WWW.KNIGA.LIB-I.RU
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - Онлайн материалы
 

Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |

«Федеральная служба России по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды ТРУДЫ ГОСУДАРСТВЕННОГО ОКЕАНОГРАФИЧЕСКОГО ИНСТИТУТА ...»

-- [ Страница 1 ] --

Федеральная служба России по гидрометеорологии

и мониторингу окружающей среды

ТРУДЫ

ГОСУДАРСТВЕННОГО ОКЕАНОГРАФИЧЕСКОГО

ИНСТИТУТА

И сследования

океанов и морей

Под редакцией

д-ра физ.-мат. наук А. С. Васильева

Санкт-Петербург

ГИДРОМЕТЕОИЗДАТ

УДК 551.466 + 551.467

Рассмотрены вопросы теоретических и экспериментальных исследований

Атлантического, Тихого и Южного океанов. Изложены результаты исследова­ ний периодических и непериодических колебаний уровня морей. Представлены результаты моделирования основных физических полей и их изменчивости. Даны результаты исследований прибрежных акваторий морей России.

П редназначен для специалистов океанологов, гидротехников, судостроите­ лей, экологов, а такж е может быть использован преподавателями, аспирантами и студентами университетов и гидрометеорологических институтов.

180504600-01 © Государственный океанограИ 0 6 9 (02)-2002 фический институт (ГОИН),

ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ И ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ

ИССЛЕДОВАНИЯ

АТЛАНТИЧЕСКОГО, ТИХОГО И ЮЖНОГО ОКЕАНОВ

КЛИМАТИЧЕСКИЕ ТРЕНДЫ И ОСНОВНЫЕ ПЕРИОДЫ

ИЗМЕНЧИВОСТИ ТЕМПЕРАТУРЫ, СОЛЕНОСТИ

И КИСЛОРОДА ВОДНЫХ МАСС СЕВЕРНОЙ АТЛАНТИКИ



Л. С. Чернышев, В. В. Лапшин, А. Г. Орех УДК 551.464 Изучение климатической изменчивости океанологических характеристик — одна из важнейш их задач современной океанологии. В данной работе параметры многолетней изменчивости температуры, солености и концентрации кислорода в водных массах северной А тлантики определены с использованием результатов океанографического районирования рассматриваемой акватории, разделенной на две области — полярных и атлантических вод. Проведен сравнительный анализ климатической изменчивости для указанных областей в различные сезоны года.

Д ля полярных и атлантических вод при помощи спектрального анализа определены основные периоды изменчивости температуры, солености и содержания кислоро­ да. Данные натурных наблюдений предварительно проинтерполированы с исполь­ зованием модифицированного метода пространственно-временной интерполяции.

Работа выполнена при поддержке Российского Фонда Фундаментальных И с­ следований (РФ ФИ), грант 0 1 —05 —65369.

В настоящей работе использован исторический массив океа­ нографических данных, содержащий данные наблюдений темпе­ ратуры, солености и содержания кислорода, проводившихся в 1954—1984 гг. Для анализа использованы данные наблюдений на акватории Норвежского и Гренландского морей с координата­ ми 60—80° с. ш. и 10° з. д.—10° в. д.

Гидрологическую структуру рассматриваемого региона опре­ деляет комплексное взаимодействие теплых и соленых вод ат­ лантического происхождения с холодными и распресненными водамиСеверного Ледовитого океана. Таким образом, при прове­ дении океанографического районирования необходимо учитывать присутствие двух основных водных масс — атлантической и по­ лярной. Чтобы районировать акваторию, ее разделили на 100 квад­ ратов со стороной 2°.

Отдельно рассмотрены данные, относящиеся к различным сезо­ нам и горизонтам. Данные исходного массива измерений темпе­ ратуры, солености и содержания кислорода разделены на 100 вы­ борок длиной 30 лет, соответствующих 2-градусным квадратам, и осреднены по 90-суточным интервалам внутри каждого выбо­ рочного ряда. Таким образом построено 100 рядов наблюдений температуры, солености и содержания кислорода, разделенных на 120 интервалов по 90 сут.





Рассматриваемая акватория районирована с использованием традиционного ^ -а н а л и за [9], а также метода автоматической классификации на основе алгоритма кратчайшей связывающей сети [1]. К преимуществу последнего метода можно отнести воз­ можность изменять число квадратов, принадлежащих выделен­ ным классам, что позволяет определить водную массу с задан­ ным климатическим сигналом. Поэтому большинство выделен­ ных при помощи этого метода областей обладают значимыми трендами в многолетней изменчивости.,

Районирование отдельно проведено для следующих слоев:

— поверхностного водного — до глубины 100—200 м, — промежуточного — глубины 200—500 м, — нижележащих — глубже 500 м.

Результаты проведенного районирования дл я слоя 100—200 м (рис. 1) показали, что Атлантическая водная масса расположена в южной (южнее 65° с. ш.) и юго-восточной области рассматрива­ емой акватории. Проникновение теплых атлантических вод вос­ точнее нулевого меридиана до 72—75° с. ш. (в зависимости от сезона) обусловлено существующей в этом районе системой квазистационарных течений.

Пространственно-временная изменчивость структуры Атлан­ тической водной массы характеризуется увеличением ее объема зимой и осенью. Это связано с усилением Северо-Атлантического течения, определяющего присутствие Атлантических вод на ак­ ватории Норвежского и Гренландского морей. С увеличением глу­ бины (слой 200—500 м) присутствие атлантических вод заметно уменьшается — граница раздела атлантической и полярной вод­ ных масс смещается на юг до 65° с. ш.

Перед проведением статистического анализа данных натур­ ных наблюдений на наличие трендов и выявление основных цик­ личностей проведена интерполяция поквадратных рядов натур­ ных данных с использованием модифицированного метода пространственно-временной интерполяции [8]. Для каждого из указанных слоев атлантической и полярной водных масс и каж­ дого сезона года построены многолетние тренды. Статистическая достоверность полученных климатических трендов контролирова­ лась при помощи расчета доверительной границы (с уровнем а) 6) ШШЩШШШШШ Ш Ш Ж МШ Ш МШ й \у. ш ш ш ш ш ш Щ ^Ш ^Ш Ш М ЙШ Ш А Л5 гу шшшж 1Ш.ШМ щМШ т Ш ш ш шШшА ШШ ш

-'Щ Ш Г

–  –  –

значимости 0,9) для коэффициентов регрессии, а также дове­ рительных интервалов линии регрессии — климатического трен­ да (рис. 1 и 2). Доверительная граница р1А; (на уровне значимо­ сти 0,9) для коэффициентов регрессии А- определялась на основе выражения [3]:

Р Ц = Щ «0 90/{Е[д:(. - ^ /2]2}1/2, Е, - {1[У,; - (А* х, + В ) Г /ы у /\ где у = 1...16 — номер регрессионной зависимости для атланти­ ческой и полярной водных масс, для каждого из сезонов и ука­ занных слоев; N = 30 — объем выборки для каждого из сезонов;

х = 1...30 — значения временной шкалы, длина которой равна числу 90-суточных интервалов начиная с 1954 г.

Результаты регрессионного анализа для Атлантической и По­ лярной водных масс показаны на рис. 2 и 3. Коэффициенты регрес­ сии полученных трендов и границы доверительных интервалов для коэффициентов регрессий даны в таблице.

Климатические тренды температуры, солености и содержания кислорода для различных слоев океана качественно совпадают.

Исключением являются тренды в значениях температуры для осе­ ни — на глубине 10 0 — 200 м наблюдается статистически значимое снижение температуры (см. рис. 2 г), а в слое 200—500 м — стати­ стически значимый рост температуры. В остальных случаях ста­ тистически значимые разнонаправленные тренды не отмечены.

Сравнительный анализ трендов атлантической и полярной водных масс в слое 1 0 0 — 20 0 м показывает, что тренды солености качественно совпадают для всех сезонов. Тренды температуры и содержания кислорода указанных водных масс совпадают по на­ правлению зимой и летом. Важной особенностью является стати­ стически значимый рост весенней среднесезонной температуры для полярной водной массы и статистически значимое ее умень­ шение для атлантической водной массы., Рассмотрим подробнее результаты выполненного регрессион­ ного анализа трендов атлантической и полярной водных масс в слое 1 0 0 — 20 0 м.

Для атлантической водной массы наблюдается статистически зна­ чимое уменьшение температуры весной и летом (см. рис. 2 б и в), причем летом тренд наибольший. Уменьшение температуры для лета происходит со средней скоростью 0,07 °С/год. Зимой и осенью наблюдается несущественное увеличение температуры (см. рис. 2 а и г). Соленость статистически значимо уменьшается для зимы, весны и лета (см. рис. 2 д, е и ж) и незначительно — для осени (см. рис. 2 з). Наибольший тренд для солености — зимой. Содержание кислорода значимо увеличивается весной и летом, причем весной тренд наибольший (см. рис. 2 к и л). Вес­ ной концентрация кислорода увеличивается со средней скорос­ тью 0,027 м л/л в год. Зимои и осенью она несущественно умень­ шается (см. рис. 2 и и м).

Коэффициенты регрессии А и границы 90 %-х доверительных интервалов для коэффициентов регрессии р14

–  –  –

111111)11 ||||||||||| 11111 Л 2 • 10 '3 2 • 10-4 1 • 10“3 1 • 10“4 со

–  –  –

Рис. 4. Спектральная плотность, построенная по осредненным значениям временных рядов 2-градусных квадратов океанологических характеристик для всей акватории (а, г, ж); для квадратов, отнесенных при районировании к атлантической (б, д, з ) и полярной (в, е, и) водным массам.

а —в: т е м п е р а т у р а, г —е: с о л е н о с т ь, ж — и: с о д е р ж а н и е к и с л о р о д а, п у н к т и р — 9 0 % -я д о в е р и ­ тельная граница уровня мощности белого шума.

— в третьем — для квадратов, отнесенных при зимнем райо­ нировании к полярной водной массе по каждому из интервалов временной дискретности (90 сут).

Для контроля достоверности полученных оценок спектраль­ ной мощности определена 90 % -я доверительная граница уровня мощности белого шума (рис. 4).

Анализ оценок спектральной плотности показал, что основ­ ным периодом изменчивости температуры и содержания кисло­ рода в слое 1 0 0 — 20 0 м для обеих выделенных водных масс явля­ ется годовой ход (см. рис. 4 а —в, ж—и). Спектральная мощность годовой гармоники для этих характеристик более чем в 2 раза мощнее каждой из остальных гармоник. Годовая гармоника для этих характеристик является единственной, спектральная мощ­ ность которой превышает 90 % -ю доверительную границу мощ­ ности белого шума. Для солености (см. рис. 4 г —е) основным периодом изменчивости для обеих водных масс является цик­ личность с периодом 10—13 лет, которая является единственной гармоникой, мощность которой превышает 90 % -й порог белого шума для всех водных масс. Кроме указанной гармоники, скорее всего, связанной с 1 1 -летним циклом солнечной активности, для солености наблюдается годовая составляющая, спектральная мощ­ ность которой превышает 90 % -й порог белого шума для атлан­ тической водной массы.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. В а й н о в с к и й П. А., М а л и н и н В. Н. Методы обработки и анализа океанологической информации: Многомерный анализ. — СПб.: Гидрометеоиздат, 1992. — 350 с.

2. Д ж е н к и н с Г., В а т е Д. Спектральный анализ и его приложения. Вып. 1 и 2. — М.: Мир, 1971—1972. — 470 с.

3. Д ж о н с о н Н., Л и о н Ф., Статистика и планирование экспериме технике и науке. Методы обработки данных. — М.: Мир, 1980. — С. 452—472.

4. Е ф и м о в В. В., П р у с о в А. В., Ш а к у р о в М. В. Классификация межгодовых аномалий температуры поверхности Мирового океана / / Океанология. — 1995. — Т. 35, № 4. — С. 505—513.

5. К е й С. М., М а р п л С. Л. Современные методы спектрального анализа / / ТИИЭР. — 1981. — Т. 69, № 11. — С. 5—51.

6. О т н е с Р., Эн о к с о н Л. Прикладной анализ временных рядов. — М.:

Мир, 1982. — 420 с.

7. Р о ж к о в В. А. Методы вероятностного анализа океанологических про­ цессов. — Л.: Гидрометеоиздат, 1979. — 365 с.

8. Ч е р н ы ш е в Л. С. Модифицированный метод пространственно-времен­ ной интерполяции для восстановления полей океанологических величин / / См.

наст. сб. — С. 440—449.

9. Ш т о к м а н В. Б. Основы теории Г.в-кривых как метод изучения переме­ шивания и трансформации водных масс моря / / Проблемы Арктики. — 1943. — № 1. _ 270 с.

ТЕРМОХАЛИННАЯ СТРУКТУРА ВОД

В РАЙОНАХ ДИНАМИЧЕСКОГО РАЗРУШЕНИЯ

СРЕДИЗЕМНОМОРСКИХ ЛИНЗ

–  –  –

УДК 551.465 Проанализированы особенности термохалинной структуры средиземномор­ ских вод (СМВ) на глубинах 700—1200 м в северной части Западно-Европейской котловины на южной периферии Северо-Атлантического течения.

Специальные гидрологические съемки, выполненные кораблями ИО РАН, и материалы м еж ­ дународных экспериментов по исследованию циркуляции на этих глубинах при помощи поплавков нейтральной плавучести позволили проследить последнюю стадию эволюции линз СМВ. Показано, что линзы оказываю тся здесь сильно разруш енными (потеряна значительная часть их объема), но они продолжают существовать в виде веретенообразных объектов (с горизонтальными осями 15— 30 км), проявляю щ ихся в слое толщиной 300—400 м. При изменении скорости течения с глубиной линза «расслаивается», а ее части в виде отдельных вращ а­ ю щ ихся дисков начинают удаляться от материнского вихря, деформируя общую ось вращ ения, и затем, отдаляясь от нее, продолжают существовать самостоятель­ но в виде линз меньших вертикальных масштабов. Такие «осколки» основной линзы могут взаимодействовать с окружающими водами и зоной фронтального раздела, теряя момент количества движения и отличительные свойства СМВ.

Работа выполнена при поддержке РФФ И, грант 0 1 —05—64025.

–  –  –

мик Вавилов», П— 2-й рейс 30" 25" I- о 35" НИС «Академик Иоффе».

22.03. Д. 21.5 21.0 Г 20.5 ' 20.(Г I1I | | | | I | | |___ I I на промежуточных глубинах. Они двигаются со средней скорос­ тью 1—5 см/с и «веерообразно» распространяются от источника СМВ (рис. 1). Отдельные крупные линзы могут существовать не­ сколько лет и достигать Срединно-Атлантического хребта. По мере удаления от источника происхождения линзы постепенно раз­ рушаются, но сохраняют в своем ядре характеристики свойств СМВ.

Линзы, распространяющиеся в северо-западном направлении, следу­ ют по центральной части Западно-Европейской котловины над глу­ бинами 4000 м и далее 45° с. ш. не обнаруживаются (см. рис. 1).

Остается открытым вопрос: что происходит и куда деваются остатки линз. Известно [12], что существует следующая циклони­ ческая циркуляция промежуточных вод на горизонте 10 0 0 м: из Бискайского залива течение движется на север вдоль континен­ тального склона, на широте около 50° с. ш. оно поворачивает на запад и следует далее вдоль Срединно-Атлантического хребта на юго-запад. Однако в северной части котловины (на 50“ с. ш.) это течение встречается с мощной восточной струей Северо-Атлантического течения [4], и, возможно, от циклонического потока от­ деляется ветвь, поворачивающая на северо-восток. Судя по лите­ ратурным источникам, пока не удавалось проследить, как часто СМВ захватываются Северо-Атлантическим течением. Однако ве­ лика вероятность, что в силу динамических условий в зоне фрон­ та между двумя глубинными течениями создаются области, где могут накапливаться остатки линз СМВ и возможно усиление процессов перемешивания с окружающими водами или вовлече­ ние линз в циклоническую циркуляцию вод в котловине.

Имеющиеся данные позволяют рассмотреть термохалинную структуру СМВ на промежуточных глубинах северо-западной окраи­ ны Западно-Европейской котловины (более 1100 миль от Гибралтар­ ского пролива) и проследить последнюю стадию эволюцщ? медди.

Материалы наблюдений и методика обработки

Работа основана на данных собственных измерений, выполнен­ ных отдельными авторами в экспедициях на судах Института океанологии им. П. П.

Ширшова РАН и материалов открытых источников:

— ВНИИГМИ—МЦД (Обнинск), — World Ocean DATA—1994 (с исправлениями 1996 г. и до­ полнениями 1998 г.), — WOCE, — архивных материалов ИО РАН и ГОИН.

Основными материалами следует считать данные двух CTDсъемок, выполненных судами ИО РАН в 1989 г. на полигоне с координатами 47° 4 0 '—49° 00' с. ш. и 20° 5 0 '—21° 40' з. д. в севе­ ро-западной части Западно-Европейской котловины. Первая съем­ ка из 22 CTD-станций, выполненная НИС «Академик Вавилов»

21—29 августа, носила рекогносцировочный характер. Обнару­ жение сложной термохалинной структуры вод на промежуточ­ ных горизонтах 800—1200 м побудило выполнить три разреза с расстоянием между станциями 1 0 миль, секущих данный поли­ гон по широте, меридиану и по диагонали. Для получения ответа на вопрос, какое образование обнаружено, 2 —5 сентября выпол­ нена вторая CTD-съемка на НИС «Академик Иоффе», охватив­ шая большую акваторию по квадратной сетке 5 х 5 станций с расстоянием между ними 15 миль, а также диагональный разрез из семи станций через 5 миль (см. рис. 1). Все CTD-наблюдения проведены до глубины 1500 м. При построении разрезов и карт использована стандартная обработка [8].

По данным второй съемки для горизонтов 800, 900, 1000, 1 1 0 0 и 1 2 0 0 м оценена абсолютная скорость течений на основе модификации модели [9], учитывающей изменчивость рельефа дна. Для этой же цели использованы данные указанных архи­ вных массивов, чтобы восстановить вертикальные профили тем­ пературы и солености на глубины от 1500 м до дна. При этом предположено, что колебания термохалинных характеристик в масштабах от синоптического и выше на этих глубинных гори­ зонтах несущественны для задач данного исследования.

К анализу привлечены и материалы инструментальных наблю­ дений над течениями в толще океана в исследуемом районе. Впер­ вые такие работы проведены здесь в рамках эксперимента NEADS (North Atlantic Dynamics Study, Gould 1983) [14]. В экспериментах

WOCE выполнены еще два исследования течений в том же районе:

1) французский проект AREANE,

2) EUROFLOAT [12].

В последнем эксперименте были выпущены акустические буи, которые прослеживались в течение двух лет на глубинах 500, 1000 и 1750 дбар в 20 точках северо-восточной Атлантики.

–  –  –

Совместный анализ всех разрезов по температуре, солености и Т, S-кривых показал, что слои вод на горизонтах 750—1200 м за­ няты модифицированными СМВ. На рис. 2 и 3 приведены Т, S-кривые для семи станций диагонального разреза 2 -й съемки (см. рис. 1 ).

* ^с- о У*, &hla *" О С Рис. 3. Т у й-кривые для станций № 121— 127 со сдвигом по ш к а ­ л е солености на 0,5 ед. пр. сол., I начиная со стан­ ции № 122 и глубиной Т у 5 -и н ­ дексов.

