Seasonal and Interannual Variability of Black Sea Hydrophysical Fields Reconstructed from...

ИЗВЕСТИЯ РАН. ФИЗИКА АТМОСФЕРЫ И ОКЕАНА, 2011, том 47, № 3, с. 433–446

ИЗВЕСТИЯ РАН. ФИЗИКА АТМОСФЕРЫ И ОКЕАНА том 47 № 3 2011

ВВЕДЕНИЕ

При исследовании климата системы атмосфе$ра–океан на первый план выдвигаются задачи ана$лиза долговременной изменчивости восстановлен$ных гидрофизических полей океанов и морей на ба$зе накопленных натурных данных измерений ичисленных моделей циркуляции (ретроспективныйанализ). Такого рода задачи применительно к бас$сейну Черного моря до сих пор не решались. Из$менчивость гидрофизических полей моря изучаласьранее на внутригодовых, межгодовых, междесяти$летних и климатических масштабах с использова$нием натурных данных измерений, полученных впериод с 20$х годов прошлого века до настоящеговремени [1–11]. Отметим, что во многих из этих ра$бот выводы о тенденциях изменчивости гидрофи$зических параметров сделаны для отдельных обла$стей моря. По этой причине они не могут служитьосновой для выводов о тенденциях изменчивостипараметров, характерных для всего водоема.

Воспроизведение полей гидрофизических пара$метров для всего Черного моря на основе реанализа

представляет собой сложную задачу из$за разроз$ненности по пространству и нерегулярности по вре$мени данных гидрологических измерений, прово$дившихся почти до конца 1950$х годов. Начиная с1957 по 1994 гг. начали выполнять помесячныекрупномасштабные гидрологические съемки моряс измерениями температуры и солености морскойводы. Появилась возможность использовать этиданные измерений с целью проведения реанализапараметров моря для определенных периодов вре$мени. Предварительные результаты реанализа запериод 1985–1994 гг. (наиболее обеспеченный дан$ными измерений по месяцам года) опубликованы в[12]. Реанализ гидрофизических полей моря за пе$риод 1971–1984 гг. является продолжением этой ра$боты. Результаты расчетов показали, что для получе$ния целостной картины изменчивости термохалин$ной и динамической структур реанализ необходимопроводить не по отдельным промежуткам времени,а за весь выбранный период. В данной работе пред$ставлены результаты изучения сезонной и межгодо$вой изменчивости полей температуры, солености и

СЕЗОННАЯ И МЕЖГОДОВАЯ ИЗМЕНЧИВОСТЬ ГИДРОФИЗИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ ЧЕРНОГО МОРЯ, ВОССТАНОВЛЕННЫХ НА ОСНОВЕ

РЕАНАЛИЗА ЗА ПЕРИОД 1971–1993 гг.

© 2011 г. В. В. Кныш, Г. К. Коротаев, В. А. Моисеенко, А. И. Кубряков, В. Н. Белокопытов, Н. В. Инюшина

Морской гидрофизический институт НАН Украины 99011 Украина, Севастополь, ул. Капитанская, 2

E+mail: [email protected]Поступила в редакцию 08.04.2010 г. после доработки 10.08.2010 г.

Впервые для Черного моря выполнен ретроспективный анализ гидрофизических полей за период1971–1993 гг. Описан алгоритм реанализа, базирующийся на ассимиляции в σ$координатной моде$ли циркуляции данных наблюдений температуры и солености, полученных на гидрофизических по$лигонах. Выявлено, что толщина холодного промежуточного слоя и его холодозапас в период 1985–1993 гг. имеют тенденцию к увеличению. На горизонтах 0, 50, 75 и 100 м тенденция в изменчивостигодовых величин осредненной по горизонтам температуры является отрицательной. На горизонте200 м и глубже линейные тренды межгодового хода температуры положительные. Установлено, чтов верхнем слое 0–50 м линейные тренды межгодовой изменчивости солености отрицательные, а нагоризонте 75 м и глубже – положительные. Получено, что наибольшая по интенсивности циркуля$ция вод моря в слое 0–300 м наблюдается в феврале–марте, наименьшая – в сентябре–октябре. Ха$рактеристика линейного тренда межгодовой изменчивости величин осредненной по поверхностиморя кинетической энергии течений отрицательная, а в слое 50–150 м – положительная. Отмеченынекоторые факторы, формирующие гидрофизические поля моря и их сезонную и межгодовую из$менчивость. Выявлено качественное соответствие между тенденциями межгодовой и междесяти$летней [4, 26] изменчивости температуры, солености и кинетической энергии.

Ключевые слова: реанализ, алгоритм реанализа, ассимиляция данных, модель циркуляции, сезон$ная изменчивость, межгодовая изменчивость.

УДК 551.465

10

434


КНЫШ и др.

течений, выявленной по данным реанализа за1971–1993 гг.

ГИДРОЛОГИЧЕСКИЕ СЪЕМКИ ЧЕРНОГО МОРЯ И МОДЕЛЬ ЦИРКУЛЯЦИИ

Качество воспроизведения эволюции трехмер$ных гидрофизических полей Черного моря зависитот уровня физической адекватности численнойпрогностической модели течений и частоты гидро$логических съемок. На интервале времени с 1957 по2003 гг. выделяются четыре периода с разной плот$ностью термохалинных съемок: 1957–1965, 1966–1970, 1971–1993 и 1994–2003 гг. Наиболее обеспе$ченные наблюдениями температуры и соленостиявляются два периода: 1957–1965 и 1971–1993 гг.Остальные интервалы времени характеризуются от$сутствием съемок в отдельные годы либо малым ихколичеством в течение года (1–2 съемки). Так в мар$те 1985 г. было выполнено более 300 измерений тем$пературы и солености на различных горизонтах, а виюне – более 700. Анализ показал, что гидрологиче$ские съемки не всегда покрывали всю акваториюбассейна. Иными словами, гидрологические съем$ки были нерегулярными как по пространству, так ипо времени.

Для выполнения реанализа в период 1971–1993 гг. использовалась региональная модель [13],основанная на версии модели РОМ (PrincetonOcean Model) [14]. Модель РОМ базируется на си$стеме полных уравнений термогидродинамики оке$ана со свободной поверхностью в приближенииБуссинеска, гидростатики и несжимаемости жид$кости. В ней используется так называемая σ$коор$дината, при этом вертикальная, направленная вер$тикально вверх, декартова z+координата преобразу$ется в σ$координату по формуле

(1)

так что свободная поверхность моря z = η(x, y, t)представляется в преобразованных координатахповерхностью σ = 0, а рельеф морского дна z == H(x, y) – поверхностью σ = –1, где x, y – горизон$тальные декартовы координаты, направленные навосток и север соответственно, t – время.

