Меню

Гидрологический режим азовского моря это

База знаний

Территория

Внутреннее Азовское море расположено на юге европейской России. Оно соединяется узким (до 4 км), мелким (4—5 м) Керченским проливом с Черным морем. Граница между морями проходит по линии м. Такиль — м. Панагия.

Азовское море — самое мелководное и одно из самых маленьких морей мира. Его площадь — 39 тыс. км 2 , объем воды — 290 км 3 , средняя глубина — 7 м, наибольшая глубина — 13 м.

Море имеет сравнительно простые очертания. Северный берег — ровный, обрывистый, с намывными песчаными косами. На западе коса Арабатская

Стрелка отделяет от моря 2 . Глубины — 0,5—1,5 м, наибольшая глубина — 3 м. Ежегодно в Сиваш поступает до 1,5 км 3 азовской воды. В результате сильного испарения вода Сиваша превращается в насыщенный солевой раствор (рапу), соленость которой достигает 170‰. Так же как и Кара-Богаз-Гол на Каспии, Сиваш обладает разнообразными химическими ресурсами. В нем содержатся миллионы тонн поваренной соли, сульфата магния, сульфата натрия, брома и др. С давних пор на Сиваше существуют соляные промыслы. Способом садки из сивашских рассолов извлекают также мирабилит»>залив Сиваш , соединяющийся с морем Геническим проливом. На юго-востоке тянется на 100 км дельта Кубани с обширными плавнями и многочисленными протоками. Кубань впадает в вершину открытого Темрюкского залива. На северо-востоке вдается в сушу на 140 км самый большой залив моря — Таганрогский, вершина которого представляет собой дельту Дона.

Гидрология

Почти весь речной сток в море (более 90%) дают Дон и Кубань. Подавляющая часть стока приходится на весенне-летний сезон.

Основной обмен вод Азовского моря происходит через Керченский пролив с Черным морем. По среднемноголетним данным, из Азовского моря поверхностным потоком ежегодно вытекает около 49 км 3 воды, а нижним течением в него поступает около 34 км 3 черноморской воды. Результирующий сток воды из Азовского моря в Черное примерно равен 15 км 3 /год.

Климат

Климат глубоко вдающегося в сушу Азовского моря отличается континентальностью. Для него характерны холодная зима, сухое и жаркое лето. В осенне-зимний сезон погода определяется влиянием отрога Сибирского антициклона с преобладанием восточных и северо-восточных ветров со скоростью 4—7 м/с. Усиление воздействия этого отрога вызывает сильные ветры (до 15 м/с) и сопровождается вторжениями холодного воздуха. Среднемесячная январская температура –1— 5°, во время северо-восточных штормов она понижается до –25—27°.

Весной и летом преобладает теплая, ясная погода со слабыми ветрами. В июле среднемесячная температура по всему морю равна 23—25°, а максимальная — более 30°. В этот сезон, особенно весной, над морем довольно часто проходят средиземноморские циклоны, сопровождаемые западными и юго-западными ветрами со скоростью 4—6 м/с, а иногда и шквалами.

Количество атмосферных осадков на восточном побережье моря равно 500 мм в год, на западном — около 300 мм.

Небольшие размеры и малые глубины моря способствуют быстрому развитию ветрового волнения. Через несколько часов после начала ветра волнение достигает установившегося состояния и так же быстро затухает при прекращении ветра. Волны короткие, крутые, в открытом море достигают высоты 1— 2 м, иногда до 3 м.

Межгодовые колебания уровня моря, определяемые долговременными изменениями составляющих водного баланса, составляют несколько сантиметров. Сезонные изменения уровня в основном зависят от режима речного стока. Годовой ход уровня характеризуется его повышением в весенне-летние месяцы и понижением осенью и зимой, размах колебаний в среднем 20 см.

Преобладающие над морем ветры вызывают значительные сгонно-нагонные колебания уровня. Наиболее значительные подъемы уровня отмечались в Таганроге — до 6 м. В других пунктах возможны нагоны 2—4 м (Геническ, Ейск, Мариуполь), в Керченском проливе — порядка 1 м.