На рис. 2 и 3 отчетливо видно, что с глубин 700—800 м, соле­ ность увеличивается примерно на 0,25 ед. пр. сол.1, при почти постоянной температуре около 8 °С. Эти изменения происходят до глубин 1100—1200 м, а выше и ниже Т, S -индексы практичес­ ки равны для всех станций. Поэтому в этой работе детальнее проанализированы поля температуры, солености, плотности и те­ чений на горизонтах 800, 900, 1000, 1100 и 1200 м, а также ме­ ридиональные разрезы второй съемки. Разрезы и поля гидрофи­ зических характеристик для разных горизонтов по первой съем­ ке были построены и учтены в анализе. Однако с учетом того, что площадь съемки была меньше, в данной работе графический ма­ териал не приведен. Для горизонта 950 м удалось идентифициро­ вать одну и ту же линзу и определить скорость ее перемещения за время между этими съемками.

Совместный анализ распределения температуры и солености на серии горизонтов (рис. 4) показал, что на всех глубинах суще­ ствует сложная пространственная комбинация линзовых образо­ ваний. На всех горизонтах удалось выделить по два вихря, рас­ положенных соответственно в северо-западной и юго-восточной областях полигона, оконтуренных замкнутыми изолиниями наи­ больших значений температуры и солености. Причем изменение термохалинных характеристик по вертикали ясно показывает, что эти воды принадлежат к одному и тому же образованию.

Так, в ядре вихря, расположенного в северо-западной части полигона, темпера­ тура и соленость возрастают с глубиной следующим образом:

— на глубине 800 м — 8,5 °С и 35,25 ед. пр. сол, — на глубине 1000 м — 7,0 °С и 35,23 ед. пр. сол., — на глубине 1200 м — 5,7 °С и 35,12 ед. пр. сол.

Причем вертикальная ось вихря на горизонтах 1000—1200 м сохраняет свое положение, а на горизонтах 800—900 м она за­ метно смещена к северу.

Можно выделить и линзовые образования с более холодными (менее 5— 6 °С) и менее солеными (около 35,05 ед. пр. сол.) вода­ ми. Два таких вихря на северо-востоке и юго-западе полигона выражены слабее в поле температуры и солености, но изменение их параметров по вертикали также прослеживается.

Хотя сила Кориолиса препятствует распаду антициклонических линз, но при длительном перемещении на большие расстоя­ ния они постепенно разрушаются. Создается впечатление, что линза СМВ, продрейфовав в район полигона, практически сохраВ данной статье использованы единицы шкалы ШПС-78. Различия шкал солености в диапазоне 35,0 ± 0,5 пренебрежимо малы (порядка 10"3) в рамках нашего исследования.

Г0 со

–  –  –

,Г ff нила свои вертикальные размеры — несколько сотен метров (300— 400 м), но размеры горизонтальных осей эллипсоида вращения существенно уменьшились — до 15—30 км, и линза стала боль­ ше похожа на узкий вертикальный вихрь. Его вертикальная ось уже в зависимости от средней скорости переноса по глубине ме­ няет свой наклон, что влечет и изменение скорости вращения вод вокруг оси вихря. В данном случае о горизонтальных размерах эллипсоида вращения трудно говорить, поскольку термохалинные характеристики ядра хотя и выделяются замкнутыми изо­ линиями с максимальными значениями в центре, но последние с глубиной заметно меняются по абсолютному значению. Поэтому классическое выделение границ линзы в окружающих водах по характерному перепаду здесь мало приемлемо [5]. В связи с этим лучше выделять центральную ось по глубине, с прилегающей к ней водой, отвечающей характеристикам СМВ. Такое явление отмечено при изучении молодых двухядерных линз [6]: в верх­ ней части молодой линзы, имеющей общую ось вращения с ос­ новной линзой, за счет более высоких скоростей переноса, снача­ ла изменялась ось вращения, а затем верхняя часть совсем отде­ лялась от более глубокой основной линзы.

Анализ распределений гидрологических параметров на мери­ диональных разрезах (рис. 5) подтверждает сложную термохалинную структуру взаимодействия СМВ с фоновыми водами на глубинах 700—1100 м в районе полигона. Каждый отдельный разрез является случайным сечением слоистой системы взаимо­ действия двух антициклонических вихрей СМВ, оси вращения которых изменяются по глубине, и нескольких циклонических вихрей фоновых вод. Наличие такой усложненной термохалинной структуры говорит о присутствии множества вихрей и невоз­ можности оценить геострофическую циркуляцию по одному от­ дельному разрезу.

Инструментальные измерения скорости течений на полигоне в 1989 г. не проведены, однако по данным двух съемок для одной линзы на глубине 950 м удалось определить скорость ее переме­ щения: 1 миля в сутки в северо-западном направлении. По дан­ ным ЫЕАВБ [14], в точке 46° с. ш. и 17° з. д. на глубине 600 м течение со скоростью 2 см/с было направлено на северо-запад, а на глубине 1500 м — со скоростью 1,2 см/с — на северо-северозапад. В точке 47° с. ш. и 10° з. д. на глубине 600 м зафиксироваРис. 5. Распределение температуры и солености в слое 600—1200 м на западном, центральном и восточном меридиональных разрезах по данным съемки НИС «Академик Иоффе».

а, в, д — температура, С; б, г, е — соленость, ед. пр. сол.

б) а) 0 50 100 км о 50 юо

–  –  –

г) и 1200 м. Поле плотности рассчитано по результатам объективного методики расчетов скоростей [9]. Изолиниями показан рельеф дна.

1000 и 1 1 0 0 м со ответствен но.

–  –  –

но течение на юго-юго-восток со скоростью 5 см/с, а на глубине 1000 м — течение на юго-восток со скоростью 0,6 см/с. Это сред­ нее течение за год. К настоящему времени также опубликованы и осредненные за три месяца вектора перемещения поплавков в экспериментах ЕШЮПЮАТ [12]. Два из них в районе нашего полигона на горизонте 10 0 0 дбар направлены на север и северовосток, средняя скорость переноса была около 1,5 миль в сутки.

Течение на горизонте 2000 дбар направлено на юго-запад и вос­ ток, его скорость 0,3—0,7 мили в сутки.

Крайне интересными оказались траектории двух поплавков:

1) поплавок, выпущенный в центре Бискайского залива на глубине 10 0 0 дбар, продвигался вдоль восточной границы конти­ нентального склона и достиг 55° с. ш., но затем повернул к югу вдоль западной границы Европейской котловины;

2) поплавок, выпущенный из точки 52° с. ш. и 23° з. д., плыл на север, вошел в зону действия Северо-Атлантического течения, в рай­ оне банки Роколл повернул на юг и встретился с первым поплавком.

Поплавки, запущенные в центре этой котловины на широтах 40—45°, как правило, двигались на запад, а затем в южном на­ правлении вдоль склонов Срединно-Атлантического хребта. На основании карты положения векторов, осредненных за 3 месяца [1 2 ], для горизонта 1000 дбар схема циркуляции вод в ЗападноЕвропейской котловине такова: СМВ двигаются вдоль Иберий­ ского полуострова, затем из Бискайского залива вдоль континен­ тального склона до встречи с Северо-Атлантическим течением на 50 ° с. ш. Здесь поток СМВ разделяется: одна его ветвь сливается с Северо-Атлантическим течением и уносится на северо-восток в Норвежское море, вторая ветвь двигается на запад и юг вдоль Срединно-Атлантического хребта. Такая схема течений в этом районе также подтверждена и по результатам модельных расче­ тов эволюции гидрофизических полей для горизонта 1000 м [4].

Наш полигон находится несколько южнее Северо-Атланти­ ческого течения и поэтому основные вихри СМВ, поступающие в этот район захватываются второй ветвью циклонического круго­ ворота. Учитывая малые скорости переноса, предположим, что здесь могут накапливаться сильно разрушенные медди. Именно этим можно объяснить, что на полигоне размером 1 х 1 ° находят­ ся два вихря СМВ.

Проведенные расчеты циркуляции по данным полигонной съемки на основе модели [9] свидетельствуют о сложной системе течений, образующих многочисленные вихри (рис. 6 ). Глубина океана в районе полигона меняется в диапазоне 4100—4400 м.

На приведенных картах прослеживается связь между рельефом дна и характером циркуляции в промежуточном слое вод: в ряде случаев направление течения совпадает с ходом изобат. Наиболее интересный результат проявляется при совмещении линзовых структур СМВ, отмеченных на всех горизонтах по максимальной температуре и солености, с картами геострофической циркуля­ ции. Области с наибольшими значениями температуры и солено­ сти совпадают с антициклоническими круговоротами, получен­ ными при расчете поля скоростей.

Заключение

Промежуточные горизонты (глубины 700—1200 м) северной части Западно-Европейской котловины заполнены сильно моди­ фицированными СМВ и имеют сложную термохалинную струк­ туру.

Именно эта часть котловины оказалась зоной, куда подхо­ дят две ветви течений, транспортирующих сюда вихри СМВ:

1 ) ветвь северо-западного переноса, отмеченная характером размещения уже известных медди (см. рис. 1 );

2 ) циклоническое течение, идущее вдоль восточной кромки континентального склона, затем на запад и далее на юг вдоль Срединно-Атлантического хребта [12].

В то же время на широте 50° с. ш. ветвь циклонической цир­ куляции котловины может взаимодействовать с Северо-Атлантическим течением, которое хорошо выражено на глубине 10 0 0 м [4, 12] и именно в этом районе меняет свое направление с восточ­ ного на северо-восточное. Поэтому можно допустить, что при вза­ имодействии этих потоков Северо-Атлантическое течение, как более сильное [12], может захватить СМВ и вовлечь их в дальней­ шую циркуляцию на этих глубинах. Отдельные широтные разре­ зы, выполненные ранее в этом районе с расстоянием между стан­ циями более 30 миль [13], так же, как и разрезы по программе \\ЮСЕ, только отметили сложность термохалинной структуры на промежуточных глубинах. Поэтому на основании проведенного анализа, можно утверждать, что для исследования гидрологиче­ ского режима в этом районе необходимо провести полигонные СТБ-съемки с разрешением по горизонтали в 5—15 миль.

Выполненный анализ двух специальных мелкомасштабных съемок позволяет сделать вывод, что в этом районе могут накап­ ливаться сильно разрушенные линзы СМВ, создавая сложную кар­ тину их взаимодействия с окружающими промежуточными вода­ ми, поступающими из зоны взаимодействия с Северо-Атланти­ ческим течением. Так, на восточном меридиональном разрезе второй съемки на глубине 950 м на расстоянии 30 км соленость изменилась на 0,3 ед. пр. сол. (см. рис. 5). Такие горизонтальные градиенты характерны для зон фронтальных разделов [5]. Рас­ считанные вертикальные градиенты температуры и солености также показывают большую изменчивость по глубине, что под­ тверждает значительную переслоенность вод.

В результате совместного анализа полей температуры и соле­ ности установлено, это остатки антициклонических вихрей СМВ продолжают существовать в виде веретенообразных образований (максимальная длина горизонтальных осей эллипсоида вращения 15—30 км) и проявляющиеся в слое толщиной до 300—400 м. При этом вертикальная ось вращения может сильно отклоняться от вертикали. Это связано с тем, что скорости переноса на расстоя­ нии 300—400 м по вертикали могут изменяться от 1 до 5 см/с, что приводит к различным скоростям смещения по глубине от­ дельных частей вихря.

Окончательно можно сформулировать качественную картину разрушения линз медди в этом районе. Вихри в результате дрей­ фа попадающие в северную часть Западно-Европейской котлови­ ны оказываются в зоне действия фронта между Северо-Атланти­ ческим и циклоническим течением котловины. В связи с тем что скорость течения по глубине заметно уменьшается, линза «рас­ слаивается».

Ее отдельные части уже в виде отдельных дисков вращения начинают удаляться от материнского вихря на рассто­ яние, пропорциональное скорости переноса на этом горизонте, деформируя общую ось вращения. Затем эти диски отделяются от вихря и уже самостоятельно существуют в виде отдельных линз меньших вертикальных масштабов. Такие осколки основ­ ной линзы уже могут самостоятельно на разных глубинах взаи­ модействовать с окружающими водами и зонами фронтальных разделов [1, 3], теряя момент количества движения и отличи­ тельные свойства СМВ.

Возможность сохранения момента количества движения лин­ зы при частичном разрушении показана при прохождении ее че­ рез подводный пролив [10]. Преодолев узкий проход, линза де­ формировалась, изменила наклон вертикальной оси, оставив след в виде двух «осколков» объемом 16 % ее общего первоначального объема, но материнская линза сохранилась в виде гидродинами­ чески устойчивого объекта. Но в нашем случае, когда материн­ ские линзы сильно разрушены (потеряна значительная часть объе­ ма), их разделение на отдельные диски на разных глубинах мо­ жет происходить значительно легче и быстрее в силу меньшей гидродинамической устойчивости линзы, а время существования отдельных малых линз (дисков) будет определяться скоростью горизонтального турбулентного обмена [15].

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. А л е й н и к Д. Л. Структура и динамика средиземноморской линзы и Азор­ ской фронтальной зоны осенью 1993 г. / / Океанология. — 1998. — Т. 38, № 3. — С. 349—360.

2. Б у б н о в В. А. Структура и динамика средиземноморских вод в Атлан­ тическом океане / / Океанические исследования. — 1971. — № 2. — С. 220— 227.

3. Б ы ш е в В. И. О некоторых особенностях внутритермоклинной линзы на субполярном фронте в Северной Атлантике / / Океанология. — 1992. — Т. 32, № 6. — С. 1012—1018.

4. Г р и г о р ь я н К. Г., Л е б е д е в К. В., И в а н о в Ю. А., С а р к и с я н A. C.

Среднегодовой климат океана. Ч. 1. Циркуляция вод Мирового океана / / Изв.

РАН. Физика атмосферы океана. — 1998. — Т. 34, № 4. — С. 466—478.

5. Г р у з и н о в В. М. Гидрология фронтальных зон Мирового океана. — Л Гидрометеоиздат, 1986. — С. 272.

6. К о т л я к о в М. H., П а н т е л е е в Г. Г. Термохалинные характеристики линзы средиземноморской воды в тропической зоне Северной Атлантики / / Гид­ рофизические исследования по программе «Мезополигон». — М., 1988. — С. 46— 57.

7. Ф и л ю ш к и н Б. Н. Исследование внутритермоклинных линз сре­ диземноморского происхождения (16-й рейс НИС «Витязь» 3.06—16.09 1988 г.) / / Океанология. — 1989. — Т. 29, 6 4. — С. 696—698.

8. Ф и л ю ш к и н Б. Н., А л е й н и к Д. Л., Г р у з и н о в В. М., К о ж е л у п о в а Н. Г. Особенности термохалинной структуры промежуточных вод Атлан­ тического океана в зонах формирования и разрушения средиземноморских линз / / Тр. ГОИН. — 2000. — Вып. 207. — С. 3 —18.

9. Ф о м и н Л. М. Вычисление абсолютной скорости течений в океане по динамическому методу на основе принципа минимума кинетической энергии / / Океанология. — 1984. — Т. 24, № 1. — С. 4 7 —54.

10. Ш а п и р о Г. И., М е щ а н о в С. Л., Е м е л ь я н о в М. В. Линза сре­ диземноморских вод после столкновения с подводными горами / / Океанология. — 1992. — Т. 32, № 3. — С. 420—427.

1 1. A r m i L., Z e n k W. Large lenses of highly saline Mediterranean water / / J. Phys. Oceanogr. — 1984. — Vol. 14, N 10. — P. 1560—1576.

12. L e C a n n B., S p e e r K., S e r p e t t e A., P a i l l e t J. et al, Lagrangian Observations in the Intergyre North-Eastern Atlantic during the Arcane and Eurofloat Project: Early Results / / International WOCE Newsletter. — 1999. — P. 25— 27.

13. F u g 1i s t e r F. C. Atlantic ocean Atlas of temperature and salinity profiles and data from the International Geophysical Year of 1957—1958. — Woods Hole, Mass.: Woods Hole Oceanogr. Inst., 1960. — 209 p.

14. G o u l d W. J. The Northeast Atlantic Ocean / / Eddies in Marine Science / Ed. A. Robinson. — Berlin: Springer-Verlag, 1983. — P. 145—157.

15. K a t z E. J. Diffusion of the core of the Mediterranean water above the Mid-Atlantic Ridge Crest / / Deep-Sea Res. — 1970. — Vol. 17, № 3. — P. 611— 625.

16. P r a t e r M. D. Observations and hypothesized generation of a Meddy in the Gulf of Cadiz / / Ph. D. Thes. School of Oceanogr. — Seattle: University of Washington, 1992. — P. 131.

СОПОСТАВЛЕНИЕ РАСЧЕТНЫХ ЗНАЧЕНИЙ

ПАРЦИАЛЬНОГО ДАВЛЕНИЯ ДВУОКИСИ УГЛЕРОДА

С РЕЗУЛЬТАТАМИ ЕГО ПРЯМЫХ ИЗМЕРЕНИЙ

ДЛЯ СЕВЕРНОЙ АТЛАНТИКИ

–  –  –

УДК 551.464.34 (261—062.5) В статье приведены результаты сопоставления расчетных и измеренных ве­ личин р С 0 2 для Северной Атлантики (10—60" с. ш.) в период с конца 70-х до начала 90-х годов. Обоснован выбор констант Мирбаха, поскольку расчет с их использованием приводит к наиболее близкому соответствию расчетных и изме­ ренных величин по всей области — совокупности 5-градуснных квадратов, где существуют и расчетные, и измеренные данные рСОг Работа выполнена при поддержке РФФИ, грант 0 1 —05—65369.

Одной из важных задач современной климатологии является оценка притока и стока атмосферной двуокиси углерода (С02), что необходимо для понимания механизмов, регулирующих со­ держание этого парникового газа в атмосфере Земли. Решение этой задачи сталкивается, в частности, с ограниченным объемом данных прямых измерений парциального давления С02 (рС02) (длина рядов измерений в большинстве районов не превышает 1 — 2 лет), что не позволяет надежно определить режимные (мно­ голетние) значения р С02. Расчетные значения рС 02, основанные на данных синхронных измерений температуры, солености, pH и щелочности, гораздо более многочисленны, но содержат методи­ ческие погрешности, вызванные неопределенностью в выборе констант диссоциации угольной кислоты [1—4]. В данной статье сделана попытка выбрать систему констант, которая приводит к расчетным значениям рС02, наиболее близким к его измеренным значениям для поверхностных вод Северной Атлантики.

С02 является одним из элементов карбонатной системы океана наряду с продуктами диссоциации угольной кислоты Н2С03 — ионами Н+, HCO и СО|“. Соотношения между элементами меня­ ются в соответствии с различными биологическими и физически­ ми параметрами океанских вод.

Растворимость и диссоциация угольной кислоты описаны следующими константами:

к 0= [С02]/рС02, [С02] = [С02 + Н2С03], К, = [НС03] [Н+]/[Н 2С03], к 2= [COI ] [Н+]/[НС0 3], где К 0—К 2 — функции температуры Т, солености 5 и давления Р.