Характерной особенностью региональной моде$ли РОМ является включение в нее модели турбу$лентности с уровнем замыкания 2.5, обобщеннойМеллором и Ямадой [15] на случай стратифициро$ванного потока. Тем самым модель РОМ позволяетдостаточно адекватно воспроизводить термодина$мику верхнего слоя моря. Уравнения и соотноше$ния модели, модифицированные для ассимиляциив ней климатических данных о температуре и соле$ности в Черном море, приведены в [16]. Здесь пред$ставим лишь уравнения переноса$диффузии теплаи соли, из которых видно, как усваиваются в модели

,z

H

− ησ =

+ η

данные измерений гидрологических съемок моря.Уравнения имеют вид:

(2)

(3)

гдеT – температура, S – соленость; U, V – компонен$ты скорости течений вдоль осей x, y; ω – скорость,нормальная к σ$поверхности; D = H + η; KH – коэф$фициент вертикальной турбулентной диффузии;

функция φ представляет T, S; QT, QS – функциимощности источников, имеющие следующий вид:

(4)

(5)

REL – параметр релаксации; – отно$сительные дисперсии ошибок оптимальной интер$поляции измерений температуры и солености в узлысеточной области, нормированные на дисперсии

соответствующих полей; – изме$ренные значения, , – модельные зна$чения температуры и солености;

В модели учитывается сток рек в бассейн моря, атакже обмен водами с Азовским морем через Кер$ченский пролив и с Мраморным морем через про$лив Босфор, где, как известно, вода вытекает из Чер$ного моря в верхнем слое (верхнебосфорское тече$ние) и втекает в нижнем (нижнебосфорскоетечение). Значения расходов воды через нижнебос$форское течение являются наиболее трудно опреде$ляемыми и их величины, приводимые в соответ$ствующих, достаточно многочисленных, литератур$ных источниках значительно отличаются друг отдруга. Поэтому в рассматриваемой задаче величинарасхода через нижнебосфорское течение оценива$лась исходя из предположения, что в целом за годмасса воды в Черном море остается постоянной.Иначе говоря, при суммировании за год климатиче$ских значений стока рек, расходов через Босфор иКерченский проливы, а также осадков и испаренияпо всей площади моря получается ноль. Обуслов$

;HT T

TD TUD TVD Tt x y

K T F DQD

∂ ∂ ∂ ∂ ω+ + + =∂ ∂ ∂ ∂σ

∂ ∂⎡ ⎤= + +⎢ ⎥⎣ ⎦∂σ ∂σ

.HS S

SD SUD SVD St x y

K S F DQD

∂ ∂ ∂ ∂ ω+ + + =∂ ∂ ∂ ∂σ

∂ ∂⎡ ⎤= + +⎢ ⎥⎣ ⎦∂σ ∂σ

( ) ( ),x yF Hq Hqx y

φ∂ ∂

≡ +∂ ∂

,x Hq Ax

∂φ≡

∂

,y Hq Ay

∂φ≡

∂

( ) ( ) ( )⎡ ⎤= −⎣ ⎦⎡ ⎤+ σ⎣ ⎦�2

1, , , ,REL 1 ( )

obsT

T

Q t T t T tx

x x x

( ) ( ) ( )⎡ ⎤= −⎣ ⎦⎡ ⎤+ σ⎣ ⎦�2

1, , , ,REL 1 ( )

obsS

S

Q t S t S tx

x x x

( )σ2 ,T x ( )σ

2S x

( ), ,obsT tx ( ),obsS tx

( ),T tx ( ),S tx

( )= σ, , .x yx


СЕЗОННАЯ И МЕЖГОДОВАЯ ИЗМЕНЧИВОСТЬ ГИДРОФИЗИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ 435

ленные этими процессами изменения температуры,солености и уровня моря в местах впадения рек и впроливах рассчитываются в соответствии с алгорит$мом, предложенном в [17] для использования в мо$дели ECOM3D.

Расчеты проводились на сетке с шагами по гори$зонтали 8.1 км вдоль параллели и 6.95 км вдоль ме$ридиана. По вертикали использовалось 26 σ$по$верхностей: 0, –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 об$мена импульсом, теплом и солью по горизонталипринимались равными: AM = 300 м2/с, AH = 60 м2/ссоответственно. Коэффициенты вертикальной тур$булентной вязкости KM и диффузии KH выражаютсячерез кинетическую энергию турбулентности и па$раметры устойчивости, которые являются функци$ями числа Ричардсона [13].

Атмосферное воздействие задавалось на основерезультатов глобального реанализа ERA$40, прове$денного в Европейском центре среднесрочных про$гнозов погоды ECMWF [18] с пространственнымразрешением 1.125° × 1.125° и временной дискрет$ностью 6 часов за период 1958–2000 гг. Для проведе$ния вычислений использовались следующие харак$теристики: направление и скорость ветра на высоте10 м, температура на поверхности моря, потоки ко$ротковолновой и длинноволновой радиации, пото$ки явного и скрытого тепла, осадки (обложные иконвективные) и испарение. Модуль вектора каса$тельного трения ветра определялся как τ = CdρaV

2,где ρa – плотность воздуха, V – модуль вектора ско$рости ветра. Коэффициенты трения Cd заимствова$ны из работ [19, 20]:

Исходные поля ERA$40 были пересчитаны ме$тодом оптимальной интерполяции на сетку 8.1 км ×× 6.95 км и сглажены 9$точечным фильтром Гауссатремя итерациями.

АЛГОРИТМ РЕАНАЛИЗА

Алгоритм реанализа включает следующие по$следовательные шаги.

1. Воспроизведение сезонной изменчивостиклиматических полей Черного моря (Tkl, Skl, Vkl,wkl, ηkl) посредством ассимиляции климатическихмассивов температуры и солености в численной мо$дели циркуляции.

(0.934

при м с

1.2 при м с

(0.49 ) при м с0.065

2 3

3

3

0.0788 0.0616 ) 10 ,

4 ;

10 , 4 11 ;

10 , 11 .

d

V V

VC

V

V V

−

−

−

⎧ + − ×⎪

< ⎪= ⎨

× ≤ <⎪⎪ + × ≥⎩

2. Оценка автокорреляционных функций кли$матических полей температуры и солености дляразличных горизонтов и сезонов года в предполо$жении однородности и с учетом анизотропии.

3. Оценка временныfх корреляционных функцийклиматических полей температуры и солености дляразличных горизонтов в предположении нестацио$нарности.

4. Аппроксимация корреляционных функцийполей Tkl, Skl экспоненциальными зависимостями сучетом анизотропии.

5. Аппроксимация временныfх корреляционныхфункций полей Tkl, Skl экспоненциальными зависи$мостями.

6. Контроль измерений температуры и солено$сти на полигонах в Черном море в период 1971–1993 гг.

7. Восстановление непрерывного ряда ежеме$сячных массивов данных измерений температуры исолености посредством оптимальной интерполя$ции отклонений от климата данных измерений настанциях в узлы сеточной области модели для пери$ода ретроспективного анализа (275 месяцев). Одно$временно с этим производится расчет ежемесячныхполей относительных дисперсий температуры и со$лености, характеризующих точность оптимальнойинтерполяции данных измерений в узлах сетки.

8. Интерполяция ежемесячных массивов данныхизмерений температуры и солености с z$горизонтовна σ$поверхности модели.

9. Интерполяция ежемесячных полей дисперсийошибок оптимальной интерполяции температуры исолености с z$горизонтов на σ$поверхности модели.

10. Расчет источников QT, QS, входящих в правыечасти уравнений переноса – диффузии тепла и солис коэффициентами, которые следуют из соотноше$ний фильтра Калмана [21, 22] и зависят от парамет$ра релаксации и точности оптимальной интерполя$ции данных измерений.

11. Выполнение реанализа гидрофизических по$лей Черного моря посредством ассимиляции еже$месячных массивов данных измерений температу$ры и солености в численной модели циркуляциивод моря с учетом реального атмосферного воздей$ствия.