При резких изменениях атмосферного давления и ветра в Азовском море могут возникать сейши — свободные стоячие колебания уровня. На акваториях портов возбуждаются сейши с периодами от нескольких минут до нескольких часов. В море отмечаются сейши с суточным периодом величиной 20—50 см.

Рельеф дна

Отмелые берега моря переходят в ровное плоское дно. Глубины плавно увеличиваются с удалением от берегов. Самые большие глубины находятся в центральной части моря, глубины в Таганрогском заливе — от 2 до 9 м. В Темрюкском заливе известны грязевые вулканы.

Рельеф дна и течения Азовского моря

Течения

Течения в море возбуждаются главным образом ветром. Наклон уровня, создающийся в результате действия ветра, служит причиной компенсационных течений. В предустьевых районах Дона и Кубани прослеживаются стоковые течения.

Под действием западных и юго-западных ветров в море образуется циркуляция вод против часовой стрелки. Циклоническая циркуляция возбуждается и при восточных и северо-восточных ветрах, которые сильнее в северной части моря. При таких же ветрах, но более сильных в южной части моря течения имеют антициклонический характер. При слабых ветрах и штилях отмечаются незначительные течения переменных направлений.

Поскольку над морем преобладают слабые и умеренные ветры, наибольшую повторяемость имеют течения со скоростями до 10 см/с. При сильных ветрах (15—20 м/с) скорости течений равны 60—70 см/с.

В Керченском проливе при ветрах северных направлений наблюдается течение из Азовского моря, а при ветрах с южной составляющей — поступление в море черноморской воды. Преобладающие скорости течений в проливе возрастают от 10—20 до 30—40 см/с в самой узкой его части. После сильных ветров в проливе развиваются компенсационные течения.

Ледовитость

На Азовском море ежегодно образуются льды, причем ледовитость (площадь, занятая льдом) сильно зависит от характера зимы (суровая, умеренная, мягкая). В умеренные зимы к началу декабря лед образуется в Таганрогском заливе. В течение декабря припай устанавливается вдоль северного берега моря, а несколько позже — у остальных берегов. Ширина полосы припая — от 1,5 км на юге до 6 — 7 км на севере. В центральной части моря лишь в конце января — начале февраля появляется плавучий лед, который затем смерзается в ледяные поля большой сплоченности (9—10 баллов). Наибольшего развития ледяной покров достигает в первой половине февраля, когда его толщина 30—40 см, в Таганрогском заливе — 60—80 см.

Ледовые условия в течение зимы отличаются неустойчивостью. При смене холодных и теплых воздушных масс и ветровых полей над морем неоднократно происходит взламывание и дрейф ледяных полей, образование торосов. В открытом море высота торосов не превышает 1 м, а у Арабатской Стрелки может доходить до 5 м. В мягкие зимы центральная часть моря, как правило, свободна от льда, он наблюдается лишь вдоль берегов, в заливах и лиманах.

Очищение моря от льда в умеренные зимы происходит в течение марта сначала в южных районах и устьях рек, затем на севере и позже всего в Таганрогском заливе. Средняя продолжительность ледового периода — 4,5 месяца. В аномально теплые и суровые зимы сроки образования и таяния льда могут смещаться на 1—2 месяца и даже больше.

Температура воды и солёность

Зимой почти на всей акватории температура воды на поверхности отрицательная или близка к нулю, лишь у Керченского пролива повышается до 1—3°. Летом по всему морю температура на поверхности однородная — 24—25°. Максимальные значения в июле — августе в открытом море до 28°, а у берегов могут превышать 30°.

Мелководность моря способствует быстрому распространению ветрового и конвективного перемешивания до дна, что приводит к выравниванию вертикального распределения температуры: ее перепад в большинстве случаев не превышает 1°. Однако летом при штиле образуется слой скачка температуры, ограничивающий обмен с придонными слоями.

Температура воды и соленость на поверхности Азовского моря летом

Пространственное распределение солености в условиях естественного притока речных вод было довольно однородным, горизонтальные градиенты наблюдались только в Таганрогском заливе, на выходе из которого преобладала соленость 6—8‰. На акватории открытого моря соленость находилась в пределах 10—11‰. По вертикали почти во всех районах градиенты наблюдались эпизодически, в основном в связи с поступлением черноморских вод. Сезонные изменения не превышали 1‰, только в Таганрогском заливе они увеличивались под влиянием внутригодового распределения стока.