Все формы производных угольной кислоты одновременно су­ ществуют в растворе. Их содержание можно найти путем совмест­ ного решения уравнений, вытекающих из теории карбонатной системы ЕЧТак, если известны ан+ (10 рН карбонатная щелочность СА ), ([НС03~] + 2 [СОд-]), то при заданных Т, 5 и Р рС02 = СА а н+/ [К, К 0 (1 + 2К2/ а н+)].

Существует несколько методов представления констант дис­ социации К г и К 2, обзор которых дан в работах [3, 4]. Многие авторы предлагали разный вид зависимости констант от темпера­ туры и солености.

Выберем пять значимо различающихся:

1. По Дж. Лиману:

р К 1 = 6,34 - 0,01 С1 - 0,008 Т + 8 • 10"5 Т2, р К 2 = 9,78 - 0,02 С1 - 0,012 Т, где рК = -Ш К).

2. По рекомендациям ТШЕЭСО (1987) [5]:

р К х = 3,248 + 845,0 Г"1 - 0,0098 в + 0,000087 в 2, рК 2 = 4,824 + 1377,3 Т~1 - 0,0185 5 + 0,000122 Я2.

3. По Дж. Эдмонду и Дж. Гискесу:

рКу = 3404,71 Т 1 + 0,032786 Т - 14,7122 - 0,19178 С11/3, рК 2 = 2902,39 Т 1 + 0,02379 Т - 6,4710 - 0,4693 С11/3.

4. По И. Ханссону:

р К ! = 3,5091 + 867,71 Г 1 - 0,02325 5 + 2,8739 10 4 в 2, рК 2 = 5,0258 + 1375,3 Т 1 - 0,11676 5 1/2.

5. По Ч. Мирбаху:

р К г = -13,7201 + 0,031334 Т + 3235,76 Т 1 + + 1,3 - ю 5 эт- о д о з г я 1 2, ' рК 2 = 5371,9645 + 1,671221 Т + 0,22913 в + + 18,38021 ^ 5 - 128375,28 Т 1 - 2194,3055 \ё Т в Т - 5617,11 Т~1 ^ 3 + 2,136 5 Г 1.

До сих пор нет строгого научного обоснования использования существующих систем констант диссоциации угольной кислоты для морских вод. Константы определяют в лабораторных усло­ виях. У разных исследователей подходы различаются в методи­ ческом плане, количественных оценках, точности представле­ ния степенными и логарифмическими многочленами.

Также нет единого мнения, какое расчетное уравнение для рС02 следует применять:

— по Лиману, когда коэффициент растворимости К 0соответ­ ствует соленой воде;

— или по Буху, когда К0берется для пресной воды.

Как следствие этого, рассчитанные с применением разных систем констант и расчетных уравнений значения рС02могут иметь большие различия, особенно при рН8.

Одним из критериев выбора системы констант и уравнения, наиболее точно описывающих процессы диссоциации и гидро­ лиза угольной кислоты в океанской воде, является согласован­ ность расчетных значений рС 02 с непосредственно измеренны­ ми в океане. На этой основе Такахаши и др. [5] рекомендовали использование систем констант Лимана и Мирбаха и уравнения Лимана, а Ляхин [3] пришел к выводу, что наилучшие резуль­ таты расчетов достигаются при сочетании констант Лимана и уравнения Буха.

Группа специалистов Международного океанографического ко­ митета (МОК) по вопросам содержания С02 в океане предложила использовать объединенную систему констант Ханссона и Мир­ баха [6]. Общим требованием к системе констант является соот­ ветствие шкале pH, применяемой в океанографических исследо­ ваниях в данный период — NBS (ш кала N ational Bureau of Standards). В работе [2] проанализированы применения разных констант. Для этого сопоставлены расчетные и измеренные рС02 в территориально разобщенных водах Атлантики в широком диапазоне измерения температуры. При этом использованы всего 64 значения прямых измерений рС02, а в результате сравнений рекомендованы константы Лимана.

В настоящее время количество данных прямых измерений рС02 значительно возросло, поэтому необходимо провести следующее уточнение, лучше обеспеченное данными. Для сопоставления с расчетными значениями рС02использованы результаты, получен­ ные во время экспедиций 1977—1990 гг.

в Северной Атлантике в сериях следующих рейсов:

а) б)

–  –  –

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. А л е к и н О. А., Л я х и н Ю. Н. Х имия океана. — Л.: Гидрометеоиздат, 1984. — 283 с.

2. Б е з б о р о д о в А. А., Е р е м е е в В. Н. Физико-химические аспекты взаи­ модействия океана и атмосферы. — Киев: Н аукова дум ка, 1984. — 264 с.

3. Л я х и н Ю. И. Пространственно-временная изменчивость обмена С02 и 0 2 между океаном и атмосферой: Дис.... д-ра геогр. наук: 11.00.08. — Л., 1985. — 450 с.

4. О в и н о в а Н. В. К лиматическая изменчивость элементов карбонатной системы вод Тропической А тлантики: Дис.... канд. геогр. наук: 11.00.08. — М., 1998. — 117 с.

5. T a k a h a s h i Т., G o d d a r d J., C h i p m a n D., S u t h e r l a n d S. С. e ta l.

A ssesm ent of carbon dioxide sin k /so u rce in th e N o rth Pacific Ocean: Seasonal and geographic v ariability 1984—1989 / / Final Technic. Rep. fo r Cont. 19X-SC428C. — Palisades, New York: D epartm ent of Energy, Lamont-Doherty Geological Observatory, 1991. — 268 p.

6. T h e r m o d y n a m i c s of th e carbon dioxide system in seaw ater / / Rep. by the carbon dioxide sub-panel of th e JPOTS. — UNESCO Technical P apers in M arine Science. 51. — 1987. — 81 c.

7. W e i s s R. F. D eterm inations of carbon dioxide and m ethane by dual cataly st flam e io n iz a tio n c h ro m a to g ra p h y a n d n itr o u s d io x id e by e le c tro n c a p tu re chrom atography / / J. of C hrom atographic Science. — 1981. — N 19. — P. 611— 616.

МНОГОЛЕТНИЕ ТРЕНДЫ ВОДОРОДНОГО ПОКАЗАТЕЛЯ

В ПОВЕРХНОСТНЫХ ВОДАХ СЕВЕРНОЙ АТЛАНТИКИ

–  –  –

УДК 551.464.34 (261—062.5) Рассмотрены линейные и нелинейные тренды pH за период 1970—1992 гг. в 5-градусных широтных полосах на акватории Северной Атлантики (между 20" ю. ш. и 50" с. ш.) по данным судовых батиметрических измерений в поверхно­ стных водах. Статистически значимые (с вероятностью ошибки менее 0,01 %) тренды pH (-0,0 0 3...-0,0 0 4 ед. рН/год) обнаружены в полосе широт между 40 и 50° с. ш., тогда как в более южных широтах тренд был статистически незначим.

Работа выполнена при поддержке РФФИ, грант 0 1 —05 —65369.

Климатическая изменчивость химико-океанографических ха­ рактеристик в Мировом океане (водородного показателя, щелоч­ ности, содержания растворенного кислорода и углекислого газа, биогенных веществ) пока еще сравнительно мало изучена, что связа­ но в первую очередь с ограниченным объемом экспериментальных данных и рядом методических трудностей. Известные оценки мно­ голетних трендов pH и кислорода относятся в основном к морям России [1, 3]. Анализ многолетней изменчивости этих характерис­ тик в океанах дан лишь в небольшом числе работ [2, 7], причем статистическая обоснованность выводов не всегда бесспорна.

В настоящей статье сделана попытка выявить многолетние трен­ ды pH в поверхностных водах Северной Атлантики, в широтной полосе 20—50° с. ш. Наличие многолетнего тренда водородного показателя указывает на изменение экологических условий в мор­ ской среде (поскольку многие организмы чувствительны к измене­ ниям pH), а также (по крайней мере в открытом океане) является индикатором изменения содержания С02 в воде. Для оценок ис­ пользован массив гидролого-гидрохимических данных для Атлан­ тического океана, полученны[ на национальных и, частично, за­ рубежных океанографических судах в 1909—1992 гг. На рассмат­ риваемой акватории использованы данные около 18 тыс. станций.

Выбор периода обобщения и предварительная подготовка данных

На протяжении периода, для которого имеются данные, мето­ дика определения pH несколько раз менялась. Последняя массо­ вая смена методик происходила в 60-х годах. Вопрос о степени сопоставимости измерений, выполненных до и после этого срока, не вполне ясен. Гидрохимики склонны считать заведомо одно­ родными (с методической точки зрения) данные о pH начиная с 1970 г. [4] (поскольку переход с одной методики определения на другую происходил не одномоментно).

В имевшемся у нас массиве только около 8 % данных относи­ лись к периоду до 1970 г., благодаря чему мы смогли отказаться от их использования без большого ущерба для степени обеспечен­ ности проводимых оценок экспериментальными данными. Таким образом, рассмотренные далее тренды pH относятся к периоду 1970—1991 гг. Погрешность определения pH, даже по наиболее современной методике, составляет (при массовых определениях средними по квалификации лаборантами) около 0,02 ед. pH [4].

Все имеющиеся данные о значениях pH в поверхностных во­ дах Северной Атлантики (в полосе 20 — 50° с. ш.) распределены по 5-градусным квадратам (точнее, трапециям). При этом коор­ динаты станций, попавших в данный 5-градусный квадрат, заме­ нены на координаты центра квадрата. Такое преобразование оз­ начало, что мы пренебрегали неоднородностью поля pH внутри 5-градусного квадрата.

В ходе первичной обработки данных исходные данные о pH в каждом квадрате приведены к последовательности среднесезон­ ных значений за конкретные годы Х(Т) путем усреднения значе­ ний pH, относящихся к данному сезону данного года.

Методика расчетов многолетних трендов pH по данным нерегулярных судовых батиметрических наблюдений Временные ряды pH анализировались на предмет присутствия в них линейных трендов, описывающих систематические изме­ нения за весь рассматриваемый период наблюдений (с 1970 по 1983—1991 гг.). Такие тренды характеризуют долгопериодные изменения pH, протекающие на масштабах многих десятилетий.

При эквидистантных во времени измерениях многолетние тренды в соответствии с их определением выявляют путем срав­ нения среднемноголетних значений параметра за ряд лет. В дан­ ном случае, однако, распределение данных во времени далеко от эквидистантного. Так, для многих лет данные имеются не за все сезоны. В связи с этим для выявления трендов pH рассмотрены временные ряды не собственно pH, а их отклонений от многолет­ них среднесезонных значений (т. е. аномалий pH для зимы, вес­ ны, лета и осени) в каждом 5-градусном квадрате (трапеции).

Число членов рядов среднесезонных значений аномалий pH в отдельных 5-градусных квадратах составляло от 3—5 до 10—15, что на фоне большой нерегулярной межгодовой изменчивости де­ лало оценки трендов в отдельных квадратах (трапециях) статисти­ чески малодостоверными. Поэтому пришлось объединить отдель­ ные квадраты в районы, исходя из гипотезы об одинаковом харак­ тере межгодовой изменчивости pH в пределах каждого района.

В качестве однородных районов рассмотрены шесть 5-градус ных широтных полос. В пределах 20—50° с. ш. имелось шесть та­ ких полос: 20—25, 25—30, 30—35, 35—40, 40—45 и 45—50° с. ш.

Среднесезонные аномалии pH для каждого года в квадратах (тра­ пециях), попадающих в каждую из шести широтных полос, усред­ нены. Каждый член сформированных таким образом шести вре­ менных рядов характеризовал среднее значение аномалии pH в дан­ ной 5-градусной широтной полосе в данном сезоне данного года.

Значение тренда определено методом наименьших квадратов по ли­ нейной модели. Статистическая достоверность (уровень значимос­ ти) трендов оценена при помощи критерия Фишера [5], при этом каждый член каждого ряда считали независимым от соседних.

Очевидно, что примененный способ районирования фактичес­ ки основан на предположении о том, что характер многолетней изменчивости pH сильнее изменяется с севера на юг, чем с запада на восток. Однако даже такое формальное районирование все же позволило сделать некоторые заключения о географической нео­ днородности многолетних трендов pH.

–  –  –

районах (20—35° с. ш.). Очевидно, что такое широтное распределе­ ние характера многолетней изменчивости pH нельзя объяснить накоплением поглощенного атмосферного С02 в верхних слоях океана. В этом случае тренды С02 должны были бы наблюдаться в более южных широтах, где стратификация океана довольно устой­ чива, а вертикальное перемешивание слабое. И, напротив, в более северных широтах, где поглощаемый из атмосферы С02 переме­ шивается в протяженной водной толще, появление значимых трен­ дов pH было бы менее вероятно [6].

Другим механизмом многолетней изменчивости С02 может быть изменение температуры и солености океанской воды, в ре­ зультате чего изменяется степень ее насыщения газами, в том числе и С02. Для проверки соответствия полученных данных этой гипотезе, оценены значения линейных трендов температуры и солености в тех водных массах (см. таблицу), где проведены из­ мерения pH (напомним, что исходный гидролого-гидрохимичесМноголетняя изменчивость средних сезонных аномалий pH в полосах широт 45—50 (а), 4 0 —45 (б) и 35—40 с. ш. (в).

К аж дая точка характеризует среднее по полосе широт значение аномалии pH в какомлибо сезоне данного года.

кий массив включал в себя результаты одновременных измерений гидрохимических и гидрологических характеристик). При этом использована та же методика, что и при расчетах трендов pH.

Сопоставление знаков статистически значимых трендов pH, температуры и солености показало, что отрицательный тренд pH сопровождался ростом температуры и солености в полосе широт 45—50° с. ш. и уменьшением этих параметров в полосе широт 35—40° с. ш. В полосе широт 40—45° с. ш. значимых изменений pH с годами вообще не наблюдалось, а в полосе 30—35° с. ш., напротив, рост температуры и солености не сопровождался какимлибо значимым изменением pH. Таким образом, выраженная связь между знаками статистически значимых трендов pH, с одной сто­ роны, и температуры и солености — с другой, не обнаружена.

Еще один возможный механизм — изменчивость интенсивно­ сти процессов фотосинтеза, приводящего к потреблению С02 и уменьшению его содержания в океанской воде. На процессы фо­ тосинтеза воздействует освещенность (которая, в свою очередь, регулируется высотой солнца и количеством облачности), а так­ же содержание биогенных веществ. Именно с вариацией процес­ сов фотосинтеза большинство исследователей связывает простран­ ственную неоднородность распределения С02, а следовательно, и pH в поверхностных водах открытого океана.

Приведенные оценки многолетних трендов носят предваритель­ ный характер, что связано, с одной стороны, с произвольностью примененного районирования акватории Атлантического океана, а с другой — с ограниченным объемом экспериментальных данных.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Г и д р о м е т е о р о л о г и я и гидрохимия морей СССР. Т. 2. Белое море.

Вып. 2. Гидрохимические условия и океанологические основы формирования биопродуктивности. — СПб: Гидрометеоиздат, 1991. — 193 с.

2. Д е г т е р е в А. X., С м и р н о в Э. В. О росте парциального давления С02 в Тропической Атлантике / / Метеорология и гидрология. — № 10. — С. 98—99.

3. Р я б и н и н А. И., К р а в е ц В. Н. Статистическое описание закономер­ ностей распределения сероводорода в Черном море / / Метеорология и гидроло­ гия. — 1982. — № 7. — С. 65—70.

4. С е м и л е т о в И. П. Углеродный цикл и глобальные изменения в про­ шлом и настоящем / / Химия морей и океанов. — М., 1995. — С. 130—154.

5. Т ю р и н Ю. Н., М а к а р о в А. А. Статистический анализ данных на компьютере. — М.: ИНФРА-М, 1998. — 528 с.

6. T a k a h a s h i T., T a k a h a s h i Т. Т., S u t h e r l a n d S. С. An assessment of the role of the North Atlantic as a C02 sink / / Phil. Trans. Roy. Soc. — London, B, 348, 1995. — P. 143—152.

7. W о n g С. S., С h e n Y.-H. Temporal variations in the partial pressure and flux of C02 at ocean station P in the subarctic northeast Pacific Ocean / / Tellus. — 1991. — Vol. 43. — P. 206—223.

КЛ И М А ТИ ЧЕС КИ Е И РЕЖ ИМ НЫ Е О Ц ЕНКИ

СОСТОЯНИЯ МОРЕЙ РОССИИ

КЛИМАТИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ БЕЛОГО МОРЯ

И ЕГО ОСНОВНЫХ РАЙОНОВ

–  –  –

УДК 551.465 В работе рассмотрены результаты численных экспериментов на гидродина­ мической модели Белого моря. Изучена сезонная изменчивость основных физи­ ческих полей и течений моря при помощи электронной подсистемы описания среды (ЭПОС) адаптивно-обучающейся автоматизированной системы прогнози­ рования (АОАСП), разработанной в ГОИНе.

Выявлена дипольная структура квазистационарных образований синопти­ ческого масштаба и их связь с постоянной циркуляцией в Белом море. Проявля­ ется большое разнообразие форм вихревых образований различного знака завих­ ренности. По результатам расчетов создано электронно-справочное пособие по климатическим характеристикам Белого моря.

Работа выполнена при поддержке РФФИ, грант 00—05—64156а.

Введение

Климат и режим моря определим как ансамбли состояний мор­ ской геобиофизической системы, которые сохраняют свои свой­ ства за период времени порядка года и сезона. Аналогично под термином погода будем понимать ансамбль состояний системы со­ храняющей свои свойства за период времени порядка декады. По­ года и режим моря взаимосвязаны и взаимообусловлены. Совмест­ ное их изучение позволит описать процессы изменчивости режима и климата моря.

В формировании гидрологического режима Бело­ го моря решающую роль играют следующие факторы:

— географическое положение и размеры моря, — его глубина и рельеф дна, — материковый сток и приливные эффекты.

Внутриматериковое положение, малые размеры и изрезанность береговой линии Белого моря сильно сказываются на общих клима­ тических условиях, придавая им черты континентальное™ и за­ метно сглаживая влияние Баренцева моря и Северной Атлантики.

Влияние материкового стока весьма значительно, так как он составляет 4,5 % общего объема моря. Большой объем речного стока приводит к опреснению верхнего слоя моря, особенно в заливах [9].

Следует отметить, что для морей практически отсутствует возможность прямого измерения гидрофизических и гидрохими­ ческих характеристик с достаточным пространственно-временным разрешением. В связи с этим возникает необходимость использо­ вать для анализа процессов базы данных и электронные карты, полученные при помощи математического моделирования полей.

В ГОИНе для решения таких задач создана и доведена до прак­ тического использования адаптивно-обучающаяся автоматизиро­ ванная система прогнозирования (АОАСП), представляющая со­ бой набор программных продуктов, позволяющих воспроизвести состояние морской или океанической среды [5]. АОАСП реализу­ ет комплекс моделей мониторинга. Это создает предпосылки для получения полей климатических характеристик моря, автомати­ чески корректируемых по мере поступления. Для анализа сезон­ ной изменчивости климатических полей использована электрон­ ная подсистема описания среды (ЭПОС) АОАСП.

Математическая модель и исходная информация

–  –  –

Рис. 2. Карта глубин Белого моря.

регулярной сетки заданы параметры, обеспечивающие адекват­ ное восстановление, диагноз и прогнозирование гидрофизичес­ ких, гидрохимических и биологических полей.

В данных численных экспериментах использованы три вход­ ных поля:

1 ) атмосферного давления,

2 ) температуры воды,

3) солености на поверхности моря.