Климатические гидрофизические поля в годо$вом цикле изменчивости получены на базе послед$ней версии климатических массивов T и S [23]. Рас$чет проводился по региональной модели РОМ с ис$пользованием климатических полей атмосферноговоздействия [24]. Результаты анализа сезонной из$менчивости климатических полей моря опублико$ваны в работе [16].

В первых шести пунктах алгоритма решается, посуществу, задача подготовки данных измерений T иS, полученных на гидрологических полигонах, дляих интерполяции на сеточную область численной

10*

436


КНЫШ и др.

модели. Автокорреляционные функции климати$ческих полей температуры и солености были вы$числены по различным направлениям через каждые10° для зимы (февраль), весны (май), лета (август) иосени (ноябрь) на горизонтах 10, 50, 105, 200, 500,1000 и 1500 м [25].

На всех горизонтах для всех сезонов зависимостьинтервала пространственной корреляции полейтемпературы и солености от угла хорошо аппрокси$мируется эллипсом. Большая полуось эллипса кор$реляции поля температуры на 10 м меняет наклонотносительно зонального направления в зависимо$сти от сезона. При этом радиус корреляции вдольмалой и большой полуосей эллипса меняется не$значительно.

Для примера приведем значения радиусов корре$ляции полей температуры и солености в зимний се$зон. Для температуры на горизонте 50 м радиус кор$реляции на уровне 0.2 вдоль большой полуоси эл$липса равен ~250 км, по малой полуоси – ~110 км.На всех горизонтах во все сезоны (кроме горизонта50 м зимой) ориентация изокоррелят поля темпера$туры близка к зональной. Выделяется горизонт 50 мв летний период. На этом горизонте получен мини$мальный радиус корреляции вдоль обеих полуосейэллипса. Как показал анализ, в этот период временираспределение температуры на глубине 50 м (слойхолодного промежуточного слоя моря) являетсявесьма однородным.

Распределения двумерных корреляционныхфункций полей солености характеризуются тем, чтово все сезоны (кроме осени) на глубине 10 м боль$шая полуось эллипса корреляции имеет положи$тельный наклон относительно зонального направ$ления равный ~40° (осенью ~20°). На остальных го$ризонтах во все сезоны изокорреляты поля Sвытянуты в зональном направлении и наклон осиэллипса почти не меняется. Для солености в зим$ний период на глубине 50 м радиус корреляции науровне 0.2 вдоль большой полуоси эллипса равен~230 км, вдоль малой полуоси – ~60 км.

Двумерные корреляционные функции аппрок$симировались аналитическими выражениямиP(Δx, Δy) ~ exp(–αΔx2 – βΔy2), где α и β – коэффи$циенты (км–2), соответствующие аппроксимации поширотному и долготному направлениям, Δx, Δy –шаги сетки (в км) в тех же направлениях соответ$ственно. Коэффициенты α и β определялись мето$дом наименьших квадратов. При аппроксимацииавтокорреляционных функций отклонением боль$шой оси эллипса от зонального направления прене$брегали.

В выражениях (4), (5) в качестве ошибок измере$ний берутся значения относительных дисперсийошибок оптимальной интерполяции. При проведе$нии последней (на этапе 7 алгоритма реанализа)ошибка измерений предполагалась равной нулю.

Период 1971–1993 гг. характеризуется большойинтенсивностью проведения океанографическихработ в Черном море, общее количество станцийсоставило 101 тыс. В это время было выполнено67 гидрологических съемок, практически полно$стью охватывающих акваторию моря, и 72 съемкиотдельно западной или восточной части бассейна.Летний сезон наиболее обеспечен данными наблю$дений, в августе было выполнено 12.5 тыс. станций.Зимний сезон имеет гораздо меньшую обеспечен$ность: количество станций минимально в январе –3.5 тыс. станций. Наибольшая интенсивность про$ведения гидрологических съемок приходится навторую половину 1980$х гг., в отдельные месяцы1986 и 1987 гг. количество станций превышало 1 тыс.На горизонте 50 м количество данных сокращаетсяв 3 раза, на 200 м – в 5 раз. Обеспеченность для глу$бинных слоев составляет 5.5 тыс. станций для гори$зонта 1000 м и 927 станций для 2000 м. В севернойчасти моря (>43.5° N) выполнена основная частьокеанографических работ – 70% общего числастанций. Западная часть моря (<34° E) лучше обес$печена данными, чем восточная часть – 65 и 35%соответственно.

Данные измерений температуры и солености бы$ли подвергнуты количественному контролю, кото$рый выполнялся в два этапа. Первый этап осуществ$лялся перед выполнением процедуры полученияежемесячных массивов данных измерений темпера$туры и солености в точках сетки модели по традици$онной схеме [23]. На втором, дополнительном, этапеконтроля, осуществляемом в процессе отмеченнойпроцедуры, анализировались отклонения измерен$ных значений от климатических величин. Когда этиразности превышали три стандартных отклонения,то такие измерения отбраковывались.

Для получения ежемесячных массивов измере$ний температуры и солености данные выбиралисьиз временного окна ±45 дней. Вклад измерений, от$стоящих по времени на величину Δt от выбранногомесяца, определялся с помощью корреляционнойфункции по времени, которая имела экспоненци$альный вид exp(–α|Δt|). Такой способ полученияежемесячных данных измерений температуры и со$лености позволяет каждому конкретному измере$нию неоднократно участвовать в дальнейшем впроцедуре усвоения данных. Это позволяет такжезаполнить информацией временныfе интервалы, вкоторых измерения не производились. Таким обра$зом, удается значительно уменьшить негативноевлияние на результаты расчетов неоднородностипространственно$временноfго распределения дан$ных измерений.

Ежемесячные поля измерений температуры исолености были восстановлены на 36 горизонтах: 0,5, 10, 16, …, 52, 60, 70, …, 100, 110, 120, 135, 150, 175,200, 250, 300, 400, …, 600, 750, …, 1550, 1350, 1550, …,



2150 м. Глубже горизонта 300 м использовались кли$матические данные по температуре и солености.

Данные реанализа, полученные в результате рас$четов с дискретностью по времени пять суток, явля$ются исходными для исследования межгодовой исезонной изменчивости температуры, солености икинетической энергии (КЭ). Отметим, что межго$довая изменчивость изучалась по поведению сред$ней за год температуры, солености и кинетическойэнергии, которые осреднялись в слоях моря или наотдельных горизонтах.

МЕЖГОДОВАЯ И СЕЗОННАЯ ИЗМЕНЧИВОСТЬ ТЕМПЕРАТУРЫ МОРЯ

Поведение со временем средних по акваторииморя параметров на различных глубинах являетсявесьма показательным при изучении изменчивоститермохалинных и динамических полей. Диаграммамежгодовой и сезонной изменчивости средней погоризонтам температуры в слое 0–300 м за 23$лет$ний период приведена на рис. 1. В течение отдель$ного года прослеживаются основные процессы,формирующие термохалинную структуру: осенне$зимнее выхолаживание вод, формирование верхне$го квазиоднородного слоя (ВКС), обновление хо$лодного промежуточного слоя (ХПС), весенне$лет$ний прогрев вод, образование сезонного термокли$на, формирование нового ХПС, уменьшениехолодозапаса ХПС к осени и нарушение в отдель$ные годы сплошности холодного слоя.