Поскольку на большей части акватории моря не наблюдается существенных различий вод по температуре и солености, водные массы здесь не выделяются. Таганрогский залив заполняют пресные и солоноватые морские воды, границу между которыми ориентировочно определяет соленость 2‰.

В 60 — 70-х гг. в бассейне Азовского моря возросли изъятия пресных вод для хозяйственных целей, что обусловило сокращение речного стока в море и соответственно увеличение поступления черноморских вод. Это совпало с периодом пониженной увлажненности в водосборном бассейне моря, и под влиянием всех факторов с 1967 г. началось увеличение солености. В 1976 г. средняя соленость в море достигла максимальной величины — 13,7‰. В Таганрогском заливе она возросла до 7—10‰ на выходе из залива — до 12‰. Стала ощутимее пространственная неравномерность солености, в прикерченском районе, особенно в маловодные годы, ее значения повышались до 15—18‰, т.е. до величин, никогда не наблюдавшихся в море с начала столетия.

Соляные промыслы в заливе Сиваш

Усиление распространения черноморских вод в придонных слоях моря привело к росту вертикальных градиентов солености и плотности, ухудшило условия перемешивания и вентиляции придонных вод. Возросла вероятность образования дефицита кислорода (гипоксии) и создания заморных условий для организмов.

Читайте также:  Азовское море курорты россии 2020

Однако в 80-е гг. сток Дона увеличился, что благоприятно отразилось на солености. К концу 80-х гг. соленость вновь понизилась, и в настоящее время осолонения Азовского моря не происходит.

Хозяйственное значение и экологические проблемы

При естественном водном режиме до начала 50-х гг. Азовское море отличалось исключительно высокой биологической продуктивностью. С речным стоком в море поступало большое количество питательных веществ, причем 70—80% вносилось с весенним паводком.

Это обеспечивало обильное развитие фитопланктона, зоопланктона и бентоса. Площадь пойменных и лиманных нерестилищ в низовьях Дона и Кубани достигала 40 — 50 тыс. км 2 . Эти факторы, а также хороший прогрев моря, низкая соленость, достаточное насыщение вод кислородом, длительный вегетационный период, быстрая оборачиваемость биогенных веществ определяли благоприятные условия для жизни ихтиофауны, насчитывающей 80 видов. Недаром древние греки называли Азовское море Меотидой, что значит «кормилица».

В 30-е гг. XX века общий улов рыбы в Азовском море доходил до 300 тыс. т, причем более половины составляли ценные виды рыб (осетровые, судак, лещ и др.).

Зарегулирование в 1952 г. Дона (создание Цимлянского водохранилища), сокращение объема стока на 13—15 км 3 /год, другие последствия хозяйственной деятельности в бассейне моря вызвали серьезные негативные изменения в экосистеме моря.

Снижение годового стока Дона на 30%, значительное сокращение объема половодья вызвали уменьшение площадей нерестилищ, нарушили условия воспроизводства пресноводных видов рыб.

Сильно изменилось количество и состав поступающих в море биогенных веществ, их распределение в течение года. Большая часть взвешенных веществ оседает в Цимлянском водохранилище; значительно уменьшилось их количество, вносимое в море весной и в начале лета; сократилось поступление минеральных форм фосфора и азота и резко возросло количество органических форм, труднее усваиваемых организмами. Доходящие до моря биогенные вещества в основном потребляются в Таганрогском заливе и в малом количестве выносятся в открытое море.

Повысилось загрязнение речных и морских вод различными вредными химическими веществами — пестицидами, фенолами, в некоторых районах моря — нефтепродуктами. Наибольшее загрязнение наблюдается в приустьевых районах Дона и Кубани и на акваториях, прилегающих к крупным портам. Указанные экологические изменения привели к резкому падению биологической продуктивности моря. В несколько раз уменьшилась кормовая база рыб, сократились общие уловы в основном ценных видов рыб.