Эти поля при помощи методов оптимальной интерполяции занесены в узлы расчетной сетки.

Для реализации мониторинга и формирования библиотеки интерполированных исходных дан­ ных служат программные модули, обеспечивающие получение расчетных данных по следующим величинам:

— ветру и его тангенциальному напряжению;

— коэффициенту обмена количеством движения на поверхно­ сти моря;

— глубинам однородного слоя моря;

— вертикальной составляющей скорости течения на глубине однородного слоя и теплопереносу в нем;

— векторно-скалярным характеристикам полей (завихренно­ сти, якобиану, оператору Лапласа и градиентам).

Все эти поля рассчитаны по полуэмпирическим соотношени­ ям и служат для определения начальных или граничных усло­ вий при решении термодинамических задач.

В результате решения упомянутых задач в трехмерном про­ странстве рассчитаны поля течений и параметры стратификации, позволяющие восстановить вертикальную структуру поля плот­ ности и течений. Вычислены также интегральные динамические характеристики: функции тока в однородном слое моря, функ­ ции тока до глубины 20 0 м и интегральная функция тока (от поверхности до дна) [5, 7, 8]. Результаты расчетов при помощи встроенной ГИС-технологии сформированы в виде электронных карт, составляющих картографический банк данных.

Сезонная изменчивость полей климатических характеристик в Белом море Для изучения сезонной изменчивости гидрометеорологичес­ ких полей в Белом море рассчитаны среднемесячные поля метео­ рологических и гидрофизических характеристик на полной гид­ родинамической модели для Белого моря. В численных экспери­ ментах использованы климатические данные, полученные по массиву СПО ГОИН для Белого моря.

Атмосферная циркуляция В расчете полей атмосферного давления для Белого моря ис­ пользованы реальные значения, масштабированные для удобства расчетов на постоянное значение 900 мб:

Р = РХ- 900, где Р1— реальное значение.

Барические образования проходят через рассматриваемый регион относительно быстро, поэтому атмосферная циркуляция над всей акваторией Белого моря и прилегающим районам отли­ чается частой сменой погоды. Основным фактором формирова­ ния погоды является циклоническая деятельность (рис. 3).

В зимнее время (декабрь—февраль) над морем преобладает поле низкого атмосферного давления, которое формируется под воз­ действием циклонов, продвигающихся на восток и юго-восток.

Область низкого давления в этот период расположена над северовосточной частью Воронки моря и полуостровом Канин Нос.

В марте и апреле можно наблюдать такую же погодную ситу­ ацию, как и зимой, с областями пониженного и повышенного давления над теми же районами. Разница значений атмосферно­ го давления на севере и юге не превышает 2—3 мб. В течение весны структура сезонного барического поля перестраивается.

Летом продолжает соблюдаться тенденция роста атмосферно­ го давления над акваторией Белого моря. С началом августа поле высокого давления над континентом начинает разрушаться, что приводит к понижению давления над морем с северо-востока на юго-запад и к возрастанию градиентов.

Осенью атмосферная циркуляция начинает активизироваться.

Полученные результаты хорошо согласуются с работами дру­ гих авторов [1, 2, 9].

Ветровой режим

Направление ветра и его средние скорости над Белым морем рассчитаны по полю атмосферного давления [4]. В холодное вре­ мя года (декабрь—март) поле ветра формируется под влиянием исландского минимума. Господствующий над морем циклоничес­ кий тип циркуляции способствует преобладанию юго-западных и южных ветров, реже наблюдаются западные. В заливах и у побе­ режья ветер испытывает влияние особенностей рельефа суши и орографии береговой линии. На южном побережье моря в больШ ирота, Широта, °

–  –  –

Рис. 4. Вектор скорости ветра над Белым морем, см/с.

шинстве случаев отмечены ветры юго-западных и западных рум­ бов. Этот эффект прослеживается и на северном берегу, где так­ же преобладают юго-западные и северо-западные ветры.

Над акваториями Онежского, Двинского и Мезенского зали­ вов господствуют юго-западные ветры (рис. 4), лишь в их верши­ нах преобладают западные. Зимой в результате сильной цикло­ нической деятельности средние скорости ветра велики. В декабре они достигают 16 м/с, в январе около 14 м/с, а в феврале они самые высокие в году — 17 м/с.

В южной части моря средние скорости относительно невысо­ ки (5—6 м/с), так как ветры, проходя через сушу, ослабевают.

Воздушные массы получают разгон над открытой поверхностью моря, и скорости ветра возрастают.

С наступлением весны сокращается повторяемость южных и юго-западных ветров, уменьшаются средние скорости. В марте и апреле еще сохраняется зимняя циркуляция, преобладают ветры южных направлений, но их средние скорости в эти месяцы со­ ставляют 3,5 и 1,2 м/с соответственно.

Летом наблюдается сложная картина поля ветра с небольши­ ми средними скоростями:

— июнь — 4,0 м/с, — июль — 2,5 м/с, —август — 4,5 м/с.

Осенью формируются поля ветра, характерные для зимы. Сред­ ние скорости в октябре возрастают до 7 м/с. Преобладают южные и юго-западные ветры. В ноябре над всей акваторией моря гос­ подствуют западные ветры, средние скорости которых при разго­ не на открытой воде достигают 11,2 м/с.

Средняя картина сезонной изменчивости направления и ско­ рости ветра подвержена межгодовым изменениям в соответствии с естественными колебаниями циркуляции атмосферы.

Поверхностные течения

Зимой и весной, кроме мая, почти вся поверхность Белого моря покрыта льдом. В этот период свободна ото льда только северо-западная часть Воронки. В этом районе течения формиру­ ются под влиянием ветра и поступающих в Белое море вод Барен­ цева моря. Эти течения со средними скоростями около 20 см/с направлены к берегам Кольского полуострова и Горла. В марте и апреле течения направлены вдоль Кольского побережья к Канинскому берегу (скорость 7 см/с) и в Горло (скорость 2 см/с).

Ш ирота,

–  –  –

) 1- М

–  –  –

Рис. 5. Вектор скорости поверхностных течений в Белом море, см/с.

В безледный период с мая по ноябрь включительно поле по­ верхностных течений формируется под воздействием ветра и на­ правление течений совпадает с направлением преобладающего ветра. В зависимости от ветровой ситуации скорости течений колеблются от 5 (июль) до 37 см/с (ноябрь) (рис. 5).

Поверхностные течения, полученные в результате числен­ ных экспериментов, формируются в верхнем слое моря и подо льдом под влиянием главным образом ветровых инерционных течений.

Ледовый режим

Определяющими факторами ледового режима Белого моря являются географическое положение, морфометрические и дина­ мические факторы, тепловой баланс и соленость вод. Соленость вод Белого моря играет специфическую роль в ледообразовании.

Несмотря на опреснение поверхностных вод в мае, к осени на большей части моря соленость в верхнем слое превышает 24,7 %о [12].

Первый лед на акватории Белого моря появляется в конце ноября. Льдом покрываются устьевое взморье Двинского залива, весь Мезенский залив, юго-восточная часть Воронки и Горло. В Онежском заливе граница кромки льда проходит южнее Соло­ вецких островов.

Начало интенсивного ледообразования приходится на декабрь.

Процесс образования льда продолжает распространяться из зали­ вов в направлении к центральной части моря. Вероятность обна­ ружить лед в этот месяц минимальна в центральной части моря возле Терского берега от Кашкаранцы до Горла.

Основное увеличение площади льда наблюдается в феврале, когда им охвачена почти вся акватория моря. Исключение в те­ чение всего периода ледостава на Белом море составляет лишь северо-западная часть Воронки, подверженная влиянию теплых и соленых вод Баренцева моря (рис. 6). На рис. 6 приведены рас­ считанные по модели положение кромок льда и равновесное со­ держание кислорода.

Устойчивый переход температуры воздуха через О °С в сред­ нем по морю происходит во вторюй половине апреля. С этого мо­ мента начинается весеннее таяние льдов. Более интенсивно море очищается ото льда в середине мая, а окончательно — в конце мая — начале июня.

Ш ирота,

Долгота, ° Долгота, "

Рис. 6. Кромка льда и изооксигены (мл/л) на поверхности Белого моря.

Термохалинный режим Белого моря Поля солености и температуры воды на поверхности в Белом море для всех сезонов имеют сложный характер. Горизонт 0 м можно рассматривать как представляющий характерную темпе­ ратуру для всего верхнего квазиоднородного слоя (ВКС), а для мелководных районов — всю толщу воды до дна. Пространствен­ ное распределение полей гидрологических характеристик ослож­ нено наличием больших мелководных заливов, многочисленных островов, огромным речным стоком и притоком вод Баренцева моря.

Во все сезоны температура воды имеет тенденцию к росту с северо-востока на юго-запад, за исключением зимы, когда поступ­ ление теплых вод из Баренцева моря и сильное выхолаживание Белого моря изменяют эту картину на обратную (рис. 7).

Зимой граница перехода температуры воды через О °С прохо­ дит восточнее м. Святой Нос. Дальнейшее выхолаживание вод в январе и феврале отодвигает эту границу западнее м. Святой Нос.

Самые холодные воды моря формируются в восточной части Воронки и Мезенском заливе, где в результате действия низкой температуры воздуха и поступления вод из Карского моря тем­ пература опускается до -1,8 “ Наибольшие горизонтальные С.

градиенты температуры наблюдаются в районе смешения этих вод. Горло занимают однородные по вертикали воды с температу­ рой -1,6 °С. В Бассейне, а также в Онежском, Двинском и Канда­ лакшском заливах температура воды -1, 4...-1,5 °С, лишь в вер­ шинах заливов она немного выше (-1,2 ” С).

Наибольшие горизонтальные градиенты солености в море при­ урочены к вершинам заливов, за исключением Онежского и час­ тично Мезенского. В Двинском заливе возле устья Северной Дви­ ны соленость составляет 17 %о. Трансформированные речные воды с соленостью до 23 %о занимают большую часть залива. Наиболь­ шая площадь их распространения отмечена вдоль восточного бе­ рега. Схожая картина наблюдается и в Кандалакшском заливе.

Трансформированные речные воды продвигаются из залива вдоль Карельского (южного) берега, а соленые воды поступают из Бас­ сейна вдоль Кандалакшского (северного) берега.

Необходимо отметить опресняющее влияние Беломорско-Бал­ тийского канала и многочисленных речек Карелии, которое прослеживается от западного берега моря до Соловецких остро­ вов. В Бассейне на поверхности наблюдаются воды с соленостью 26,0—26,5 %о. Их влияние отмечено в Онежском заливе, где со­ леность в результате водообмена и приливных эффектов состав­ ляет 24—25 %о. Воды Баренцева моря и их трансформированная (с соленостью до 29 %о) часть занимают всю Воронку, проникая в Горло и Мезенский залив (рис. 8).

В начале весны поверхностные воды продолжают выхола­ живаться, их температура в центральной части моря опускается до -1,5 °С, а изотерма О °С смещается западнее м. Святой Нос.

В областях, где температура воды ниже -1,3 °С, на поверхности моря существует лед (см. рис. 7).

В мае с интенсивным прогреванием поверхности моря и сто­ ком теплых речных вод акватория очищается ото льда. Воды с отрицательной температурой сохраняются только в восточной ча­ сти Воронки (очаг холодных вод с температурой — °С возле 1,4 Канинского берега, в Горле и возле Поморского берега). Необхо­ димо отметить, что на поверхности моря в районе Двинского за­ лива выделяется зона с повышенной температурой воды (6 °С).

В июне—июле основной фактор, влияющий на формирование термохалинных полей, — интенсивный прогрев поверхности моря.

Максимумы температуры отмечены в вершинах заливов:

— Онежский — 18 °С, — Двинский — 17 °С, — Мезенский — 14 °С, — центр Кандалакшского — 15 °С.

Осенью поле температуры становится слабоградиентным. Кон­ траст температуры мал: от 7 (северо-запад Воронки) до 9 °С (югозапад моря вдоль Поморского берега). Очаг теплых вод остается в Двинском заливе.

В отличие от градиентов температуры градиенты солености достаточно значительны. Для Бассейна сохраняется очаг повы­ шенной солености (больше 26 %о). Воды осолоняются за счет на­ чавшейся осенне-зимней конвекции.

В ноябре формируется общая картина распределения поля температуры и солености моря, характерная для зимы.

Как уже отмечено, изменения термохалинных полей на по­ верхности характерны для всего ВКС. Зимой процессы ледооб­ разования и осенне-зимней конвекции способствуют увеличению толщины ВКС. На мелководных участках и заливах глубина ВКС достигает дна. В глубокой части моря глубина ВКС достига­ ет 50 м. В течение зимы с интенсивным охлаждением ВКС в цен­ тральной части моря заглубляется.

Весной с началом таяния льда на поверхности моря формиру­ ется небольшой слой (5—10 м) распресненной воды. К концу ап­ реля толщина этого слоя уменьшается до 2,5 м. В мае с увеличе­ нием речного стока, прогреванием и интенсивным таянием льдов Ш ирота, Широта, ° Широта, "

–  –  –

Широта, ‘ Долгота, Долгота, Рис. 8. Поле солености воды на поверхности Белого моря, %о.

на поверхности моря распространяется слой речных вод, толщи­ на которого составляет 5—10 м.

Летом на поверхности наблюдается однородный слой толщиной 5—10 м. В октябре ВКС распространяется до глубин 20—30 м. В ноябре продолжается его дальнейшее распространение до глубин 40—50 м.

Поля температуры и солености Белого моря и глубины ВКС, построенные при помощи полной гидродинамической модели АОАСП, согласуются с результатами предыдущих исследований и наблюдений [9, 11].

Сезонная изменчивость динамических характеристик

Для анализа изменчивости динамических характеристик в Белом море рассчитана интегральная функция тока, которая ха­ рактеризует направления движения вод и их расходов как раз­ ность значений интегральных характеристик в двух точках. В северном полушарии движение направлено вдоль изолинии фун­ кции тока таким образом, что большие значения расположены справа. Разница значений, подписанных на изолиниях, равна расходам воды между ними. При анализе результатов расходы воды выражены в свердрупах1.

Для изучения вертикальной структуры течений и их горизон­ тальных композиций в Белом море построены карты интеграль­ ных функций тока до дна (рис. 9—10), а также меридиональных и зональных составляющих течений на разрезах (рис. 11).

Зимой в Белом море отмечен перенос вод вдоль восточных берегов моря от Онежского залива к границе с Баренцевым мо­ рем. До Двинского залива в этой преобладающей струе отмечены расходы воды 0,02 Св. Поступление вод Северной Двины, Мезени и Кулоя приводит к увеличению расходов воды до 0,20 Св. Уве­ личивается также и ширина потока, который захватывает все Горло и западную часть Мезенского залива. В центральной части в этот период наблюдаются циклональные круговороты, смещен­ ные к границам Двинского и Кандалакшского заливов. И если в восточной части Бассейна они не постоянны (не прослеживаются в январе и ноябре), то в западной части они наблюдаются в тече­ ние всей зимы. Вдоль Терского и Кандалакшского берегов зимой формируются антициклональные вихри, способствующие пере­ носу соленых вод из Воронки в Кандалакшский залив.

1 1 Свердруп (Св) равен 1012 см3/с, или 106 м3/с.

В марте—апреле с началом таяния льда и увеличением речно­ го стока динамика вод Белого моря изменяется:

— сокращаются расходы воды от 0,10 (март) до 0,06 Св (ап­ рель);

— основная струя переноса все также прослеживается вдоль восточных берегов, но прижимается ближе к берегу. | Циклональный круговорот на границе Бассейна и Кандалак­ шского залива наблюдается в течение всей весны. В Двинском заливе формируются структуры антициклональной завихреннос­ ти, исчезающие к концу мая.

С наступлением лета в динамике Белого моря циркуляцион­ ные структуры, характерные для весны, сохраняются, но цир­ куляция существенно ослабевает. В июне под влиянием весен­ него половодья прослеживается поток вдоль восточного побере­ жья из Двинского залива к границе Баренцева моря с расходом воды около 0,05 Св. В остальное время (июль—август) в Белом море можно наблюдать многочисленные дипольные структуры, на периферии которых формируются неустойчивые струйные те­ чения.

С началом осеннего паводка восстанавливается устойчивый I перенос вод вдоль восточного побережья. В других частях моря наблюдаются два явно выраженных антициклональных кругово­ рота: 1) в центральной части Бассейна и 2) на выходе из Канда­ лакшского залива. Осенне-зимняя конвекция и ледообразование на акватории Белого моря формируют сложную картину динами­ ки вод с многочисленными разнообразными циклонально-антициклональными структурами. | Вертикальная структура течений характеризуется сложными композициями изотах, характеризующими их преобладающее на­ правление на север в верхних слоях и на юг — в придонных.

Летом разнонаправленные потоки могут встречаться и в поверх­ ностных, и в придонных слоях. Зимой поступление вод через разрез с востока на запад прослеживается в верхних слоях. Мак­ симальные скорости смещены к Терскому берегу (18—25 см/с). В декабре и январе такой перенос вод наблюдается от поверхности до дна. В эти месяцы глубинные противотечения незначительны (6—10 см/с), лишь в феврале их скорости одинаковы. На зональ­ ном разрезе зимой можно наблюдать двухслойную картину тече­ ний. В верхнем слое наблюдается перемещение вод с юга на се­ вер, на глубине — в обратном направлении. Средние скорости течений в этих потоках составляют около 20 см/с.

Весной процессы ледотаяния и увеличения речного стока при­ водят к формированию неустойчивой картины течений в верхнем Ш ирота, Широта, ° Широта, “

–  –  –

слое моря. Вместе с тем заметно уменьшаются скорости течений.

Лишь в мае в районе струи речных вод они достигают 12 см/с.

Летом отмечены незначительные (не более 3 см/с) скорости течений, направленных в основном с востока на запад. Много­ численные круговороты в центральной части Бассейна способ­ ствуют формированию разнонаправленных течений на поверхности моря и в глубинных слоях. Необходимо отметить, что в эти пери­ оды прослеживаются глубоководные течения, направленные в за­ ливы.

Осенью следует отметить увеличение скоростей течений до 14 см/с в октябре и до 35 см/с — в ноябре.

Одинаковая вертикальная структура прослеживается для всех сезонов, различаются лишь только порядки скоростей течений.

Заключение

В результате расчетов динамических характеристик в Белом море с использованием ЭПОС получены картины распределения течений во все сезоны года. Впервые получена картина циркуля­ ционных структур подо льдом. Результаты моделирования хоро­ шо согласуются с общепринятой схемой течений в Белом море и уточняют ее для периода, когда море покрыто льдом.

Во все периоды отчетливо прослеживается квазипостоянное (так называемое Онежское) течение, направленное вдоль восточ­ ного побережья к границе с Баренцевым морем. Оно начинается в Онежском заливе, выходя восточнее Соловецких островов и следует вдоль Летнего берега в Двинский залив. Далее оно пере­ ходит в Двинское течение, которое направляется вдоль Зимнего берега в Горло. Это течение переходит в Мезенское, поступающее в восточную часть Воронки и имеющее максимальные скорости среди перечисленных течений.

Такой перенос вод в Белом море формируется в основном под влиянием речного стока. По той же причине формируется Канда­ лакшское течение, переносящее воды вдоль Карельского берега по направлению к Онежскому заливу. В юго-западной части Во­ ронки можно отметить слабые течения из Баренцева моря вдоль Мурманского берега как результат поступления более соленых вод в Белое море.