Глубины ВКС колеблются в пределах от 20 до64 м (см. изотермы 7°С). Повышенная толщинаверхнего перемешанного слоя (до ~54 м) наблюда$лась в 1976, 1985, 1987, 1989 и 1992 гг. Максимальнаяглубина перемешанного слоя (~64 м) отмечена в1993 г. На диаграмме выделяются глубины залега$ния холодного промежуточного слоя. Верхняя инижняя границы ХПС идентифицируются по рас$положению изотермы 8°С. Из$за весенне$летнегопрогрева вод образуется сезонный термоклин. Онпроявляется, в основном, на глубинах 10–40 м.Видно, что в весенне$летний период толщина ХПСуменьшается в основном из$за заглубления его верх$ней границы в результате поверхностного прогревавод, вертикальной адвекции и турбулентной диффу$зии тепла. К осени температура воды в ХПС в сред$нем увеличивается. Поведение средней по горизон$там температуры глубже холодного промежуточногослоя подобно сезонной и межгодовой изменчивоститемпературы вблизи нижней границы ХПС.

По классификации работы [11] 1987 и 1989 гг. ха$рактеризуются нормальными, а 1976, 1985, 1992 и1993 гг. – холодными зимними термическими усло$виями. На диаграмме, приведенной на рис. 1, вид$но, что в течение холодных зим поток тепла на гра$нице моря и атмосферы был минимален, в результа$те чего холодозапас и толщина ХПС оказалисьбоfльшими, чем в другие годы. Аномально высокиепотоки тепла на границе моря и атмосферы такжесказываются на поведении ХПС. В частности, сред$няя температура на всех горизонтах слоя 0–300 м

–1

0

–2

60

120

180

240

30019921990198819861984198219801978197619741972

–3

0

1

2

8

8.25

8.5

7

14

8.75

88 8 8 8 8

8

8 8 8

8.25

8.5

7 77

7

8.75

12 1012

1012 10

Глу

бин

а, м

По

ток

теп

ла,

10–

5 °С

м/с (а)

(б)

Рис. 1. Изменчивость среднего по поверхности моря суммарного потока тепла (а) и диаграмма межгодовой и сезоннойизменчивости средней по горизонтам температуры в слое 0–300 м (б).

438


КНЫШ и др.

осенью становится выше 8°С в результате значи$тельного суммарного притока тепла летом в 1971,1972, 1975, 1977, 1980–1982 и 1984 гг. (рис. 1а).Сплошность ХПС на отдельных горизонтах в этигоды нарушается. В целом толщина ХПС с 1985 по1994 гг. имеет тенденцию к увеличению.

Распределение температуры на горизонте 50 м ина разрезе вдоль 43° N (рис. 2) показывает, что летом1981 г. (аномально теплые зимние термическиеусловия [11]) температура на горизонте 50 м суще$ственно выше, а толщина и холодозапас ХПС мень$ше, чем летом 1985 г. (холодные зимние термиче$ские условия). Также весьма показательным являет$ся рис. 3а, на котором видно, что в теплом 1981 г.значения средней на горизонте 50 м температуры втечение почти всего года (за исключением октября–декабря) выше климатических значений. В холод$ном 1985 г. температура в течение годового цикла из$менчивости находится гораздо ниже климатическойкривой. Заметно смещение фазы максимальныхосенних значений температуры 1981 и 1985 гг. по от$ношению к максимуму климатического сезонногохода температуры.

Анализ тенденций межгодовой изменчивостисредней за год и по слоям бассейна температуры вы$явил следующее. В слоях 0–50 и 50–100 м линейныетренды изменчивости являются отрицательными,

что согласуется с тенденцией изменчивости средне$годового суммарного потока тепла (рис. 4а). Ско$рость уменьшения средней температуры в указан$ных слоях равна –2.57 × 10–2 и –1.03 × 10–2°С/годсоответственно. В слое 100–300 м наблюдается хотяи весьма слабый, но положительный тренд. Глубже(в слое 500–1000 м) средняя температура характери$зуется явно выраженным положительным трендом.

Рассмотрение временноfго хода среднегодовыхзначений температуры осредненных на отдельныхгоризонтах (рис. 4б) позволяет точнее определитьсмену тенденций в межгодовой изменчивости дан$ного параметра моря с глубиной. От поверхностиморя до горизонта 100 м включительно прослежива$ется уменьшение температуры с течением времени.На горизонтах 0, 50, 75 и 100 м характеристики трен$дов равны –1.23 × 10–2, –2.31 × 10–2, –8.68 × 10–3 и–2.98 × 10–3°С/год. Вместе с тем на горизонтах 200 и300 м наблюдается тенденция к увеличению сред$ней температуры. Увеличение температуры на этихгоризонтах равно 3.56 × 10–4 и 3.33 × 10–4°С/год со$ответственно. Глубже 300 м пространственная из$менчивость полей температуры весьма мала. Наэтих глубинах линейные тренды температуры поло$жительные.

На величину температуры в Черном море влия$ют многие факторы: потоки тепла через поверх$

46°

45°

44°

43°

42°

41°

40°38°36°34°32°30°

60

120

180

240

300

34° 40°38°36°32°30°28°

28°

N

EH, м

E

40°38°36°34°32°30°

34° 40°38°36°32°30°28°

28° E

E

2118

23

10

8

8.5

8.75

8

8

88

8

8

8.5

8.5

8.5

8.75

8.75

8 7

23 23

8

8.5

8.75

7 7 77

8

88

88.5

8.5

8.75

8.75

8.75

6.5

6

7

6.56.5

6

7

77

7

7

76.5

6.5

6.56.5

6.5

89

7.58

8

8

8

88

8

8

8

8

8

8

88

8

7.57.5

8.5

8.5

8.5

1981 г. 1985 г.

(а) (б)

(в) (г)

Рис. 2. Распределение температуры летом: на глубине 50 м 1981 г. (а) и 1985 г. (б); на разрезах вдоль 43° N 1981 г. (в) и1985 г. (г).



ность и боковые границы моря; перемешивание погоризонтали и вертикали; конвекция и ветровое пе$ремешивание в осенне$зимний период; летний ап$веллинг и др. Согласно работе [26], для изучениямноголетней изменчивости вертикальной страти$фикации были рассчитаны разности среднегодовыхосредненных по горизонтам значений температурыи солености в максимально стратифицированнойчасти пикноклина между горизонтами 100 и 50 м, атакже 200 и 50 м. Отмеченные разности в целом воз$растали по температуре в период 1971–1993 гг., а посолености – в период 1971–1985 гг. Явное увеличе$ние температуры на горизонте 200 м и глубже мож$но объяснить усилением стратификации и умень$шением потока тепла через слой высоких градиен$тов плотности. Такие же результаты получены вработе [26] при исследовании междесятилетней из$менчивости разности между значениями осреднен$ной температуры и солености на тех же горизонтахв период с 1970 до 1990 гг.

Сопоставление межгодовых изменений среднейпо отдельным горизонтам температуры (рис. 4б) скривыми междесятилетней изменчивости среднейтемпературы на тех же горизонтах, полученных вработе [26] (рис. 4в), позволяет сделать следующийвывод. На междекадных периодах времени 1966–1975, 1971–1980, 1976–1985, 1981–1990 и 1986–1995 гг. тенденции в изменчивости температуры ка$чественно совпадают с данными реанализа, чтоподтверждает его достоверность.

