Коротаев Г.К. Тенденции в изменчивости термохалинных и динамических ха- рактеристик Черного моря, выявленные по результатам реанализа за период 1985-1994 гг. // Экологическая безопасность прибрежной и шельфовой зон и комплексное использование ресурсов шельфа. – Севастополь.: НПЦ «ЭКОСИ- Гидрофизика». – 2008. – Вып. 16. – С. 279-290. 34. Моисеенко В.А., Коротаев Г.К., Кныш В.В., Кубряков А.И Инюшина Н.В., Бело- копытов В.А. Межгодовая изменчивость термохалинных и динамических ха- рактеристик Черного моря по результатам реанализа за период 1971-1993 гг. // Экологическая безопасность прибрежной и шельфовой зон и комплексное ис- пользование ресурсов шельфа. – Севастополь.: НПЦ «ЭКОСИ-Гидрофизика». – 2009. – Вып. 19. – С. 216-227. 35. Шифрин К.С. Оптика океана / В кн.: Океанология. Физика океана. Том 1. Гид- рофизика океана (Ред. Каменкович В.М., Монин А.С.). – М.: Наука, 1978. – С. 340-380. 36. Pope R.M., Fry E.S. Absorption spectrum (380-700 nm) of pure water. II. Integrating cavity measurements // Appl. Opt. – 1997. – Vol. 36. – P. 8710-8723. 37. Finenko Z., Churilova T., Lee R.. Dynamics of the Vertical Distributions of Chloro- phyll and Phytoplankton Biomass in the Black Sea // Oceanology. – 2005. – Vol. 45, Suppl. 1. – S112-S126. 38. Smith R.C., Baker K.S. Optical properties of the clearest natural waters (200-800 nm) // Appl. Opt. – 1981. – Vol. 20. – Р. 177-184. 39. Маньковский В.И., Владимиров В.Л., Афонин Е.А. и др. Многолетняя изменчи- вость прозрачности в Черном море и факторы, обусловившие ее сильное сни- жение в конце 80-х начале 90-х годов / Препринт. Севастополь: МГИ НАНУ, ИНБЮМ НАНУ. – 1996. – 32 с. 40. Paulson C.A., Simpson J.J. Irradiance measurements in the upper ocean. // Journal of Physical Oceanography. – 1997. – Vol. 7. – Р. 953-956. 41. Чурилова Т.Я., Суслин В.В., Сосик Х.М. Спектральная модель подводной облу- ченности в Черном море // Морской гидрофизический журнал. – 2009. – № 6. – С. 33-46. Материал поступил в редакцию 2 5 . 1 1 . 20 1 2 г . 255 АНОТАЦIЯ Вплив оптичних характеристик морської води на динаміку та термо- динаміку вод у верхніх шарах Чорного моря досліджується за допомогою моделі циркуляції в сигма-координатах, що представляє собою версію моделі РОМ і біооп- тичної моделі, яка описує проникнення короткохвильової радіації в товщу моря. Оцінюється вплив оптичного стану моря на його гідродинамічний режим в період кінця ХХ сторіччя, протягом якого оптичні властивості Чорного моря зазнавали значних змін. Зіставляються результати двох модельних розрахунків для періоду часу з 1985 до 2001 рр., в одному з яких оптичні властивості морської води вважа- ються незмінними, а в другому – враховується їх просторово-часова мінливість на основі біооптичної моделі для умов, наближених до реальних. Для завдання атмос- ферного впливу використовуються дані реаналізу ERA – 40. ABSTRACT The impact of the optical characteristics of the sea water on the dynamics and thermodynamics of the upper layers of the Black Sea is studied using the circulation σ- coordinate model. The model is a POM-based model coupled with bio-optical model, which describes the penetration of short-wave radiation to the sea. The influence of the optical characteristics on the hydrodynamic regime at the end of XX century, when the optical properties of the Black Sea significant changed, is estimated. The results of two model runs, with and without bio-optical block, are compared for the period from 1985 to 2001. At the first run the optical properties of sea water are held constant, while at another one spatiotemporal variability of the optical characteristic conditions close to real on the basis of bio-optical model is taken into account. The reanalysis ERA-40 data are used to set the atmospheric forcing.

Влияние оптических свойств воды на динамику верхних слоев Черного моря в период с 1985 до 2001 гг.

Institution

Ähnliche Einträge