В центральной части моря в течение всего года прослежива­ ются два крупных круговорота: 1) антициклональный в восточ­ ной части Бассейна и 2) циклональный в Двинском заливе. Кро­ ме крупных динамических структур в море присутствуют мно­ гочисленные изолированные антициклонально-циклональные круговороты различных размеров. Наиболее отчетливо такая структура прослеживается летом. По результатам численных эк­ спериментов выявлено, что основными факторами формирования постоянных течений в Белом море являются материковый сток, водообмен с Баренцевым морем и ветровой режим.

Остаточные приливные течения, связанные с приливной «на­ качкой», учтены в данной модели опосредованно, через бароклинную неустойчивость.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. А т л а с океанов. Северный Ледовитый океан. — М.: И зд. ГУНиО МО, 1980. — 184 с.

2. Б о р и с о в А. А. Климатография Советского Союза. — Л.: Изд. ЛГУ, 1970. — 305 с.

3. В а с и л ь е в А. С. О применении моделей плотности, температуры и соле­ ности в теории океанических течений / / Проблемы теории ветровых и термохалинны х течений. — Севастополь, 1968. — С. 168—181.

4. В а с и л ь е в А. С. Модель теплового и водного балансов поверхности раз­ дела вода—воздух / / Системный анализ и моделирование процессов н а шельфе Черного моря. — Севастополь, 1983. — С. 4 6 —52.

5. В а с и л ь е в А. С. Основы прикладной экологии океана. — Владивосток:

И зд. ДВО АН СССР, 1992. — 283 с.

6. В а с и л ь е в. А. С. Автомодельность второго рода в мониторинге основ­ ных ф изических полей океана / / ДАН. — 1993. — Т. 328, № 5. — С. 613—618.

7. В а с и л ь е в А. С. Применение автомодельной параметризации термохалинны х полей в морских экологических исследованиях / / Морской гидрофиз.

ж урн. —1994. — № 2. — С. 14—28.

8. В а с и л ь е в А. С. Адаптивно-обучающаяся система прогнозирования клас­ сов природных процессов. Ч. 1. Создание и ведение региональных специализиро­ ванных банков океанографической информации. Методические указания. — СПб:

Гидрометеоиздат, 2001. — 135 с.

9. Г и д р о л о г и я и гидрохимия морей СССР. Т. II. Белое море. Вып. 1.

Гидрометеорологические условия. — СПб: Гидрометеоиздат, 1991. — 240 с.

10. Д о б р о в о л ь с к и й А. Д., З а л о г и н Б. С. Моря СССР. — М.: Изд.

МГУ, 1982. — 191 с.

Н. Е л и с о в В. В. Исследование фронтальных зон Белого моря / / Метеоро­ логия и гидрология. — 1996. — № 3. — С. 74—82.

12. Л у к и н Л. Р., С н е г о в с к о й С. В. Средняя многолетняя ледовитость Белого моря / / Метеорология и гидрология. — 1985. — № 4. — С. 72—78.

13. П о л о н с к и й В. Ф., Л у п а ч е в Ю. В., С к р и п т у н о в Н. А. Гидролого-морфологические процессы в устьях рек и методы и х расчета (прогноза). — СПб: Гидрометеоиздат, 1992. — С. 327—360.

ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЙ КОМПЬЮТЕРНЫЙ

СПРАВОЧНИК БАЛТИЙСКОГО МОРЯ

–  –  –

УДК 551.465 Н а примере Балтийского моря обсуждена концепция подготовки компью ­ терных справочников по гидрометеорологическому реж иму морей в соответствии с Федеральной целевой программой «Мировой океан». Характерные особенности этих справочников и новизна их структуры обусловлены включением в инфор­ мационную базу результатов реанализа и расчетов по гидродинамическим моде­ л ям и построением сценариев ансамблей процессов и полей по вероятностным моделям.

–  –  –

воды и ряда гидрохимических характеристик с данными на всех стандартных горизонтах за каждый месяц года без учета измере­ ний на многосуточных станциях. Достаточно подробные (не ме­ нее 1 раза почти за каждый из календарных месяцев) измерения выполнены после 1960 г. Последнее справедливо и для других станций открытого моря.

Важной особенностью ИБ Балтийского моря является то, что она содержит большой объем результатов многосуточных судовых измерений, основная часть которых выполнена НИС «Рудольф Самойлович» под методическим руководством СПО ГОИН [23].

Наблюдения за температурой воды и соленостью выполнены, как правило, с дискретностью 3 ч, а за другими океанологическими величинами — с дискретностью от 2—3 до 12 ч. Наибольшее чис­ ло многосуточных измерений выполнено в Борнхольмской впадиТ аблица 2 Ч исло профилей температуры воды и солености н а многосуточных судовых станциях по м есяцам года I

Год II III IV V VI VII IX X XI X II

VIII Станция ВУ-5 Всего 223 399 326 184 77 13 Готландская впадина Всего 70 52 39 129 41 43 126 46 66 75 не, значительный объем данных получен также в Арконской впа­ дине и в различных районах Готландского бассейна.

Сведения о числе вертикальных профилей температуры и со­ лености на многосуточных станциях за период инструменталь­ ных наблюдений приведены в табл. 2.

Поскольку КС предусматривает пополнение ИБ вновь посту­ пающими данными, то и СМ помимо справочных таблиц (напри­ мер, в виде [12]) будет снабжен прикладными программами для получения справок, содержащих перечисленные сведения.

При подиапазонном описании гидрометеорологических про­ цессов необходимо учитывать их характерные особенности и спе­ цифику натурных данных.

Для исходных данных характерно следующее:

— про'пуски, — засорение, — неэквидистантность.

Для гидрометеорологических полей и процессов характерны:

— ритмика (годовая, суточная, приливная, инерционная);

— перемежаемость;

— дисперсионное соотношение между частотой и волновым числом;

— анизотропность.

Поэтому трудно рассчитывать на эффективное применение в компьютерных атласах и справочниках только стандартных алго­ ритмов и программ вероятностного анализа. Следовательно, необ­ ходимо разработать единый методический подход к изучению ре­ жима моря и создать пакет прикладных программ, учитывающих специфику изучаемого процесса и особенности ИБ. Напомним, что режим моря определяется как статистический ансамбль состоя­ ний, которые проходит система гидрометеорологических процес­ сов в диапазонах внутрисуточной, синоптической, сезонной и межгодовой изменчивости [16].

Пакет прикладных программ (ППП) использует традиционно применяемые в гидрометеорологии вероятностные модели слу­ чайной величины и системы случайных величин, случайной функции, и системы случайных процессов и полей [19]. Модель случайной величины рассматривает отдельные данные измерения (наблюдения) величины как независимые элементы однород­ ной случайной выборки, характеризуемой законом распределе­ ния ^ (х), а также квантилями хр, начальными \к и центральны­ ми а* моментами распределения.

Для описания закономерностей случайного вектора V скорости ветра или морских течений исполь­ зовано совместное распределение ^ (х, у ) проекций Ух, Уу векто­ ра V на координатные оси, вектор средней скорости т^ и тензор дисперсии Зависимость между случайными величинами С и г) характе­, ризуется через:

— коэффициенты коллигации Ср (х, у) =.Р,п (х, у ) / [ Р 5 (*) (г/)];

— условные распределения Р Ыу), я (ук);

— моменты условных распределений V (*|У), V (у\х), [1к (х|1/), ц* (у\х).

* * Модель случайной функции рассматривает последовательность наблюдений С в моменты времени как временной ряд С (), ко­,,, торый характеризуется следующими величинами:

— одномерным распределением ^ (х, ) с математическим ожи­ данием тс (1;) и дисперсией Д. ();

— ковариационной функцией К ? (1 2);

— частотно-временной 5, (со, ) или двухчастотной 5, (со, 2) спектральной плотностью.

Для описания годовой и суточной ритмики использована мо­ дель периодически и бипериодически коррелированного случай­ ного процесса (ПКСП и БПКСП), приливной ритмики — полипе­ риодически коррелированного случайного процесса (ППКСП).

Межгодовая изменчивость рассмотрена в следующих видах:

— как аддитивная составляющая (последовательность сред­ негодовых значений), — как модуляционная составляющая (дисперсия ПКСП или параметров годовых циклов).

Синоптическая изменчивость из-за малой (как правило) про­ должительности наблюдений на многосуточных судовых или ав­ тономных буйковых станциях открытого моря описана случай­ ной функцией в стационарном приближении.

Методы точечной оценки вероятностных характеристик слу­ чайных величин и функций довольно хорошо разработаны и ис­ пользованы гидрометеорологами в традиционных режимно-кли­ матических справочниках [13, 17] и в КС [12].

Модель системы случайных полей, зависящих от простран­ ственных координат и времени, статистически связных, облада­ ющих разномасштабной изменчивостью, приводит к необходи­ мости использовать методы многомерного статистического ана­ лиза, предназначенные для решения трех основных задач:

1) снижения мерности,

2) установления зависимости,

3) выявления неоднородности.

Классический МСА можно описать следующим образом:

— анализ включает в себя процедуры регрессионного, диспер­ сионного, ковариационного, факторного, дискриминантного и кластер-анализа;

— оперирует каноническими переменными (главными ком­ понентами, каноническими корреляциями, факторными нагруз­ ками);

— использует методы классификации (таксономии) и много­ мерного шкалирования (ординации).

Эти процедуры хорошо разработаны для случайных величин и значительно хуже — для случайных функций. Поэтому при­ менительно к гидрометеорологической информации требуется либо указать границы применимости классического МСА, либо модифицировать процедуры с учетом специфики исходных дан­ ных [5].

Справочные таблицы (СТ) содержат результаты ранее выпол­ ненных расчетов — комплекс вероятностных характеристик по диапазонам изменчивости в конкретных районах наблюдений. Ма­ кет СТ для некоторых диапазонов изменчивости (межгодовой, сезонной и суточной) можно оставить прежним [10, 17], а для синоптической и мелкомасштабной изменчивости, а также для описания пространственно-временной изменчивости полей и про­ цессов его требуется еще разработать. Запросы потребителей можно удовлетворить либо при помощи этих СТ, либо при помощи обра­ ботки данных, если они имеются в ИБ, а когда таковых данных нет, то путем создания соответствующего сценария.

Понятие «сценарий» (СЦ) допускает столь же широкую ин­ терпретацию, как и понятие «прогноз», но обязательно должно трактоваться в терминах «может быть» (а не «да» или «нет»).

Поэтому даже результаты расчетов по гидродинамической моде­ ли можно рассматривать как СЦ, так как имеет место схематиза­ ция явления за счет следующего:

— дискретизации исходных метеорологических полей, — отбрасывания определенных членов в системе уравнений, — задания неизвестных параметров.

Примером такого СЦ является расчет поля средних высот и периодов ветровых волн в Балтийском море по заданному полю ветра по параметрической модели [21]. Более сложным СЦ явля­ ется гидродинамическая интерполяция по трехмерной бароклинной модели [16] данных наблюдений температуры и солености воды в Балтийском море в августе 1970—1990 гг.

С учетом последнего примера к СЦ можно отнести и результа­ ты четырехмерного анализа (согласование модельных расчетов с имеющимися натурными данными) и реанализа (усвоение новых натурных данных при известных результатах диагностических расчетов).

Аппарат СЦ применяют для оценки особо опасных явлений редкой повторяемости, например экстремальных значений уров­ ня Балтийского моря, возникающих вследствие штормовых на­ гонов под воздействием движущихся циклонов. Наводнения в устье р. Невы (Финский залив) по высоте пика и времени его наступления регистрируют со дня основания Санкт-Петербурга (1703 г.). За 297 лет зарегистрировано более 290 случаев превы­ шения уровня над ординаром более 160 см (за ординар принят среднемноголетний уровень у Горного института).

Использование гидродинамической модели [16] невских на­ воднений, учитывающей реальные очертания береговой зоны и изменение глубины Балтийского моря и Финского залива, поз­ воляет получить значения наибольших уровней и соответствую­ щих им скоростей течений при заданной барической топографии.

Однако расчет наводнений за значительные интервалы времени (1 раз в 100, 200 лет и более) требует использования вероятност­ ных СЦ. Например в работе [6] с учетом того, что в отдельные годы может быть до пяти—шести наводнений, рассмотрено распределение

Fm(ft) их высот ft методом РОТ (Peak—Over—Threshold):

^ / 0 = | 0[G(/t)]nP(n), (1) где G (ft) — распределение всех высот наводнений выше заданно­ го уровня, Р (п) — распределение числа наводнений в год.

Выражение (1) характеризует вероятность наихудшего СЦ, со­ стоящего из п независимых событий, каждое из которых проис­ ходит с обеспеченностью G (ft). В табл. 3 приведены результаты оценки уровней hT по длительному ряду наблюдений, содержа­ щемуся в ИБ из КС.

Таблица 3 Оценки наводнений, возмож ны х 1 р аз в Т лет, д л я доверительного интервала 90 % Т, лет

hT с м

, 210 234 262 282 301 328 Границы интер-... 197-222 220-247 246-278 264-300 280-321 308-347 328-371 вала, см Следует отметить, что распределение (1) можно рассматри­ вать как частный случай более общего распределения [26] Fn = F(h1,..., h j, m = l, 2,.... (2) Величины ftl;..., hm связаны условием ftt ft2... ftm.

При m = 1 распределение (2) совпадает с распределением го­ довых максимумов [26], при произвольных m 0 а сильных на­ воднениях распределение величины ftmсовпадает с распределени­ ем (1). Основное преимущество (2) состоит в корректной аппрок­ симации распределения верхних квантилей в том случае, когда сильна связь между ними. Согласно СМ-каталогу наводнений, в ИБ имеется 75 лет, когда за год наблюдалось по крайней мере два наводнения с высотами подъема hl и ft2, причем h1 ft2. Точечная диаграмма таких случаев приведена на рис. 1, на котором виден сильный разброс значений (ftx, ft2); нижний предел ограничен линией «стояния уровня» — биссектрисой hl = ft2; верхняя гра­ ница определяется случаями, когда ft1 f t 2. Формально следует »

Рис. 1. Точечная диаграмма первых (Л!) и вторых (Л2) годовых экстремумов невских наводнений.

1 — линия регрессии, 2 — линия «стояния уровня» = А2* считать такие данные коррелированными, поскольку точечная оценка коэффициента корреляции г* = 0,42, а границы 95 %-го до­ верительного интервала лежат в пределах (0,2; 0,5). Отметим, что к 1 = 216 см, а Л = 34 см, Л2 = 182 см, а Й = 19 см.

Из рис. 1 видно, что с увеличением уровней й1 и К2 их разброс уменьшается. Это выражается в том, что коэффициент коллигации Ср (Н й2) существенно отличается от единицы [6].

,х, Распределения (1) и (2) позволяют построить простые СЦ эк­ стремальных наводнений по достаточно длинным однородным рядам наблюдений. В том случае, когда такая информация в ИБ отсутствует или ее однородность дискуссионна, в КС предусмот­ рен аппарат вероятностного моделирования.

Вероятностные модели (ВМ) предназначены для синтеза ре­ зультатов анализа натурных данных и построения ансамбля реа­ лизаций случайных величин или функций. Когда такой ансамбль создан, то каждой из его реализаций и любым статистическим оценкам вероятностных характеристик, вычисленным по участ­ ку ансамбля, можно придать смысл СЦ.

Для моделирования случайных величин обычно используют метод Монте-Карло, воспроизводящий ансамбль значений по задан­ ному одномерному или многомерному закону распределения. Од­ ним из простейших примеров такой ВМ [4] может быть расчет границ доверительных и толерантных пределов оценок вероятност­ ных характеристик (функций распределения, квантилей, момен­ тов).

Моделирование случайных функций () требует сведения их к системе случайных величин ак (зависимых или независимых) при помощи разложения по заданному базису \ук ():

СЮ = в*1 * % (* ), « (3) или перехода к классу процессов авторегрессии скользящего сред­ него (АРСС), характеризуемому [18] не только законом распреде­ ления (х ), но и корреляционной функцией (г):

с (0=1®* с (*-*) + (О. (4) где ФА— коэффициенты, зависящие от К г (т); е () — белый шум с заданным законом распределения, согласованным с (ж).

При обобщении ВМ (3) и (4) на пространственно-временные случайные поля (/% ), например в виде временных рядов верти­ кальных профилей температуры Т (, г), солености в (, г) морской воды и скорости течений V (г, г) на нескольких горизонтах возникает необходимость учета вертикальной неоднородности и ритмики океанологических характеристик. В работе [7] показано, что коэффициенты разложения этих профилей по базису * (г) р или ср (г) \|/„ (t), имеющие вид * 5 (*. г) = ? ан (О Ф (2) = К вЪ 8 ф* (г) \|/„ (*), а, к (5) Я будут либо системой случайных процессов а к Ц) либо системой зависимых случайных величин Ьке.

Одним из возможных СЦ, построенных на ВМ (5), является заполнение пропусков в данных сезонных съемок. Анализ дан­ ных измерений на станциях открытого моря из ИБ показал, что только 30—40 % вертикальных профилей температуры Т (г) и солености 5 (г) воды имеют данные наблюдений на всех стандарт­ ных горизонтах.

Пропуски можно разделить на несколько клас­ сов:

I — система горизонтов полна, но смещена (на 8г меньшее, чем расстояние между смежными горизонтами) относительно системы стандартных горизонтов (20—25 % общего числа про­ филей с пропусками);

II — имеются пропуски в однородных (поверхностном или глубинном) слоях (60—70 % общего числа профилей с пропуска­ ми);

III — имеются пропуски внутри слоя скачка (15—20 % обще­ го числа профилей с пропусками);

IV — имеются пропуски в разных слоях и на их границах (не более 5 % общего числа профилей с пропусками).

Из-за сложной и изменяющейся во времени геометрии С (Ь, г), формализация заполнения пропусков затруднена не только в об­ щем случае, но и для конкретного района моря и сезона. В рабо­ тах [1, 8] показано, что заполнение пропусков для ансамбля про­ филей { (г)}, = 1т можно реализовать методами сплайн-интерполяции для классов I и II, а для классов III и IV необходимо использовать ВМ. Для корректного заполнения пропусков в ин­ дивидуальных профилях С, (г) эти методы целесообразно соче

–  –  –

5 0 (*) = Фи «о ( * - ! ) + Ф 5 80 ( * - ! ) + Ф13 *^200 ( * - ! ) + е0 (*) ^80 (0 = Ф (^ _ 1) Ф ^80 (^ — 1) Фгз ^200 (^ — 1) 21 22 ^80 (0 (^) Ф «О (^ — 1) Ф ^80 (^ — 1) ^200 (О з1 32 Фзз ^200 _ ^200 (О* Из (7) видно, что на горизонтах 0, 80 и 200 м ансамбль реали­ заций у () согласован по вертикали. Регрессионные коэффици­ енты фу учитывают асинхронные связи между значениями соле­ ности на разных горизонтах. Синхронные связи записываются в виде недиагональных элементов (уобобщенной матрицы диспер­ сий Х Екоррелированного белого шума г.

Корреляционные функции, вычисленные по модельным ря­ дам солености (г = 1,2 • 103 лет), также приведены на рис. 3, на котором видно, что ВМ (7) не противоречит исходным данным;

в частности, результаты модельных расчетов попадают в 95 % -й доверительный интервал для исходных данных.