Водохозяйственная ситуация в бассейне моря весьма напряженная. В настоящее время в море поступает в среднем около 28 км 3 речной воды в год. При таком объеме стока имеется возможность сохранения его солености в пределах до 13—14‰. Дальнейший рост водопотребления в бассейне водоема недопустим, так как это вызовет необратимый рост солености до уровня черноморской и приведет к ухудшению условий для обитания наиболее ценных морских организмов.

Источник

Справочник «Органическое вещество
Азовского моря и
прилегающих районов Чёрного моря»

Работа выполнена в рамках проекта РФФИ №15-05-08547 Долговременные изменения первичной продукции и биогеохимической трансформации органического вещества в экосистеме Азовского моря под действием природных и антропогенных факторов в 1950-2014 гг.

Ссылка на статью:
Дашкевич Л.В., Бердников С.В. Математическое моделирование температурного режима и тепловой баланс Азовского моря // Экологический вестник научных центров Черноморского экономического сотрудничества. 2008. N 4. С. 5-18.

Температура воды

МАТЕМАТИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ ТЕМПЕРАТУРНОГО РЕЖИМА И ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС АЗОВСКОГО МОРЯ

На основе рассмотренной в работе математической модели температурного режима Азовского моря рассчитана динамика температуры воды и элементов теплового баланса за период 1920-2008 гг. Проведено сравнение полученных результатов с литературными источниками и первичными данными из базы данных Южного научного центра РАН. Показано, что модель адекватно отражает изменения температурного режима и теплового баланса, наблюдаемые тенденции снижения солености, потепления климата, усиления циклонической деятельности, увеличения количества осадков и снижения ветровой активности в азовском регионе в современный период.

Моделирование климатических изменений стало едва ли не основным исследовательским методом в XXI веке. При этом далеко не всегда для оценки реальных эффектов используется база данных, собранная в экспедициях за длительный период времени.

В 2005 г. Южный научный центр РАН, Мурманский морской биологический институт КНЦ РАН совместно с Лабораторией морского климата Национального центра океанографических данных (НОАА, США) начали работу по формированию базы данных океанографических наблюдений в Азовском море. Результатом стало издание Климатического атласа Азовского моря 2006 (Matishov at al., 2006), который содержал первичные данные по 14289 станциям. В 2006-2007 гг. работа по поиску и архивации данных была продолжена, подготовлена новая версия базы данных, представленная в Климатическом атласе Азовского моря 2008 (Matishov at al., 2008), которая содержит 34517 морских станций и 89203 наблюдений на береговых постах за период 1891-2006 гг. (в соответствии с рисунком 1, таблицей 1).

Рисунок 1 – Пространственное распределение океанографических станций в базе данных. Принятое деление Азовского моря на районы (боксы).

Таблица 1 – Перечень гидрометеорологических и гидрохимических параметров в океанографической базе данных Азовского моря за период 1891-2006 гг.

Характеристики водной среды

Число измерений*

температура

34517/89203

соленость

16724

хлорность

6711

давление

545

электропроводность

499

абсолютное содержание растворённого кислорода

8142

относительное содержание растворённого кислорода

2694

рН

3523

окисляемость кислорода

1110

фосфаты

4180

общее содержание фосфора

370

нитраты

624

нитриты

1699

аммонийный азот

258

силикаты

2090

щелочность

3315

состояние моря

10453/415

тип волнения

2653

направление волнения

9259

прозрачность

16841/39

ледовитость

24

тип льда

65

толщина льда

172/6

сплоченность льда

34

абсолютная влажность

3221

относительная влажность

3166/25008

атмосферное давление

2412

температура воздуха

11221/31421

общая облачность

10020/25400

тип облачности

2181

скорость ветра

18010/29926

направление ветра

18785/28348

видимость

3428

погода

321/1435

Примечание: *- в числителе указано количество измерений в море, в знаменателе – на береговых постах.

Для расчета температуры воды Азовского моря в рамках боксовой модели гидрологического режима предложена математическая модель, основанная на уравнениях теплового баланса. С ее помощью для трех типов лет, которые можно характеризовать как средние, теплые и холодные, выполнен расчет температурного и ледового режимов Азовского моря (Матишов и др., 2006).