МЕЖГОДОВАЯ И СЕЗОННАЯ ИЗМЕНЧИВОСТЬ СОЛЕНОСТИ МОРЯ

Изменчивость средней по горизонтам соленостив слое 0–300 м (рис. 5) показывает, что сезонныйсигнал во временноfй изменчивости солености про$слеживается во всем слое 0–300 м. Наименьшиезначения солености (меньше 18‰) наблюдаются вверхнем слое толщиною ~10–20 м. В 1976 г. (холод$ные зимние термические условия) среднее по по$верхности моря значение солености было макси$мальным и равнялось 18.4‰. С 1977 г. соленостьповерхностных вод заметно уменьшается, о чемсвидетельствует ход кривых сезонного хода, приве$денных на рис. 3б. В сезонном ходе максимум соле$ности приходится на февраль как по климатиче$ским данным, так и в отдельные годы. Минимумсолености достигается в конце июня и являетсяследствием весеннего паводка рек, с июля соле$ность поверхностных вод начинает возрастать.

Анализ тенденций межгодовой изменчивостисредней по слоям моря солености позволил вы$явить следующие закономерности. В верхней частигалоклина (слой 0–20 м) наблюдается отрицатель$ный линейный тренд солености. Характеристикатренда равна –0.89 × 10–2‰/год. Тенденция сред$ней по слою солености в постоянном галоклине(слой 20–150 м) противоположная той, которая на$

блюдается в слое 0–20 м. Скорость увеличениясредней солености в слое 20–150 м составляет 0.16 ×× 10–2‰/год. На фоне общей положительной тен$денции выделяется локальный минимум соленостив 1982 г.

Межгодовая изменчивость солености в слоях150–300 и 500–1000 м характеризуется положитель$ными линейными трендами с наклоном 0.24 × 10–2

и 0.2 × 10–4‰/год соответственно. При общей по$ложительной тенденции изменения солености вслое 150–300 м выделяются три локальных макси$мума – в 1973, 1980 и 1988 гг. Основной вклад в меж$годовую изменчивость средней по объему солено$сти вносит межгодовая изменчивость солености впостоянном галоклине.

Анализ многолетней изменчивости среднегодо$вой солености на отдельных горизонтах предостав$ляет возможность точнее определить глубину сме$ны тенденций изменчивости. Так, на горизонтах 0 и50 м наблюдаются отрицательные линейные трендысолености (для примера на рис. 6а приводится гра$фик на глубине 50 м), их характеристики равны –0.93 × 10–2 и –0.29 × 10–2‰/год соответственно. Нафоне общей отрицательной тенденции на глубине50 м видны повышенные (1970$е и 1990$е гг.) и по$ниженные (1980$е гг.) значения солености. Полино$миальная аппроксимация ряда 5$й степени хорошосогласуется с поведением полиномов 5$й степени,аппроксимирующих многолетние изменения реч$

18.6

18.4

18.2

18.0

17.8

36030024018012060017.6

Сутки

Климатическая1976 г.1984 г.

(а)

(б)

8.8

8.4

8.0

7.6

7.2

3603002401801206006.4

Сутки

Климатическая1981 г.1985 г.

6.8Тем

пер

атур

а, °

СС

оле

но

сть,

‰

Рис. 3. Годовой ход средней по акватории моря: а –температуры на глубине 50 м; б – солености на по$верхности.

440


КНЫШ и др.

ного стока и количества атмосферных осадков в от$меченные годы [28]. В то же время устойчивое по$вышение солености происходит на глубинах более75 м (рис. 6а). Рост солености на 75, 100, 200 и 300 мхарактеризуется величинами трендов 0.28 × 10–2,0.51 × 10–2, 0.31 × 10–2 и 0.12 × 10–2‰/год соответ$

ственно. Анализ пространственных распределенийсолености для различных лет подтверждает много$летние тенденции.

Сравнение временноfго хода годовых величинсолености на отдельных горизонтах с кривымимеждесятилетней изменчивости средней солености

8.68

8.66

8.64

19861988 1992

19901984

19821972

0.4

0

–0.4

–0.8

1988 199219901986

1984–1.2

19821980

19781976

19741972

По

ток

теп

ла 1

0–5 °C

м/с

Годы

19801978

19761974

8.62

8.72

8.64

8.60

1976–1985

1986–19951981–1990

1971–19801951–1960 1966–1975

1961–1970

1956–1965

8.56

8.68

8.0

7.6

7.2

6.8

8.2

7.67.4

7.0

8.07.8

7.2

Тем

пер

атур

а, °

С 50 м

200 м 200 м

50 м

ГодыГоды

Тем

пер

атур

а, °

С

(а)

(б) (в)

(г) (д)

Рис. 4. Межгодовая изменчивость: осредненного по акватории моря суммарного потока тепла (а), осредненной на го$ризонтах температуры (б); междесятилетняя изменчивость осредненной на горизонтах температуры [26] (в). Пунктир$ная линия здесь и далее – линейный тренд.

0

60

120

180

240

30019921990198819861984198219801978197619741972

Глу

бин

а, м

Годы

18.5

1919.5

20

20.521

21.25

21.5

21.5

21.25

18.518.5

19 1919.5 19.5

20.5

20 20

20.5 20.5 20.5

2121

2121

21.2521.25

21.25 21.2521.25

21.521.5

21.5 21.5 21.5 21.521.5

21.5

21.25

21

20.520

19.519

18.5

18.25

18.25 18.25

Рис. 5. Диаграмма межгодовой и сезонной изменчивости средней по горизонтам солености в слое 0–300 м.



на тех же горизонтах [26] (рис. 6б) показывает, чтона междекадных периодах времени 1966–1975,1971–1980, 1976– 1985, 1981–1990 и 1986–1995 гг.тенденции в изменчивости солености качественносовпадают с данными реанализа.

Временнаfя изменчивость годовых величин соле$ности в верхнем слое определяется многими факто$рами – водообменом через проливы Босфор и Кер$ченский; стоком рек; осадками; испарениями; ин$тенсивностью перемешивания вод моря в зимний

18.60

20.15

20.10

20.05

20.00

19.95

19911989

19871985

1971 19831981

19791977

19751973

19.90

20.15

19.9519.9019.8519.80

1986–19951981–1990

1976–1985

1971–19801966–1975

1961–1970

1956–1965

19.75

1951–1960

20.1020.0520.00

18.70

18.60

18.55

18.50

18.65

18.70

18.65

18.55

18.50Со

лен

ост

ь, ‰

Годы

50 м

100 м

(а) (б)

Годы

Со

лен

ост

ь, ‰ 100 м

50 м

Рис. 6. Межгодовая изменчивость осредненной на горизонтах солености (а); междесятилетняя изменчивость осред$ненной на горизонтах солености [26] (б).

0.5

0

–0.5

0

60

120

180

240

300199219901988198619841982

–1.0

19801978197619741972

1.0

1.5

Зав

ихр

енн

ост

ь ве

тра,

10–

10 м

/с2

Глу

бин

а, м

Годы

0.5 1 3 5 Дж/м2

(а)

(б)

Рис. 7. Изменчивость среднего по поверхности моря вихря касательного трения ветра (а) и диаграмма межгодовой исезонной изменчивости средней по горизонтам кинетической энергии в слое 0–300 м (б).