Большие возможности для создания СЦ ансамбля гидрометео­ рологических процессов С () с учетом воздействия на них внеш­, них факторов X* () предоставляют модели динамических систем в следующих формах:

— корреляционной [3] п т С(*) = Ф, ( * -* ) + X (4 - ь - к) + 8 («), (8) — спектральной [2] г (со) = ХЯ, (со) X, (со) + Е (со), (9) 11 ' где Ф1 — матрица параметров МАР; % — матрица параметров передаточной функции; Ъ — временной сдвиг; Z, Я, X и Е — Фурье-образы \|/, X и е соответственно.

Для согласования СЦ с натурными данными и для прогноза использован фильтр Калмана [20] на модели в пространстве со­ стояний. Подробнее этот вопрос рассмотрен в работе [9].

Одним из видов ВМ является импульсный случайный процесс:

С (0 = Е ж а (*)%- (Ю) Переход к такой модели позволяет свести последовательность импульсов к системе зависимых случайных величин Е к — пара­ метров импульса. Так, с использованием ряда данных поля ветра за 1954—1988 гг. по модели [21] для точки в Балтийском море с координатами 55° 20' с. ш., 20 30' в. д. вычислена последова­ тельность высот волн А. Закон распределения этой выборки бли­ зок к логарифмически нормальному с медианой 0,7 м и парамет­ ром в.= 1,8. Продолжительность штормов х и окон погоды 0 апп­ роксимирована экспоненциальным распределением с параметра­ ми х = 55 ч, 0 = 60 ч для зимы. Наибольшие Л+ и наименьшие Ъг высоты волн в штормах и окнах погоды, а также наибольшие Лтах высоты волн в каждом году аппроксимированы двойным эк­ споненциальным распределением. С использованием метода Мон­ те-Карло по распределениям ^ (Л), ^ (Лтах), Р (Н+/х), Р (/г/9), 2^ (х), Р (0) сгенерированы ансамбли штормов и окон погоды и опреде­ лена высота волн Л = 5,2 м, возможная 1 раз в 100 лет. Такой подход представляет собой модельную оценку экстремальных рас­ пределений (1) и (2), допустимую в случае ограниченного состава ИБ.

Модели авторегрессии скользящего среднего (АРСС) и ди­ намических систем в большей степени предназначены для опи­ сания линейных и линеаризованных связей в рамках корреля­ ционного и спектрального анализа. Несмотря на появление нелинейных моделей АРСС и моделей АРСС со случайными ко­ эффициентами, для учета вероятностных свойств исходного про­ цесса (например, длительностей пребывания за уровнем) исполь­ зуют ВМ марковских процессов и цепей, которые определяются относительно матрицы вероятностей перехода р и по уравнению

Чепмена—Колмогорова:

(П ) Марковские модели достаточно трудоемки в оценке, посколь­ ку мерность их основной характеристики — матрицы переходных вероятностей — увеличивается пропорционально квадрату состоя­ ний. В отдельных случаях, когда доступен ансамбль независимых реализаций процесса, эту проблему можно обойти, оценивая пара­ метры марковской цепи по агрегированным временным рядам [15].

Наиболее общей ВМ, допускающей физическую интерпрета­ цию, являются стохастические дифференциальные уравнения [14]:

йС,1 = а (, С,,) сИ + а (г, () ёюЦ), (12) где и) (?) — стандартный винеровский процесс, а (•) — абсолютно непрерывная функция по, о (•) — функция более общего вида (квадратично интегрируемый мартингал).

Параметры модели (12) можно «подстраивать» под исходные данные, используя для ассимиляции фильтр Калмана—Бьюси и его модификации, например одноуровневый ансамблевый фильтр Калмана [22].

Программно-аппаратное обеспечение для работы с КС являет­ ся наиболее дискуссионным вопросом, поскольку определяется как текущим уровнем развития вычислительной техники и про­ граммных средств, так и спецификой запросов пользователей.

Однако значительное увеличение объема ИБ за счет привлечения данных глобального реанализа и модельных расчетов, а также введение в ППП методов и моделей-МСА требует отказа от персо­ нальных вычислительных платформ и привлечения новых ин­ формационных ресурсов.

В качестве примера рассмотрим высокопроизводительный ге­ терогенный кластер с обеспечением удаленного доступа несколь­ ким пользователям. Кластер включает в себя высокопроизводи­ тельную серверную систему Sun U ltra 450, предназначенную для операций с ИБ и СМ, восьмипроцессорный суперкомпьютер с об­ щей памятью Convex SPP—1600, и восьмипроцессорный парал­ лельный суперкомпьютер P aritet, принадлежащие Институту высокопроизводительных вычислений и баз данных в Санкт-Пе­ тербурге. Использование двух вычислительных платформ различ­ ной архитектуры оправдано существенными различиями приме­ няемых алгоритмов. В частности, реализация гидродинамичес­ ких моделей [16, 21, 25] более эффективна на системах с общей памятью. В то же время методы Монте-Карло, применяемые в ВМ (3)—(11), в силу статистической независимости серий испы­ таний одинаково эффективны для обеих платформ.

Программное обеспечение КС должно, с одной стороны, ис­ пользовать особенности гетерогенного кластера, с другой — быть стандартизовано (в интерфейсной части) с программными про­ дуктами, применяемыми другими разработчиками ЕСИМО и воз­ можными потребителями. В настоящее время очевиден приори­ тет использования WEB-технологий для создания статического варианта КС. Однако вопрос стандартизации способов удаленно­ го доступа к ППП пока остается открытым.

Выводы

1. В структуру гидрометеорологического компьютерного спра­ вочника входят:

— информационная база данных;

— справочный массив по информационной базе;

— пакет прикладных программ;

— справочные таблицы, содержащие оценки вероятностных характеристик элементов гидрометеорологического режима моря по диапазонам изменчивости;

— сценарии и вероятностные модели.

2. Новизна компьютерного справочника обусловлена, с одной стороны, существенным расширением информационной базы ис­ ходных данных за счет использования результатов не только из­ мерений, но и расчетов по гидродинамическим моделям, а с дру­ гой — возможностями современных информационно-вычислитель­ ных технологий для представления результатов анализа данных не только в виде справочных таблиц, карт и графиков, но и сце­ нариев изменения гидрометеорологического режима моря под влиянием различных факторов.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Б е л к и н И. М. Морфолого-статистический анализ стратификации океа­ на. — Л.: Гидрометеоиздат, 1991. — 134 с.

2. Б е н д а т Д ж., П и р с о л А. П рикладной анализ случайных данных. — М.: Мир, 1989. — 540 с.

3. Б о к с Д ж., Д ж е н к и н с Г. В ременны е р яды. П рогноз и управлен ие.

Т. II. — М.: Мир, 1953. — 320 с.

4. Б у х а н о в с к и й А. В., Р о ж к о в В. А. Современные подходы к выбору стохастической гидрометеорологической модели при инж енерных расчетах / / Н авигация и гидрография. — 1997. — № 4. — С. 50—60.

5. Б у х а н о в с к и й А. В., Р о ж к о в В. А. Многомерный статистический анализ и моделирование гидрометеорологических полей и процессов / / Тез.

докл. меж дунар. конф. «Экспедиционные исследования Мирового океана и ин­ формационные океанографические ресурсы (ОИР—98)». — Обнинск, 1998. — С. 102—103.

6. Б у х а н о в с к и й А. В., Р о ж к о в В. А. Невские наводнения редкой повторяемости / / Изв. РГО. — 1999. — Т. 131, вып. 3. — С. 4 2 —48.

7. Б у х а н о в с к и й А. В. и др. Вероятностный анализ и моделирование вертикально неоднородного океанологического поля / / Н авигация и гидрогра­ ф ия. — 1999. — № 9. — С. 73—91.

8. Б у х а н о в с к и й А. В., М а к а р о в а А. В. Статистический контроль термохалинного состояния водных масс / / Вестник молодых учены х. Серия «Физические науки». — 2000. — № 1. — С. 73—81.

9. Б у х а н о в с к и й А. В., Д а в и д а н И. Н., Р о ж к о в В. А. Вероятностная модель межгодовой изменчивости солености Балтийского моря / / Изв. РГО. — 2001. — Т. 133, вып. 1. — С. 54—62.

10. В а с и л ь е в А. С., В о р о н ц о в А. А., Р о ж к о в В. А. Концепция подготовки электронных справочников по гидрометрежиму морей России / / Тез.

докл. науч. конф. по результатам исследований в области гидрометеорологии и мониторинга загрязнения природной среды. — М., 1996. — С. 14—16.

11. В о р о н ц о в А. А. и др. Освещенность Балтийского моря данными океа­ нографических наблюдений. — Обнинск: Изд. ВНИИГМИ—МЦД, 1987. — 114 с.

12. В о р о н ц о в А. А., Р о ж к о в В. А. и др. Компьютерная информацион­ но-справочная система для обработки и анализа морских гидрометеорологичес­ ких и гидрохимических данных наблюдений (КИСС) / / Формирование базы дан­ ных по морским льдам и гидрометеорологии. — СПб,.1995. — С. 192—207.

13. Г и д р о м е т е о р о л о г и я и гидрохимия морей СССР. Т. III. Б алтий ­ ское море. Вып. 1. Гидрометеорологические условия. — Л.: Гидрометеоиздат, 1992. — 450 с.

14. К у з н е ц о в Д. Ф. Численное моделирование стохастических дифферен­ циальны х уравнений и стохастических интегралов. — М.: Н аука, 1999. — 458 с.

15. Л и Ц., Д ж а д ж Д., З е л ь н е р А. Оценивание параметров марковс­ к и х моделей по агрегированным временным рядам. — М.: Статистика, 1977. — 222 с.

16. П р о б л е м ы исследования и математического моделирования экосис­ темы Балтийского моря. Вып. 5. Экосистемные модели. Оценка современного состояния Финского залива / Под ред. И. Н. Давидана, О. П. Савчука. — СПб:

Гидрометеоиздат, 1997. — 450 с.

17. Р е ж и м о о б р а з у ю щ и е ф акторы, информационная база и методы ее анализа. — Л.: Гидрометеоиздат, 1989. — 316 с.

18. Р о ж к о в В. А., Т р а п е з н и к о в Ю. А. Вероятностные модели океано­ логических процессов. — Л.: Гидрометеоиздат, 1990. — 272 с.

19. Р о ж к о в В. А. Теория вероятностей случайных событий, величин и ф ункций с гидрометеорологическими примерами. В 2-х книгах. — СПб: Прогресс-Погода, 1996. — 559 с.

2 0. С п р а в о ч н и к по прикладной статистике / Э. Ллойд, У. Ледерман. Т. 2. — М.: Ф инансы и статистика, 1990. — 526 с.

21. Т е о р е т и ч е с к и е основы и методы расчета ветрового волнения / П ред. И. Н. Давидана. — Л.: Гидрометеоиздат, 1988. — 263 с.

22. B a l l a b r e r a J., B u s a l a c c h i A. J., M u r t u g u d d e R., V e r r o n J.

M ulti-variate assim ilation w ith a reduced-order K alm an filte r to in itialize El Nino p rediction / / AVISO A ltim etry N ew sletter. — 2000. — 7. — P. 35—39.

23. D a v i d a n I. N. et al. R epresantativity of the seasonal oceanographic surveys in the B altic / / Proc. of T hird BASYS A nnual Sci. Conf. — Germ any, W arnem uende, 1999. — SP8-9. — P. 84.

24. K a l n a y E. et al. The NCEP/NCAR 40-Year Reanalysis P ro ject / / Bull, of the A m erican M eteorol. Soc. — 1996. — N 3.

25. K l e v a n n y K. A., M a t v e y e v Y. V. C ardinal U sers m anual. — St.

P eterburg: N evsky C ourier P u b., 1993.

26. L o p a t o u k h i n L. J. et al. E stim ation of extrem e wind wave heights / / JCOMM Tech. Rep. N 9, W MO/TD — № 1041. — 2000. — 76 p.

СТАТИСТИЧЕСКИЙ А Н А Л И З В О Д Н Ы Х МАСС

БАЛТИЙСКОГО М ОРЯ

–  –  –

УДК 551.465 Обсуждена типизация водных масс Балтийского моря при помощи процедур многомерного статистического анализа (МСА). Предложена вероятностная мо­ дель совместной изменчивости вертикально-неоднородных нестационарных по­ лей океанографических величин (температуры, солености, плотности морской воды и содерж ания растворенного кислорода) на основе биортогональных разло­ ж ений по пространственно-временному базису.

–  –  –

В остальном вертикальная стратификация плотности в тече­ ние года не изменяется. Сезонные изменения плотности, опреде­ ляемые годовым ходом температуры, обнаружены только в ВКС.

В вертикальном распределении кислорода также постоянна трехслойная структура:

1) ВКС с высоким содержанием кислорода,

2) слой скачка,

3) глубинный слой с низким содержанием кислорода.

В течение зимы и весны мощность ВКС составляет 50 (цент­ ральная и северная части моря), 40 (южная часть) и 30 м (югозападная часть). Зимой концентрация кислорода в среднем около 9 м л/л во всех районах.

Вертикальное распределение кислорода в ВКС подвержено сезонным изменениям в соответствии с развитием и разрушени­ ем весенне-летней термической стратификации.

е) д)

–  –  –

условной плотности р (д, е), концентрации растворенного кислорода 0 2 (ж, з) на (а, в, д, ж) и августе—сентябре (б, г, е, з).

В верхнем слое, соответствующем гомотермическому, в авгус­ те—сентябре концентрация снижается до внутригодового мини­ мума (6,9 мл/л). В летнем термоклине концентрация возрастает с глубиной и формируется характерный вертикальный максимум около 8 м л/л на глубине 40 м.

Глубже, в ХПС, содержание кислорода с глубиной несколько снижается.

Осенью содержание кислорода в ВКС постепенно выравнива­ ется по вертикали. Содержание кислорода резко падает в галоклине, где формируется и оксиклин — слой кислородного скачка.

Глубинный слой характеризуется низким содержанием кис­ лорода. При длительном отсутствии аэрации глубинных вод кис­ лород в придонном слое замещается сероводородом, что приво­ дит к анаэробным условиям в глубинных слоях некоторых впа­ дин.

Анализ попарных распределений Т, S, р и О Одним из наиболее распространенных методов выделения вод­ ных масс является TS-анализ [8], применяемый в зависимости от глубины z, времени t или расстояния I между станциями. В наибо­ лее общем случае связь между Т и S — статистическая, постро­ енная на основе совместных наблюдений. Например, зависимости Т = Т (г) и S = S (г) при каждом фиксированном г можно записать в виде Т = Т (S), т. е. этот метод позволяет, в частности, обосновать наличие ре­ грессионной и корреляционной зависимости между значениями Т и S.

Аналогично можно интерпретировать зависимости между Т и О, О и р, и т. п. На рис. 2 приведены двумерные точечные ^ - д и а ­ граммы, выполненные в различных техниках (t, 2, I), а также наложенные на них кривые, построенные на основе совмещения средних значений и СКО.

В общем случае точечные TS-, ТО- и рО-диаграммы, а также диаграммы, построенные по средним значениям Т, S, pm О, прак­ тически совпадают (см. рис. 2), что является следствием малости значений СКО и хорошо выраженной неоднородности. Такой эф­ фект характерен для свертки зависимости по одной из перемен­ ных (г, t, I). Укажем также на характерную петлю кислородного гистерезиса (см. рис. 2 з), обусловленную запаздыванием вырав­ нивающего действия газообмена с атмосферой по отношению к сезонным изменениям растворимости кислорода, вызванным го­ довым ходом температуры.

Корреляционный анализ

В работе [1] проведен корреляционный анализ вертикальных распределений Т (г) на станции ВУ-15, и показано, что на со­ седних горизонтах коэффициент корреляции г близок к едини­ це, а с увеличением расстояния между горизонтами значения г уменьшаются. Вертикальный масштаб корреляции океанографи­ ческих переменных, анализируемых порознь, как правило, пре­ вышает 40 м и слабо зависит от района и сезона [21].

В табл. 3 приведены значения парной корреляции между раз­ личными элементами (Т, О), (р, О), (Т, 5) на горизонтах г по времени и между станциями (по продольному разрезу Балтики).

Наиболее отчетливо проявляется опосредованная зависимость между р и О, определяемая в ВКС температурой, а в ГСС — соле­ ностью. Однако общую тенденцию изменения г выявить сложно.

Для этого используем аппарат канонического корреляционного анализа [3]. Данный подход предназначен для формализации ста­ тистической связи между двумя элементами, например Т (г) и S (г), путем перехода в пространство канонических переменных н н V = J b(z) S ( z ) dz, (3) U = i a( z) Т(г) dz, где значения коэффициентов a(z) и b(z) определены из условия X = cov (С/, V ) / Т Щ, - max. (4) Величина, описываемая формулой (4), называется коэффици­ ентом канонической корреляции (ККК) и является интегральной мерой связи между Г (г) и S (г), а соответствующие ей значения (17, V) можно интерпретировать как связанные между собой скры­ тые параметры, управляющие формой вертикальных распределе­ ний Т и S.

Аналогично канонические корреляции использованы для дру­ гих пар переменных — (Г, О), (р, О) и т. п., а также для описания совместного годового хода (i-техника) или различий между стан­ циями (/-техника).

В общем случае задача (4) имеет бесконечное число решений (U, V)t, которым соответствуют убывающие значения Для ин­ формативности рассмотрим только первые две пары канонических переменных (U, V)x 2 и коэффициентов корреляции \ приведен­ ных в табл. 4, для пар (Т, S ), (Т, О) и (р, О).

В той же табл.

4 приведена доля существенности D (в процен­ тах), объяснимая первыми двумя парами канонических перемен­ ных [17]:

D = [(А,! + AJ/ZAJ-IOO. (5) ( Канонические корреляции между вертикальными профиля­ ми (г-техника) имеют годовой ход (см. табл. 4). Между Т и S наибольшее значение \ соответствует зиме (периоду наибольше­ го охлаждения Балтики в феврале—марте), а наименьшее — лету (периоду прогрева верхнего распресненного слоя). Для пары (Г, О) наблюдается обратная тенденция — максимум канонической кор­ реляции проявляется летом, а минимум — зимой. Заметны су­ щественные региональные отличия на четырех станциях: по мере Т 'С Т ’С р уел. ед.

–  –  –

попарно независимы. Потому каждое значение ({/, У)к можно ин­ терпретировать как вектор, задающий направление на плоско­ сти.

В качестве примера обратимся к рис. 2 а, б и г, д. Соответ­ ствующие этим диаграммам коэффициенты канонической корре­ ляции ^ = 0,72...0,88 и ?4 = 0,63...0,73 достаточно велики и близки друг к другу.

Следовательно, соответствующие им пары (7, У)г 2 можно интерпретировать как два скрытых независимых пара­ метра, которым соответствуют два облака точек на диаграмме:

1) ВКС с превалирующей изменчивостью температуры,

2) ГСС с превалирующей изменчивостью солености или содер­ жания кислорода.

При этом угол между главными осями для каждого из обла­ ков точек близок к 90°, что объясняется независимостью ВКС и ГСС. Следует отметить, что для первых двух пар канонических переменных существенность X = 80...90 %.

) ККК между годовыми циклами океанографических величин Т (), 5 (), О (), вычисленные в -технике для поверхностного слоя (г = 0) существенно меньше, чем для 2 -техники, и доля су­ щественности (II, ТО 2 также ниже — всего 50—60 %. Это отра­ г, жает тот факт, что на диаграммах рис. 2 ж—и отдельные облака точек (соответствующие процессам прогревания и последующего охлаждения ВКС) выявляются не столь отчетливо, а угол между их главными осями не превышает 30—40°.

Существенность первых двух ККК в /-технике, описываю­ щих совместную пространственную изменчивость (Т, в ), (Т, О) и (р, О) на границе ВКС и ХПС (в слое 30—50 м), составляет до 80 %, при этом значение второго ККК заметно меньше, чем пер­ вого. Это связано с кластеризацией точечных диаграмм на два облака (см. рис.

2 к —м ):

— первое, соответствующее станции ВУ-2;

— второе, соответствующее остальным станциям Балтийского моря.

Таким образом, аппарат канонического корреляционного ана­ лиза позволяет количественно интерпретировать двумерные диа­ граммы (Т, в), (Г, О) и (р, О) и подтвердить типизацию водных масс по переменным г, t и I.

Типизация совместных Г0-распределений Рассмотрим вопрос представления совместных распределений параметров (Г, 5, О) непосредственно в трехмерном пространстве (г,, I), и их визуальной интерпретации. Для картирования мно­ гомерных случайных величин в целях кластер-анализа традици­ онно использована техника старплотов (от англ. starplots [16]).

Значение многомерной случайной величины Е = (Г, 5, О,...) ото­ бражается в виде многолучевой звезды, длина каждого из лучей которой пропорциональна соответствующему параметру. Однако такое представление позволяет учесть черты сходства и различия по каждому из компонентов в отдельности и не учитывает взаи­ мосвязи между ними.

По аналогии с работой [16], для каждой станции I в фиксиро­ ванной точке плоскости (г, ) совместное распределение Р (•, г, Ь,1) параметризовано в виде трехлучевой звезды: длина каждого из лучей пропорциональна значениям тт(г,Л, I), т (г,, I), пг0 (г, Ь, I) п8 соответственно (рис. 3—5). На каждом луче показаны пределы изменчивости этих величин (5 и 95 % -е границы вероятностного интервала).

Углы А и Б (см. рис. 3) между лучами звезды можно интер­ претировать как меру статистической связи между двумя эле­ ментами, т. е.

соэ (А) = рТ8, соэ (В) = рто.

Зависимость между параметрами статистическая, а не функ­ циональная, поэтому все три луча не лежат в одной плоскости.

–  –  –

Рис. 4. Характерные образы однородных слоев:

I — ВКС, II — ХПС, III и IV — ГСС.

На рис. 4 и 5 видно характерное расслоение водных масс по вертикали, в целом соответствующее экспертной одномерной клас­ сификации.

Для всех четырех станций хорошо заметен ВКС (см. образ I на рис. 4). В нем соленость практически не зависит от температу­ ры, а содержание кислорода имеет слабую обратную связь. Хотя станции разнесены в пространстве, годовой ход мощности ВКС на них примерно одинаков.

Ядро ХПС (см. образ II на рис. 4), в свою очередь, характери­ зуется наличием положительной связи между температурой и соленостью и отрицательной — между температурой и содержа­ нием растворенного кислорода. Геометрия образа практически не подвержена годовому ходу и пространственной разнесенности — эти факторы влияют лишь на мощность и глубину слоя.

Геометрические образы, соответствующие глубинному соле­ ному слою (ГСС), существенно отличаются от образов, соответ­ ствующих ВКС и ХПС, и зависят от пространственного положе­ ния и глубины станции. Для юга Балтики характерен образ III (см. рис. 4) со слабой зависимостью солености и содержания кис­ лорода от температуры, благодаря существенному влиянию водо­ обмена с Северным морем. Для центра и севера Балтики картина меняется: в силу затрудненного водообмена абсолютное содержа­ ние растворенного кислорода мало, а соленость и температура значимо коррелированы (см. образ IV на рис. 4). Таким образом, это позволяет разделить ГСС на два кластера, исходя из простран­ ственного положения.

Анализ рис. 4 и 5 позволяет выделить три независимых типа водных масс (и два подтипа ГСС) и охарактеризовать степень вза­ имосвязи параметров (Т, S, О) внутри каждого из них.

гм а) в)

–  –  –

1. М ногом ерны й статистический ан ализ (Т, S, О) подтвердил ранее п р едл ож ен н ую в работе [4] ти п и зац ию водны х масс Б ал ­ ти й ского м оря.

2. Сочетание методов м ногом ерного регрессионного анализа, к ан он и ческ и х корреляц и й и кластер-анализа (в г-, t- и -техни­ к ах) позволяет статистически обосновать эту ти п и зац и ю и от­ кры вает дал ьн ей ш ие перспективы по увеличению числа при вле­ к аем ы х д л я класси ф ик ац и и элементов (наприм ер, pH, Р 0 4— Р, N08 N ).

Учиты вая вертикальную неоднородность ок еанологи ческ их полей и и х годовую ри тм и ку, дл я дальнейш его обоснования т и ­ п и зац и и водны х масс и сж ати я м ногом ерной систем ы признаков ц елесообразн о использовать ортогональны е р азл ож ен и я вида (6) и (1 6 ).

4. П р едл ож ен н ая вероятностная м одель системы связн ы х (Г, S, О) ок еаногр аф ич ески х полей позволяет не только сж ать р е ­ зультаты M CA водны х масс Б алтийского м оря, но и строить с ц е ­ н арии и х и зм енч ивости, в частности появлен и я м ногом ерны х экстрем ум ов, которые сл ож н о оценить по натурны м данны м (уч и ­ тывая и х ограниченность).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Б у х а н о в с к и й А. В. и др. Вероятностный анализ и моделирование вертикально неоднородного океанологического поля / / Навигация и океаногра­ фия. — 1999. — № 9. — С. 73—91.

2. Б у х а н о в с к и й А. В., М а к а р о в а А. В. Статистический контроль термохалинного состояния водных масс / / Вестник молодых ученых. Серия «Физические науки». — 2000. — № 1. — С. 73—81.

3. Г а н д и н JI. С. О применении метода канонических корреляций в метео­ рологии / / Тр. ГГО.— 1967. — Вып. 208. — С. 5—22.

4. Г и д р о м е т е о р о л о г и я и гидрохимия морей СССР. Т. III. Балтийское море. Вып. 1. — JI.: Гидрометеоиздат, 1992. — 450 с.; Вып. 2. — Л.: Гидрометеоиздат, 1994. — 434 с.

5. Д о б р о в о л ь с к и й А. Д. Об определении водных масс / / Океанология. — 1961. — Т. 1, вып. 1. — С. 12—24.

6. К а м е н к о в и ч В. М. Основы динамики океана. — Л.: Гидрометеоиздат, 1973. — 240 с.

7. К у н и Ф. М. Статистическая физика и термодинамика. — М.: Наука, 1981. — 352 с.

8. М а м а е в О. И. Термохалинный анализ вод Мирового океана. — Л.: Гид­ рометеоиздат, 1987. — 296 с.

9. О б у х о в А. М. Статистически однородные поля на сфере / / УМН. — 1947. — Т. 2, вып. 2 (18). — С. 196—198.

10. П р о б л е м ы исследования и математического моделирования экосис­ темы Балтийского моря. Вып. 4. Основные тенденции эволюции экосистемы / Под ред. И. Н. Давидана и О. П. Савчука. — СПб: Гидрометеоиздат, 1989. — 262 с.

11. П р о б л е м ы исследования и математического моделирования экосис­ темы Балтийского моря. Вып. 5. Экосистемные модели. Оценка современного состояния Финского залива / Под ред. И. Н. Давидана и О. П. Савчука. — СПб:

Гидрометеоиздат, 1997. — 450 с.

12. Р о ж к о в В. А., В а с и л ь е в В. Н. Применение цифровой вычислитель­ ной машины для аппроксимации дискретных полей / / Тр. ГОИН. — 1964. — Вып. 86. — С. 112 — 123.

13. С э г е А. Ортогональные полиномы. — М.: Физматгиз, 1962. — 500 с.

14. Ф и л и п п о в Д. М. Климатический анализ физических полей Атланти­ ческого и Тихого океанов. — Л.: Гидрометеоиздат, 1984. — 216 с.

15. B a r t l e t t М. S. Multivariate analysis / / J. Roy. Stat. Soc. — 1947. — Suppl. 9 (B). — P. 176—197.

16. C h a m b e r J. М., C l e v e l a n d W. S., K l e i n e r B., T u k e y P. A.

Graphical methods for data analysis. — Belmont, CA: Wadsworth, 1983.

17. J o h n s o n R. A., W i c h e r n D. W. Applied m ultivariate statistical analysis. — Prentice-Hall Internalional, Inc.: London, 1992. — 642 p.

18. O g o r o d n i k o v V. A., P r i g a r i n S. M. Numerical modelling of random processes and fields: algorithms and applications. — VSP: Utrecht, the Netherlands, 1996. — 240 p.

19. R a h m L., D a n i e l s s o n E. Statistical analysis of spatial and temporal variations in the Baltic Sea / Ed. F. W ulff, L. Rahm, P. Larsson / / A System Analysis of the Baltic Sea. Ecological Studies. — 2001. — Vol. 148. — P. 329— 351.

20. S o k o l o v A. V., A n d r e j e v O. A., W u l f f F., R o d r i g u e z - M e d i n a M.

The Data Assim ilation System for data analysis in the Baltic Sea / / Contrib. Systems Ecol. — 1997. — N 3. — 66 p.

21. T o o m p u u A., W u l f f F. Optimum spatial analysis of monitoring data on temperature, salin ity and nutrient concentrations in the Baltic / / Proper.

Environmental Monitoring and Assessment. — 1996. — 43. — P. 283—308.

22. W u l f f F., R a h m L., R o d r i g u e z - Me d i n a M. Long-term and regional variations in the B altic Sea; 1972—1991 /F in n ish Marine Research. — 1994. — 262. — P. 35—50.

О СЕЗОННОЙ ИЗМЕНЧИВОСТИ ОКЕАНОГРАФИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ

КАСПИЙСКОГО МОРЯ

–  –  –

УДК 551.465 Для Каспийского моря созданы сценарии состояния среды в виде проблем­ но-ориентированных банков информации на основе цветных электронных карт, полученных с использованием ГИС-технологий электронной подсистемы описа­ ния среды (ЭПОС) адаптивно-обучающихся автоматизированных систем прогно­ зирования (АОАСП), разработанных в ГОИНе.

Выполнены численные эксперименты по определению сезонной изменчивос­ ти океанографических полей для климатического масштаба осреднения и сфор­ мированы банки электронных карт атмосферного давления, температуры, соле­ ности, ветра, течений, интегральных функций тока, глубины верхнего квазиоднородного слоя (ВКС), кислорода и других полей с учетом материкового стока, осадков и испарения с водной поверхности. Анализ этих полей позволил изу­ чить сезонную изменчивость Основного вдольберегового Каспийского течения (ОВКТ) и динамику основных дипольных структур (циклон—антициклон) Кас­ пия.

Работа выполнена при поддержке РФФИ, грант 00—0 5 —64156а.

Введение

К асп и й ск ое м оре р асп о л о ж ен о в обш и р ной м атери ковой д е ­ п р есси и на гр ан и ц е Европы и А зи и. Оно не и м еет св я зи с о к еа ­ н ом, что ф орм ально п озвол я ет назы вать его озер ом. М еж д у тем, в нем н абл ю даю тся п р оц ессы, тип и чн ы е дл я м орей. В ы тян утое в м ериди он ал ьн ом н аправлении и р а сп ол ож ен н ое м е ж д у 47° 07' и 36° 33' с. ш. и 45° 43' и 54° 03' в. д. море им еет протяж ен ность с севера на ю г около 1 2 0 0 км и средню ю ш и ри н у 3 1 0 км. П ло­ щ адь м оря при отм етке уровня - 2 7, 5 м в Б алтийской систем е координат (БС) составляет 3 8 6,4 ты с. км2 [1 1 ].

По характеру рельефа дн а море делится на три части: 1) север­ ную, 2) средню ю и 3) ю ж н ую. Условная граница м еж д у северной и средн ей частям и проходи т по ли ни и о. Ч еч ен ь— м. Тю б-К араган, м е ж д у средн ей и ю ж н ой — по ли ни и о. Ж и л о й — м. К уули.

Ш ельф К асп и й ск ого м оря в среднем ограничен глубинам и около 1 00 м. М атериковый склон, которы й начинается н и ж е бров­ ки ш ельф а, заканчивается в средней части прим ерно на глубин ах 5 0 0 — 6 0 0 м, в ю ж н ой части — на глубин ах 7 0 0 — 75 0 м. Вдоль зап адн ого горного п обер еж ья ш ельф у зк и й, средн яя ш и рин а его 4 0 к м, к ю ж н о м у побереж ью он су ж а ет ся, глубины около 4 0 0 м находятся в 5 — 1 0 км от берега. У восточного побереж ья ш ельф более обш ирны й, ср едняя ш ирина его около 13 0 км.

Северная часть моря м елководная, средняя ее глубина 5 — 6 м, максимальны е глубины 1 5 — 20 м расположены на границе со сред­ ней частью м оря. Р ельеф дн а осл ож н ен наличием банок и остро­ вов.

Отсутствие возм ож ности прямого изм ерения гидроф изических и ги д рохи м и ческ и х характеристик с достаточны м пространствен­ но-временны м разреш ением привело к н еобходим ости и сп ользо­ вать базы дан н ы х, электронны е карты, полученны е при помощ и си стем ны х м оделей.

С истем ны е м одел и представляю т собой ц елен ап равлен н ы е компью терны е техн ол огии м ониторинга и прогноза, м ногократ­ но и спользуем ы е в н аучно-исследовательских ц ел я х и п рак ти ­ ч еск и х п р и л о ж ен и я х.

В ГОИНе дл я реш ения таких задач создана и доведена до прак­ тического использования адаптивно-обучаю щ аяся автом атизиро­ ванная си стем а прогнозирования (АОАСП), которая представля­ ет собой набор программ ны х продуктов, п озволяю щ и х восп рои з­ вести состояни е м орской или океанологической среды. АОАСП реал и зует ком плекс м оделей м ониторинга, обучения и прогноза.

В ходн ы м и данны м и дл я гидродинам ической м одели АОАСП сл уж ат м ассивы дан ны х наблю дений на береговы х, островны х и глубоководны х стан ц и я х, и зм ер яю щ их тем пературу и соленость воды, атм осф ерное давлен и е, поля ветра, сток рек, а так ж е сп ут­ никовая инф орм ация.

Результатом численны х экспериментов на полной гидродина­ мической модели Каспийского моря являются следую щ ие массивы:

—зн ачен и й температуры воды, солености, плотности, атм о­ сф ерного давления;

— и зол и ни й полей кислорода, ди н ам и ческ и х и др уги х хар ак ­ теристик поверхности м оря (всего 72 ф актора, вклю чая d iv, rot, grad).

Д л я ан ал и за процессов в море и и х ви зуали зац и и использова­ на создан н ая в ГОИНе картограф ическая ГИ С -технология, п озво­ ляю щ ая при пом ощ и картограф ического пакета SU R FE R п ол у­ чать карты двум ерн ы х гидром етеор ологических полей и ф орм и ­ ровать и з н и х электронны е атласы.

О писанная техн ол оги я позволяет создавать и п ополн ять в интерактивном р еж и м е электронно-справочны е п особия (ИЭСП) по м орском у регион у. Этот м одуль АОАСП назы вается электрон ­ ная п одсистем а описания среды (ЭПОС).

Структура системы АОАСП для Каспия П ри ф унк ц ион и рован и и ЭПОС в р еж и м е м ониторинга с о зд а ­ ются:

— массивы значений давления, температуры и солености воды в у зл а х расчетной сетки;

— м ассивы полей давл ен и я, тем пературы, к ислорода, сол ен о­ сти, ди н ам и ч еск и х харак тери сти к поверхности моря;

— зн ач ен и я полей интегральны х харак тери сти к моря;

— трехм ерн ы е поля течений.

Системны й п о дх о д, реализованны й в ЭПОС, предполагает, что расчеты в р азли чны х областях м оря дол ж н ы просто учитывать орограф ические и топограф ические особенности регионов, авто­ м ати ческ и различать м еста впадения рек, ж и д к и е и тверды е гра­ ницы и други е особенности конкретного района.

Р азн ом асш табн ы е неоднородности гидром етеорологи ческ и х и ок еаногр аф ич ески х характеристик К аспийского м оря оп р едел е­ ны на равном ерной расчетной сетке с ш агом 10' (рис. 1 а).

О рография К асп и я учтена п утем ап пр оксим ации береговой л и н и и в у зл а х расчетной сетки с обозначением харак тера гран и ­ цы (твердая или ж и д к а я ). М ассив глубин моря задан в у зл а х рас­ ч етной сетки (см. рис. 1 б).

В р еж и м е первоначальной загрузк и АОАСП сформированы массивы и переменные, характеризую щ ие в форматированном виде границы, рельеф дн а, м естополож ение тверды х и ж и д к и х границ, число горизонтов, координаты расчетной сетки и реперны х точек и други е особенности орографии и топографии К аспийского моря.

Задан ы параметры, обеспечиваю щ ие адекватное восстановле­ н и е и п рогнозировани е ги д р оф и зи ч еск и х, ги д р охи м и ч еск и х и гидром етеор ол оги ческ и х полей.

В ц ел я х пол учен и я инф орм ации дл я п одсистем м ониторинга, том ограф ии, адаптации и прогноза ЭПОС массивы вы ходны х дан ­ ны х дл я численного реш ен ия задачи проинтерполированы в узлы регулярной расчетной сетки. В информационной подсистеме ЭПОС д л я расчета задан н ы х на нерегулярной сетке полей в у зл а х сеточ ­ ной области п р им енен метод параболической и н терп оляц и и, и с­ п ользую щ ий некоторы е весовы е ф ун к ц и и, определенн ы е в за д а ­ ч е, и позвол яю щ и е м иним изировать ош и бку в у зл а х н ерегул я р­ н ой сетк и, где интерполируем ое поле известно [8].

Д ля расчетов трехм ерной структуры терм огидродинам ических полей использована квазигеостроф ическая (с учетом вязкости) барок ли нн ая м одель ГОИНа, построенная на п ри н ц и п ах автом о­ дельн ой п арам етри зац ии терм охали нн ы х процессов [7].

Д л я и зуч ен и я влияния м атерикового стока на ди н ам и к у вод К аспийского м оря учтен сток рек В олги, Т ерека, С улака, К уры.

Д л я р. В олги основны е водотоки агрегированы на трех участках:

I — р. Б ахтем и р, ст. В олга, р. К амы зяк;

II — реки Б ольш ая Б ол да, Бузан-1 и Б узан-И ;

III участок — реки Б узан -Ш и А х туба.

М атериалы по годовой изм енчивости стока уп ом я н уты х рек заим ствованы и з работ [9, 12].

Сезонная изменчивость океанографических полей Каспийского моря К аспийское море, располож енное в н и зк и х ш иротах, получает больш ое количество солнечной радиации. Годовая сум м а ради ац и ­ онного баланса м оря около 3 7 0 0 М Д ж /(м 2 • год) [11]. Н а ф ормиро­ вание клим ата западной и ю ж ной частей моря больш ое влияние оказы вает К авказская горная система, а климата восточной и се­ верной — прикаспийская низменность и пусты ни Средней А зи и.