442


КНЫШ и др.

период посредством конвекции и ветровым пере$мешиванием. Пресноводный баланс имел положи$тельный линейный тренд в 1951–1985 гг. [2]. В пери$од 1951–1995 гг., согласно работе [27], испарениеуменьшалось. Количество атмосферных осадков (вгодовых величинах), выпадавших на поверхностьЧерного моря в период с 1923 по 2005 гг., увеличива$лось [28]. В это же время тренд многолетних изме$нений величин речного стока оказался незначи$тельным [28]. С учетом этих оценок можно сделатьвывод о том, что баланс пресных вод имел также по$ложительный тренд в период 1951–1995 гг. Именноэтим фактором можно объяснить отрицательнуютенденцию во временноfй изменчивости годовыхвеличин солености в верхнем слое 0–50 м.

Межгодовая изменчивость солености в постоян$ном галоклине Черного моря зависит в основном отвременноfй изменчивости расходов и соленостимраморноморской воды, поступающей в море черезпролив Босфор. К настоящему времени достовер$ных сведений об этом не имеется. Увеличение соле$ности глубже 50 м может быть связано с усилениемстратификации вод в период 1971–1985 гг., а такжеположительным трендом солености в Средиземном

море [29]. Возможна также интенсификация подъ$ема вод на нижней границе постоянного галоклина.

МЕЖГОДОВАЯ И СЕЗОННАЯ ИЗМЕНЧИВОСТЬ КРУПНОМАСШТАБНОЙ

ЦИРКУЛЯЦИИ МОРЯ

Для изучения изменчивости интенсивностикрупномасштабных течений Черного моря рассчи$тывалась величина среднегодовой кинетическойэнергии течений, осредненной на отдельных гори$зонтах и в слоях моря.

Показанная на рис. 7 диаграмма межгодовой исезонной изменчивости средней по горизонтам ки$нетической энергии свидетельствует о следующем.Четко прослеживается сезонная изменчивость ки$нетической энергии в течение года: летом и осеньюона существенно меньше, чем зимой. Наибольшаяинтенсивность циркуляции вод в слое 0–300 м на$блюдается в феврале–марте, наименьшая – в сен$тябре–октябре. Известно, что ветер является опре$деляющим фактором в формировании полей тече$ний моря. Особенности сезонной изменчивостисреднего по поверхности моря вихря касательного

2.5

2.4

2.3

0.80

0.76

0.72

0.68

0.64

0.60

19851991

198919871983

19811971 1979

19771975

1973

0.56

2.2

2.1

2.0

4.0

4.2

4.4

4.6

4.8

5.0

2.0

1.8

1.6

0.036

0.032

0.028

0.024

1986–19951981–1990

1976–1985

1971–19801966–1975

1961–1970

1956–1965

0.020

1.4

1.2

2

3

4

5

6

1951–1960

КЭ, Дж/м3

0–50 м

50–150 м

200–300 м

0–50 м

50–150 м

200–300 м

Годы

КЭ, Дж/м3

Годы

Рис. 8. Межгодовая изменчивость средней по слоям моря КЭ (а); междесятилетняя изменчивость средней по слоямморя КЭ [4] (б).

(б)(a)



трения ветра (рис. 7а) обусловливают сезонную из$менчивость величин средней по горизонтам КЭ.

Межгодовая изменчивость среднегодовой осред$ненной по слоям моря КЭ (рис. 8а) характеризуетсятем, что в слоях 0–50 и 50–150 м наблюдается поло$жительный линейный тренд. Характеристики трен$дов следующие: 3.41 × 10–6 и 3.49 × 10–6 Дж/м3/годсоответственно. В слое 200–300 м КЭ в среднемуменьшается на 1.25 × 10–6 Дж/м3/год. Сопоставле$ние временноfго хода годовых величин КЭ в отме$ченных выше слоях с кривыми междесятилетнейизменчивости средней КЭ в этих же слоях [4](рис. 8б) позволяет сделать вывод о том, что на меж$декадных периодах времени 1966–1975, 1971–1980,1976–1985, 1981–1990 и 1986–1995 гг. тенденции визменчивости качественно совпадают с даннымиреанализа.

Тенденции межгодовой изменчивости КЭ наотдельных горизонтах различны. На поверхностиморя характеристика тренда отрицательная и равна–1.33 × 10–6 Дж/м3/год. Такой тренд энергии объяс$няется ослаблением дрейфовых течений, связан$

ным с уменьшением среднегодового осредненно$го по поверхности моря модуля вектора касатель$ного трения ветра. На глубинах 50, 75, 100 и 150 мкинетическая энергия в рассматриваемом вре$менноfм интервале увеличивается. Величинытрендов равны 4.99 × 10–6, 4.91 × 10–6, 3.74 × 10–6 и1.53 × 10–6 Дж/м3/год соответственно. Временнойход годовых величин вихря касательного тренияветра (рис. 9а) объясняет положительный тренд КЭна 50, 75, 100 и 150 м. Тренд в межгодовой измен$чивости КЭ на глубине 200 м характеризуется какслабый отрицательный (–3.42 × 10–7 Дж/м3/год) сусилением на 300 м до значения, равного –1.31 ×× 10–6 Дж/м3/год. Глубже во временноfм ходе значе$ний кинетической энергии наблюдается ее умень$шение.

По изменению кинетической энергии на гори$зонтах 50, 75, 100 и 150 м выделяются годы с мень$шими (1974, 1978, 1980, 1983, 1986 и 1990 гг.) и боль$шими (1972, 1977, 1981, 1988, 1991 и 1993 гг.) ее годо$выми величинами. Интенсивность зимнейциркуляции вод в эти годы ослабляется или повы$шается соответственно (рис. 9б, 9в). Отметим, что

0.6

0.4

0.2

0

1991198719851977197519731971

46°

45°

44°

43°

42°

41°

40°38°36°34°32°30°28°

N

E

м/с 1974 г.min = 4.55e–4max = 2.62e–10.3

40°38°36°34°32°30°28° E

м/с 1988 г.min = 1.45e–3max = 2.68e–10.3

–0.21989198319811979 Годы

Зав

ихр

енн

ост

ь ве

тра,

10–

10 м

/с2

(а)

(б) (в)

Рис. 9. Временной ход среднего за год и по акватории моря вихря касательного трения ветра (а); течения Черного моряна глубине 50 м 19 февраля: 1974 г. (б), 1988 г. (в).

444


КНЫШ и др.

на картах течений в годы большей интенсивностициркуляции (рис. 9в) наблюдаются более мощноеОсновное черноморское течение и такие антицик$лонические вихри как Кизилирмакский, Батум$ский, Кавказский, Севастопольский, Калиакра иБосфорский.

ВЫВОДЫ

В настоящей работе впервые выполнен ретро$спективный анализ гидрофизических полей Черно$го моря за период 1971–1993 гг. Описан алгоритмреанализа, базирующийся на ассимиляции данныхнаблюдений температуры и солености на гидроло$гических полигонах в σ$координатной модели цир$куляции. Восстановление ежемесячных массивовизмерений температуры и солености проведено по$средством оптимальной интерполяции отклоненийот климата данных измерений на станциях в узлысеточной области модели. В процессе интерполя$ции использовались двумерные автокорреляцион$ные функции климатических полей температуры исолености.