К лим ат К асп и я ф орм ируется под влиянием сл едую щ и х воз­ душ н ы х масс:

— хол одн ы х ар к ти ческ и х, — вл аж ны х м ор ски х (А тлантика), — с у х и х к онтинентальны х (К азахстан ), — теп л ы х тр опи ческ и х (С редизем ное море и И ран).

Атмосферная циркуляция

С езонная изм енчивость атм осф ерной ц и р к ул я ц и и обусловле­ на географ ическим и и зм ен ен и ям и расп редел ени я тем пературы возд у х а и давлен и я и взаим одействием суш и и м оря. Р асп р едел е­ ние атм осф ерного давлен и я над отдельны ми районам и м оря з а ­ висит от сезон н ой изм енчивости ц и р к ул я ц и и атмосферы над Ев­ р ази ей и от м естны х атм осф ерны х процессов.

Зи м ой барическое поле ф орм и руется под влиянием обш ирной области высокого давления, центральноазиатского м аксимума, рас­ п олож ен н ого над всей А зи е й. Один и з его гребней п роходи т над центральной частью моря (рис. 2). В этом районе ф орм ируется зона с атмосферным давлением до 1 0 21,2 мб. Над севером Каспия и в ю ж ной части моря давление воздуха несколько меньше (1020,2 мб).

В есн ой, с увеличением п оступаю щ ей солнечной ради ац ии в северное пол уш ар ие, сн и ж ается интенсивность центральноазиатРис. 2. Поля атмосферного давления в условных единицах, соответствующих атмосферному давлению в миллибарах минус 900 мб.

ского м аксим ум а. А зор ск ая область вы сокого давлен и я по и нтен ­ сивности в этот период почти не и зм ен я ется, но увеличивается по п лощ ади вли ян и я. К асп и й ск ое море остается под влиянием ю го-западной периф ерии сибирского м аксим ум а, но у ж е отм еча­ ется вторж ен и е воздуш ны х масс с Зап адной Европы. С реднем е­ сячное атм осф ерное давлен и е не превы ш ает 1 0 1 5 — 1 0 1 7 мб.

Л етом над ази атск ом континентом ф орм и руется обш ирная область н и зк ого давл ен и я, р асп ол ож ен н ая над северо-зап адом И н дии и П ерси дски м заливом. П од ее влиянием создается бари ­ ч еское поле К аспийского м оря. И зобары протягиваю тся в м ери ­ диональном направлении, градиент давления увеличивается от западного п обереж ья к восточному. Среднее давление в оздуха над акваторией К аспия летом составляет 1 0 0 9 — 1 0 1 2 мб.

Осенью с ум еньш ен и ем притока солнечной энергии развива­ ю тся центральноазиатский антициклон и и сландск и й м иним ум.

С реднем ноголетнее атм осф ерное давление в северной части м оря не превы ш ает 1 0 2 2 мб, а в ю ж н ой — 1 0 1 6 мб.

Ветровой режим

Х арактер ветров над акваторией К аспийского м оря оп ределя­ ется неск ольк и м и ф акторам и. Основным ф актором ф орм ирова­ ния ветровы х условий является крупном асш табны е атмосферны е ц ир кул яци он ны е структуры. О днако присутствие гор на зап аде и ю ге, а та к ж е полупусты нь и степей на востоке и севере сп особ­ ствую т ф ормированию м естны х ветров (рис. 3).

Зимой над морем преобладают ветры восточных румбов. Над Средним Каспием наблюдаются восточные ветры, над Северным — юго-восточные и ю ж ны е, над Ю жным преобладают ветры северовосточного направления. Средние скорости таких ветров 3 — 4 м /с.

В есн ой над северной и центральной частям и м оря преоблада­ ют восточны е и северо-восточны е ветры.

Л етом характер и направление ветров сильно м еняю тся. Н ад больш ей частью м оря преобладаю т северны е и северо-западны е ветры. Н аибольш ей интенсивности они достигаю т над Средним К аспием и в северной части Ю ж ного К асп и я. Средние скорости ветра около 3 м /с.

Осенью над восточной половиной Северного К асп и я преобла­ даю т восточны е и юго-восточны е ветры, а над зап адн ой — север­ ны е. Н ад Средним и Ю жным К аспием преобладаю т северо-восточны е ветры. Н а юге К аспия — восточные и ю го-восточны е вет­ ры. М аксим альны е скорости ветра м огут достигать 11 м /с.

Термохалинные поля и ледовые условия Северного Каспия Расп ределен и е температуры воды в Северном К аспии отлича­ ется больш ой изменчивостью. М елководность района, влияние реч­ ного стока В олги и Урала, особенности теплообм ена с атмосферой и водообм ена со Средним К аспием обусловливаю т его сп ец и ф и ч­ ность. Тем пература на поверхности имеет значительны й сезонны й ход, возрастая с севера на юг на 0,8 — 1,0 °С и с востока на запад на 0,6 — 1,2 °С. М иним альная тем пература воды наблю дается в ян ва­ ре ( - 1, 0... - 1, 3 °С), м аксим альная — в ию ле (2 4,5 — 2 6,0 °С).

Зи м ой акватория Северного К аспия покрыта льдом. В м арте— апреле с началом интенсивного прогрева воды разм ах колебаний достигает 6,6 — 9,3 “ Н аиболее прогреты мелководны е районы и С.

устьевое взморье Волги (около 12 °С). Д алее на ю г по направлению к границе со Средним К аспием тем пература п они ж ается до 8 °С. В центре восточной части наблю дается область низкой температуры, связан н ая с хол одн ы м и водам и глубокой У ральской бороздины.

Л етом расп редел ени е тем пературы воды на поверхности ак ва­ тории вы равнивается (около 2 4 °С). Т ем пература увеличивается с северо-востока к ю гу.

Осенью сильное охл аж ден и е м елководий приводит к ум еньш е­ нию температуры воды с ю га от свала глубин к берегу. Разность значений температуры достигает 5 °С, а в восточной части — 3 °С.

Л едовы е усл ови я северной части К асп и й ск ого м оря хар ак те­ р и зую тся больш ой слож н остью и изм енчивостью.

Л едовы й п ер и ­ од охваты вает три естественн о-син оп ти ч еск и х сезона:

1) осень, ч ащ е и м ен уем ую п редзи м ьем, с октября по декабрь;

2) зи м у — с января по март;

3) весн у — с к он ц а м арта по м ай.

К а ж ды й сезо н хар ак тер и зуется оп ределенн ы м ти п ом атм о­ сф ерн ы х процессов у п оверхн ости зем ли и в тропосф ере и свое­ обр ази ем р а зв и т и я л ед о в ы х я в л ен и й. Н а р я д у с адв ек ц и ей атм о­ сф ерного тепла и х о л ода ветер играет реш аю щ ую роль в ди н ам и ­ ке л едя н о го покр ова. П од дей стви ем ветра п р ои сходя т взлом п ри п ая, процессы сж а т и я, тор ош ения и дрей ф а плавучего льда.

В се это приводит к п ерераспределению льда на акватории м оря и к р езк ом у и зм ен ен и ю ледовой обстановки.

Л едовитость К асп и й ск ого м оря в различны е по терм ическим услови ям хол одн ы е п ол угоди я оп ределяется не только площ адью и объем ом образовавш егося льда, но и особенн остям и его разв и ­ ти я — границам и распространения л едян ого покрова, п реоблада­ нием тех или и ны х форм и возрастны х видов льда, устой ч ивос­ тью его р асп редел ени я по акватории и сохран ен и ем во врем ени.

Рис. 3. Вектор среднемесячной скорости ветра над Каспийским морем, см /с.

Х арактер ледовы х условий к аж дой зим ы, и зм ен ен и е общ ей п лощ ади льда в течение ледового сезон а оп ределяю тся действием дв у х факторов:

1) терм ического,

2) ди нам и ческ ого.

П реобладаю щ ее зн ач ен и е им еет терм ический ф актор, оп р еде­ ляю щ и й в периоды р езк и х или длительны х п охолодан и й распро­ странение процессов ледообразования по акватории м оря, а так ­ ж е ослабление (в сер еди не зим ы ) или р азр уш ен и е (в к онц е зим ы ) л едян ого покрова при значительны х и устойчивы х оттепелях.

Сущ ественны е коррективы в состояние ледян ого покрова вно­ сит ди нам и ческ и й фактор (ветер, волнение, течени я). П од м ех а ­ н ическим воздействием ветра взламы вается н еподвиж н ы й лед, в результате р езк о ум еньш ается площ адь припая и увеличивается площ адь плавучего льда.

В зависим ости от особенностей атм осф ерны х п роцессов, р а з­ ви ваю щ ихся над м орем, а та к ж е от степени аном альности терм и ­ ч еск и х условий в предзим ье и зим ой на К аспии ф ормируется свое­ образная д л я к аж дого года ледовая обстановка. Р асп ол ож ен и е кром ки льда дл я весны среднего по ледовитости года (2 0 0 1 г.), полученны е в результате обработки сп утн ик овы х дан н ы х м оде­ лям и ЭПОС приведены на рис. 4.

Термохалинные поля Среднего и Южного Каспия

Годовой минимум температуры воды Среднего и Ю жного К ас­ пия приходится на февраль (2— 4 °С в Среднем и 7— 9 °С в Ю жном).

В есной верхний слой воды прогревается неравномерно. В м ар­ те— апреле тем пература воды зам етно повы ш ается вдоль восточ­ ного п обереж ья, где она м ож ет возрастать на 4 — 7 °С за м еся ц. У зап адн ого п обер еж ья повы ш ение тем пературы запазды вает, что обусловлено п оступлением хол одн ы х вод и з Северного К аспия.

Р езк и й прогрев здесь наблю дается в апреле— м ае. В апреле при ­ бреж ны е воды у западного берега прогреваю тся до 10 °С, в то время как у восточного — до 12 °С (рис. 5).

В начале лета главным фактором ф ормирования поля тем пера­ туры в центральной части моря является адвекция теплы х вод Северного К аспия. Быстро прогреваемы е на мелководье воды п е­ реносятся вдоль западного побереж ья моря. У величение эф ф ек­ тивного излучения с поверхности моря и перем еш ивание водны х слоев по вертикали сн иж аю т интенсивность прогрева поверхности моря.



Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |
Похожие работы:

«РУССКО-ЯПОНСКИЙ РАЗГОВОРНИК Илья Пушкин © Jerusalem Ilya Pushkin Илья Пушкин РУССКО-ЯПОНСКИЙ РАЗГОВОРНИК Иерусалим 2009 Пушкин И. Русско-японский разговорник. Общение на японском языке. Русско-японский разговорник содержит типичные модели фраз и выражений по широкому кругу тем. Приводятся основные, принятые на...»

«Center for Scientific Cooperation Interactive plus Ерыгин Кирилл Валерьевич аналитик Институт отраслевого менеджмента ФГБОУ ВПО "Государственный университет управления" г. Москва СЛОВЕНИЯ КАК СТРАТЕГИЧЕСКИ ВАЖНЫЙ РЕГИОН УПРАВЛЕНИЯ МЕЖДУНАРОДНЫМИ ЛОГИСТИЧЕСКИМИ ПОТОКАМИ Аннотация: в данной...»

«СОЦИАЛИСТИЧЕСКИЙ ИНТЕРНАЦИОНАЛ СОДРУЖЕСТВА НЕЗАВИСИМЫХ ГОСУДАРСТВ ГОСУДАРСТВЕННО-ОБЩЕСТВЕННОЕ НАУЧНОЕ ОБЪЕДИНЕНИЕ "ИНСТИТУТ СОЦИАЛИЗМА" А.А. Ермоленко НРАВСТВЕННЫЙ СОЦИАЛИЗМ СТРОЙ, КОТОРЫЙ НАМ НУЖЕН МОСКВА УД...»

«POPIS VYNALEZU 256912 ESKOSLOVENSK SOCIALISTICK REPUBLIKA ( 1" ) (И)в, K AUTORSKMU OSVDEN (61) (23) Vstavn p i r t roia (51) I t Cl. n. (22) Pihleno 11 11 83 (21) PV 8352-83 G 21 С 7/36 (89) 1025265, SU IMAD PRO VYNLEZY (40) Zveejni no 13 11 86 (45) Vydno 25.07.88 A OBJEVY GOLJAHD LEOKID 1ATALJEVI, ' (75) KALOI2J J U R U PETROVl...»

«Система оценивания результатов обучения в рамках ФГОС Семинар-практикум Ветровой О.М. Метапредметные результаты (по А.Г. Асмолову) освоенные обучающимися универсальные учебные действия (познавательные, регулятивные и коммуникативные), обеспечивающие овладение к...»

«дает позитивная оценка, в то время как зеленый негативная. Сравните, на­ пример, употребление прилагательного зеленый водном контексте с такими единицами, как острые, холодные, оплывшие, отеклые, отвратительные: Иван смотрел на Александру маленькими своими, острыми глазами, взгляд был зелен и холоден (Иван Москва). I лаза...»

«Идентификационный номер: ECH-1985-S-002 Абдулазиз, Кабалез и Балкандали против Великобритании а) Совет Европы / b) Европейский суд по Правам Человека / c) Палата / d) 28.05.1985 / e) 15/1983/73/107-109 / f) Абдулазиз, Кабале...»

«АННОТАЦИИ ДИСЦИПЛИН ПО ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЙ ПРОГРАММЕ 44.03.03 СПЕЦИАЛЬНОЕ (ДЕФЕКТОЛОГИЧЕСКОЕ) ОБРАЗОВАНИЕ НАПРАВЛЕННОСТЬ ДОШКОЛЬНАЯ ДЕФЕКТОЛОГИЯ ПРОГРАММА ПОДГОТОВКИ ПРИКЛАДНОЙ БАКАЛАВРИАТ Общая Индекс Наименование дисциплины трудоемкость, часов (ЗЕТ) Б1 Дисциплины (модули) Б1.Б Базовая часть Б1.Б.1 Иност...»

«Вы можете скачивать, распечатывать, копировать и распространять эти главы любыми способами кроме продажи, при условии неизменения содержания и сохранения их целостности. Все права закреплены ©2004 David Servant Служитель, воспитывающий учеников Глава девятнадцатая Во Христе В посланиях Нового Завета мы встречаем такие фр...»

«Мега-Равноденствия и Затмение – Астрономическое Горнило Архангел Метатрон с Плеядеанским Тиберонном через Джеймса Тиберонна Оригинал – www.Earth-Keeper.com Перевод – Юрий Зуйков (www.universalunity.ru) Приветствую, Мастера, Я – Метатрон, Архангел Света. Я прис...»

«ПРИНЦИП МАХА ДЛЯ ВРАЩЕНИЯ: ЦЕНРОБЕЖНАЯ СИЛА ВО ВРАЩАЮЩЕЙСЯ СИСТЕМЕ ОТСЧЕТА КАК СЛЕДСТВИЕ ГРАВИТАЦИОННОГО ВЗАМОДЕЙСВИЯ С ВСЕЛЕННОЙ Л.И. Филиппов Аннотация Выведены преобразования Лоренца, а также электродинамические и оптические эффекты Специальной теории относительности. Получе...»

«У •щ I /M "' '' " '• СТИХОТВОРЕНІЯ РОШГЕШ. иг? СS I Т I Р S t %, 1858. GTIXOTBOPEDIfl МИХАИЛА РОЗЕНГВЙМА. \ i СП Е Т Е Р Б У Р Г V 1858. k ПЕЧАТАТЬ ПОЗВОЛЯЕТСЯ сь т мъ, чтобы по отпечатаніи представлено было въ Ценсурный Комитет* узаконенное число экземпляровъ. Санктпетербургь 23 генваря лого — *_ 1858 года. го...»

«ГЕРОЙ ТУРА – Владимир МАРКЕЛОВ Цифры и факты чемпионата Казахстана: обзор и статистика матчей 4-го тура (20-21 сентября 2015 г.) На снимке: нападающий команды "Арлан" Владимир МАРКЕЛОВ. 28-летний нападающий команды "АРЛАН" # 8 Владимир МАРКЕЛОВ внес...»

«УДК: 1(091) Г. П. Ковалева ЭМПИРИЧЕСКИЕ ИСТОКИ КАТЕГОРИИ "ДУХОВНОСТЬ" В ОНТОЛОГИИ ТРАНСЦЕНДЕНТНОГО КОСМИЗМА В статье рассматриваются эмпирические истоки происхождения терминов "космос" и "духовность", дается обзор определений понятия "духовность", анализ...»

«В серии "Другие Миры" вышли книги: Ника Ветрова Университет вредной магии. Пособие по выживанию Галина Гончарова Против лома нет вампира Не сотвори себе вампира Ольга Куно Горький ветер свободы Чер...»

«Тестовые задания школьного этапа олимпиады по технологии 2014/2015 уч.год 5 класс Инструкция: Отметьте знаком "+" все правильные ответы.1. Салатными заправками являютcя:а) майонез;б) сметана;в) уксус;г) растительное масло. Инструкция: Отметьте знаком "+" правильный ответ.2. К столовым приборам не относится:а) л...»

«Опубликовано отдельными изданиями на русском, английском, арабском, испанском, китайском и французском языках МЕЖДУНАРОДНОЙ ОРГАНИЗАЦИЕЙ ГРАЖДАНСКОЙ АВИАЦИИ. 999 University Street, Montral, Quebec, Canada H3C 5H7 Информац...»

«вныйМуниципальное автономное общеобразовательное учреждение – средняя общеобразовательная школа № 4 г.Искитима Новосибирской области Инновационный проект "Спортивный класс" г. Искитим 2013г. Инновационный проект "Спортивный класс" Актуальность. Сохранение и укрепление здоровья школьни...»

«2. Виды и размеры стимулирующих выплат В целях повышения качества деятельности работников МБДОУ устанавливаются 2.1. следующие виды выплат стимулирующего характера: выплаты за интенсивность и высокие результаты работы, каче...»

«Использование ADOBE PHOTOSHOP ELEMENTS 7 ® ® © Корпорация Adobe Systems, 2008 г. Все права защищены. Авторские права Использование Adobe® Photoshop® Elements 7.0 для Windows® Если это руководство распространяется с программным обеспечением, которое включает в себя соглашение с кон...»

«МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ Федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение высшего образования "ДАГЕСТАНСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ" Филиал в г. Хасавюрте РАБОЧАЯ ПРОГРАММА УЧЕБНОЙ ДИСЦИПЛИНЫ "МЕТОДЫ УПРАВЛЕНИЯ КОНФЛИКТАМИ В ОРГАНИЗАЦИЯХ" Направление подготовки 39.03.02 – Социальная работа (б...»

«SD :: 425E SD :: 425S :: E ПОСОБИЕ ПО ЭКСПЛУАТАЦИИ ПЕРЕД НАЧАЛОМ ЭКСПЛУАТАЦИИ ПОЛНОСТЬЮ ПРОЧТИТЕ ДАННОЕ ПОСОБИЕ В данном документе компании Radio Systems Corporation, Radio Systems PetSafe Europe Ltd., Radio Systems Australia Pty Ltd. и любые другие дочерние компании или бренды...»








 
2017 www.kniga.lib-i.ru - «Бесплатная электронная библиотека - онлайн материалы»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.