Данные реанализа, полученные с дискретностьюпо времени пять суток, были исходными для иссле$дования межгодовой и сезонной изменчивости тем$пературы, солености и кинетической энергии.Межгодовая изменчивость изучалась по поведениюосредненной по годам, в слоях моря и на отдельныхгоризонтах температуры, солености и кинетиче$ской энергии.

Следствием осенне$зимнего выхолаживания водявляется формирование верхнего перемешанногослоя и обновление ХПС. Весенне$летний прогревприводит к образованию сезонного термоклина иформированию нового ХПС. Дальнейшая эволю$ция этого слоя состоит в уменьшении холодозапасаи нарушении осенью в отдельные годы его сплош$ности. Толщина ХПС с 1985 по 1993 гг. включитель$но имеет тенденцию к увеличению.

Ход годовых значений осредненной по отдель$ным горизонтам температуры показал, что на гори$зонтах 0, 50, 75 и 100 м наблюдается многолетняяотрицательная тенденция. Это согласуется с тен$денцией изменчивости величин среднегодовогосуммарного потока тепла, осредненного по аквато$рии моря. На горизонте 200 м и глубже линейныетренды температуры положительные, что можетбыть объяснено усилением стратификации вод мо$ря в период с 1971 по 1993 гг., обуславливающимуменьшение потерь тепла через слой высоких гра$диентов плотности.

Горизонт 50 м, так же как и слой 0–50 м, являют$ся весьма сложными для интерпретации межгодо$вой изменчивости температуры моря из$за наличияв них различных гидрофизических структур, в част$ности, верхнего квазиоднородного слоя и холодно$го промежуточного слоя. В дальнейших исследова$

ниях многолетней термической изменчивости дея$тельного слоя моря предполагается получение ииспользование средних значений температуры от$дельно для ВКС и ХПС.

В сезонном ходе солености максимум приходит$ся на февраль, минимум достигается в конце июняи является следствием весеннего паводка рек. Наповерхности и горизонте 50 м наблюдаются отрица$тельные линейные тренды осредненной солености.Устойчивое повышение солености происходит вслое глубже 75 м.

Отрицательную тенденцию во временноfй из$менчивости годовых величин солености в верхнемслое 0–50 м можно объяснить тем, что баланс прес$ных вод в период 1951–1995 гг. имел положитель$ный тренд [2, 27, 28]. Увеличение солености глубже50 м объясняется усилением стратификации вод впериод 1971–1985 гг., связанной, по$видимому, синтенсификацией подъема вод на нижней границегалоклина, а также положительным трендом соле$ности в Средиземном море [29].

Наибольшая по интенсивности циркуляция водморя в слое 0–300 м наблюдается в феврале–марте,наименьшая – в сентябре–октябре. Тенденциимежгодовой изменчивости кинетической энергиина отдельных горизонтах различны. На поверхно$сти моря тренд отрицательный, что может бытьследствием временноfго хода величин среднегодо$вого осредненного по морю модуля вектора каса$тельного трения ветра. Кинетическая энергия на го$ризонтах 50, 75, 100 и 150 м на рассматриваемомвременноfм интервале увеличивается. Такое ее пове$дение можно объяснить положительным трендомвихря касательного трения ветра. Глубже во вре$менноfм ходе кинетической энергии наблюдается ееуменьшение.

Сопоставление тенденций межгодовых измене$ний величин средней по горизонтам температуры исолености, а также величин осредненной по годам ислоям кинетической энергии с тенденциями ходакривых междесятилетней изменчивости тех же па$раметров моря, заимствованных из работ [4, 26],подтверждает качественное соответствие отмечен$ных тенденций.

Специфическими по изменчивости температу$ры, солености и кинетической энергии являютсяшельфовая северо$западная область моря, при$склоновые восточный и западный районы, цен$тральная глубоководная область и зона Основногочерноморского течения. Представляет интерес изу$чение долговременных изменений параметров мо$ря в отмеченных областях, чему будут посвященыотдельные исследования.

Данные реанализа полей температуры, солено$сти и течений Черного моря позволили выявитьразличные тенденции в их межгодовой изменчиво$сти. Причины такой изменчивости кроются в сово$купности влияния на формирование гидрофизиче$



ских полей ряда факторов. Требуется тщательноеизучение различных факторов как по отдельности,так и в целом.

Авторы выражают благодарность Т.Ю. Смирно$вой за проведение расчетов по восстановлениюежемесячных массивов данных измерений темпе$ратуры и солености.

Работа выполнена при частичной поддержкепроекта SESAME – Southern European Seas: Assesingand Modelling Ecosystems Changes (контракт 036949)и проекта MyOcean (grant agreement № 218812) Eu$ropean Community’s Seventh Framework ProgrammeFP7/2007$2013.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Блатов А.С., Булгаков Н.П., Иванов В.А. и др. Из$менчивость гидрофизических полей Черного мо$ря. Л.: Гидрометеоиздат, 1984. 238 с.

2. Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР.Т. IV. Черное море. Вып. 1. Гидрометеорологиче$ские условия. СПб.: Гидрометеоиздат, 1991. 430 с.

3. Еремеев В.Н., Иванов В.А., Тужилкин В.С. Клима$тические черты внутригодовой изменчивости гид$рофизических полей шельфовой зоны Черногоморя. Севастополь. Препринт / МГИ АН СССР,1991. 53 с.

4. Полонский А.Б., Шокурова И.Г. Декадная изменчи$вость характеристик пикноклина и геострофическойциркуляции вод Черного моря в зимний период //Метеорология и гидрология. 2009. № 4. С. 75–92.

5. Полонский А.Б., Ловенкова Е.А. Долговременныетенденции в изменчивости глубоководных термоха$линных характеристик Черного моря // Морскойгидрофизический журн. 2006. № 4. С. 18–30.

6. Полонский А.Б., Ловенкова Е.А. Долговременныетенденции в изменчивости характеристик пикно$клина Черного моря // Изв. РАН. Физика атмо$сферы и океана. 2006. Т. 42. № 3. С. 419–430.

7. Полонский А.Б., Ловенкова Е.А. Тренд температуры исолености деятельного слоя в Черном море во второйполовине XX века и его возможные причины // Изв.РАН. Физика атмосферы и океана. 2004. Т. 40. № 6.С. 832–841.

8. Титов В.Б. Годовая изменчивость динамическихпараметров кольцевого циклонического течения всеверо$восточной части Черного моря // Метеоро$логия и гидрология. 2003. № 8. С. 80–88.

9. Шокурова И.Г. Анализ междекадной изменчивостигеострофической циркуляции вод Черного моря взимний период // Системы контроля окружающейсреды. Севастополь: Изд. МГИ НАН Украины,2007. С. 276–279.

10. Шокурова И.Г. Сезонная и междекадная изменчи$вость геострофической циркуляции вод Черного мо$ря // Системы контроля окружающей среды. Сева$стополь: Изд. МГИ НАН Украины, 2008. С. 105–107.

11. Титов В.Б. Влияние многолетней изменчивости кли$матических условий на гидрологическую структуру имежгодовое обновление холодного промежуточного

слоя в Черном море // Океанология. 2003. Т. 43. № 2.С. 176–184.

12. Кныш В.В., Кубряков А.И., Моисеенко В.А. и др. Тен$денции в изменчивости термохалинных и динамиче$ских характеристик Черного моря, выявленные порезультатам реанализа за период 1985–1994 гг. //Экологическая безопасность прибрежной и шель$фовой зон и комплексное использование ресурсовшельфа. Севастополь: ЭКОСИ$Гидрофизика, 2008.Вып. 16. С. 279–290.

13. Кубряков А.И. Применение технологии вложенныхсеток при создании системы мониторинга гидро$физических полей в прибрежных районах Черногоморя // Экологическая безопасность прибрежнойи шельфовой зон и комплексное использованиересурсов шельфа. Севастополь: ЭКОСИ$Гидрофи$зика, 2004. Вып. 11. С. 31–50.

14. Blumberg A.F., Mellor G.L. A description of a three$di$mensional coastal ocean model // Three DimensionalShelf Models, Coastal Estuarine Sci., /Ed. N. Heaps,AGU, Washington D.C., 1987. V. 5. P. 1–16.

15. Mellor G.L. and Yamada T. Development of a turbulenceclosure model for geophysical fluid problem // Rev. Geo$phys. and Spase Physics. 1982. № 20. P. 851–875.

16. Кныш В.В., Кубряков А.И., Инюшина Н.В. и др. Вос$становление климатической сезонной циркуляцииЧерного моря на основе модели в σ$координатах сиспользованием ассимиляции данных о температуреи солености // Экологическая безопасность при$брежной и шельфовой зон и комплексное использо$вание ресурсов шельфа. Севастополь. ЭКОСИ$Гид$рофизика, 2008. Вып. 16. С. 243–265.

17. Berntsen J., Skogen M.D., Espelid T.O. Description of aσ$coordinate ocean model // Technical Report Fiskenog Havet. Institute of Marine Research. Bergen, Nor$vay. 1996. № 12. P. 18.

18. Uppala S.M., Kаllberg P.W., Simmons A.J. et al. TheERA$40 re$analysis // Quart. Journ. Royal. Meteorol.Soc. 2005. V. 131. № 612. P. 2961–3012.

19. Hellerman S., Rosenstein M. Normal monthly windstress over the world ocean with error estimates //J. Phys. Oceanogr. 1983. V. 13. P. 1093–1104.

20. Large W.G., Pond S. Open ocean momentum flux mea$surements in moderate to strong winds // J. Phys. Ocean$ogr. 1981. V. 11. P. 324–481.

21. Саркисян А.С., Кныш В.В., Демышев С.Г. и др. Много$элементный четырехмерный анализ гидрофизиче$ских полей на основе динамико$стохастических мо$делей (для программы “Разрезы”) // Итоги науки итехники. Атмосфера, океан, космос – программа“Разрезы”. Т. 9. М.: ВИНИТИ, 1987. С. 5–64.

22. Гандин Л.С., Каган Р.А. Статистические методы ин$терпретации метеорологических данных. Л.: Гид$рометеоиздат, 1976. 357 c.

23. Белокопытов В.Н. Термохалинная и гидролого$акустическая структура вод Черного моря. Дис. …канд. геогр. наук. Севастополь: МГИ НАН Украи$ны, 2004. 160 с.

24. Дорофеев В.Л., Коротаев Г.К. Ассимиляция данныхспутниковой альтиметрии в вихреразрешающеймодели циркуляции Черного моря // Морской гид$рофизический журнал. 2004. № 1. С. 52–68.

446


КНЫШ и др.

25. Моисеенко В.А., Белокопытов В.Н. Оценка качествамассива данных гидрологических измерений, под$готовленного для решения задачи реанализа со$стояния Черного моря за период 1971–1993 гг. //Экологическая безопасность прибрежной и шель$фовой зон и комплексное использование ресурсовшельфа. Севастополь: ЭКОСИ$Гидрофизика, 2008.Вып. 16. С. 184–189.

26. Белокопытов В.Н., Шокурова И.Г. Оценки межде$сятилетней изменчивости температуры и солено$сти в Черном море в период 1951–1995 гг. // Эколо$гическая безопасность прибрежной и шельфовойзон и комплексное использование ресурсов шель$фа. Севастополь: ЭКОСИ$Гидрофизика, 2005.Вып. 12. С. 12–21.

27. Липченко А.Е., Ильин Ю.П., Репетин Л.Н. и др.Уменьшение испарения c поверхности Черного

моря во второй половине ХХ столетия как след$ствие глобальных изменений климата // Экологи$ческая безопасность прибрежной и шельфовойзон и комплексное использование ресурсов шель$фа. Севастополь: ЭКОСИ$Гидрофизика, 2006.Вып. 14. С. 449–461.

28. Репетин Л.Н., Долотов В.В., Липченко М.М. Про$странственно$временная и климатическая изменчи$вость атмосферных осадков, выпадающих на поверх$ность Черного моря // Экологическая безопасностьприбрежной и шельфовой зон и комплексное ис$пользование ресурсов шельфа. Севастополь: ЭКО$СИ$Гидрофизика, 2006. Вып. 14. С. 462–476.

29. Tsimplis M.N., Josey S.A., Rixen M. et al. Оn forcing ofsea level in the Black sea // J. Geophys. Res. 2004.V. 109. C08015, doi: 10.1029/2003JC002185.

Seasonal and Interannual Variability of Black Sea Hydrophysical Fields Reconstructed from 1971–1993 Reanalysis Data

V. V. Knysh, G. K. Korotaev, V. A. Moiseenko, A. I. Kubryakov, V. N. Belokopytov, and N. V. Inyushina

Marine Hydrophysical Institute, National Academy of Sciences of Ukraine, ul. Kapitanskaya 2, Sevastopol, Crimea, 99011 Ukrainee�mail: [email protected]

Received April 8, 2010; in final form, August 10, 2010

Abstract—We pioneered a retrospective analysis of Black Sea hydrophysical fields for the period from 1971to 1993. We describe a reanalysis algorithm based on the assimilation (in a σ�coordinate circulation model)of observed temperature and salinity data obtained on hydrophysical test areas. The thickness of the coldintermediate layer (CIL) and its freezing capacity for 1985 to 1993 were found to be increasing. At the levelsof 0, 50, 75, and 100 m, the tendency of variations in annual values of level�averaged temperature is negative.At the level of 200 m and deeper, the linear trends of the interannual course of temperature are positive. Wefound that the linear trends of interannual variations in salinity are negative in the upper layer of 0 to 50 mand positive at 75 m and deeper. The sea�water circulation in the layer from 0 to 300 m was observed to bemaximum in February–March and minimum in September–October. The characteristic of the linear trendof interannual variations in the kinetic energy of currents averaged over the sea surface is negative, while itsvalue is positive in the layer from 50 to 100 m. Some factors responsible for the formation of hydrophysicalfields in the sea and their seasonal and interannual variations were indicated. We revealed that there is a qual�itative resemblance between temperature, salinity, and kinetic energy.

Keywords: reanalysis, algorithm of reanalysis, data assimilation, circulation model, seasonal variability, inter�annual variability.

Seasonal and Interannual Variability of Black Sea Hydrophysical Fields Reconstructed from...

Documents

Transcript of Seasonal and Interannual Variability of Black Sea Hydrophysical Fields Reconstructed from...