Цель настоящей работы – верификация разработанной модели температурного режима для периода, наиболее обеспеченного данными (1920-2006 гг.) и совместный анализ (данных наблюдений и модельных траекторий) многолетних тенденций изменения температурного и ледового режимов, элементов теплового баланса моря.

Материал и методы

База данных (БД) ЮНЦ РАН содержит почти 120 тыс. океанографических и гидрологических станций за период c 1891 года по настоящее время (литературные данные, Интернет — ресурсы и материалы экспедиционных исследований ЮНЦ РАН и АФ ММБИ), с информацией по гидрологии, гидрохимии и метеорологии, а также численности, биомассе и видовом составе гидробионтов (всего почти 100 параметров). Все данные можно разделить на две большие категории: регулярные наблюдения на прибрежных гидрометеорологических станциях (ГМС) и экспедиционные материалы. Температура воды – самый многочисленный параметр в БД. Недостатком имеющихся данных является их не регулярное распределение во времени и пространстве, что затрудняет необходимое для климатологического анализа осреднение. Имеются значительные разрывы во временном ряде наблюдений, которые пока не удалось заполнить. Наиболее обеспечены данными периоды 1926-1935 гг., 1946-1960 гг., 1970-1980 гг. и 1998-2007 гг. Для прибрежных ГМС есть данные только для отдельных лет (1937-1939 гг., 1950-1954 гг., 1958 г., 1969-1971 гг., 1974-1975 гг.), в основном это температура поверхностного слоя и метеорологические параметры.

Для работы с БД с применением современного программного обеспечения разработана компьютерная система, включающая три взаимосвязанных блока (модуля):
1) собственно океанографическую базу данных;
2) комплекс программ для работы с табличной информацией;
3) ориентированный на современные географические информационные системы (ГИС) комплекс программ для обработки пространственно-распределенной информации.

Информация в БД хранится в виде традиционных порейсовых массивов («in situ»). К сожалению, для ряда данных, полученных из разных источников, часть признаков (например, название рейса) утрачена. В этом случае данные формируются в пределах периода относительно непрерывных наблюдений. Также в пределах нескольких месяцев (года) формируются данные прибрежных наблюдений ГМС.

Программа, обеспечивающая работу с БД, реализована в среде Access 2000. Пространственная привязка данных осуществляется с помощью ГИС ArcGIS 9.2 на батиметрической карте Азовского моря. Поскольку ГИС предоставляет возможность работы с базами Access, то такая интеграция позволяет использовать широкий набор инструментов пространственного анализа ГИС для работы с данными.

Модель температурного и ледового режимов Азовского моря встроена в гидрологический модуль боксовой модели Азовского моря, который кроме этого включает балансовые модели водного обмена и режима солености.

Горизонтальное районирование водного объекта, деление его на районы (боксы) (в соответствии с рисунком 1) проводится с целью выделения главных океанографических черт морской системы — структуры водных масс, особенностей циркуляции вод, рельефа берегов и дна, устойчивых закономерностей пространственного распределения океанографических полей, проявляющиеся на осредненных картах. Всего выделено 30 районов.

Оценка водного обмена между боксами основана на следующем уравнении водного баланса (1):

где i, j – номера районов; V i, A i, H i – объем, площадь и средняя глубина, соответственно; Q ji – приток воды из j-го района в i-й; Q ij — отток воды из i-го района в j-й; Q i0 — отток воды в Черное море; Q F i — речной сток; Q P i — осадки; Q E i — испарение; Q BS i — поступление водных масс из Черного моря.

Водообмен за определенный период через границу, например между i-м и j-м районами, разделен на адвективную составляющую и перемешивание – водный поток, имеющий противоположное направление и одинаковую величину (2).

Здесь R i — общий поток, вытекающий за определенный промежуток времени из i-го района, α ij — его доля, направленная в j-й район. Если обозначить через α i0 – часть потока, направленного за пределы водоема, то Q i0 = α i0R i , при этом справедливо ∑ jα ij + α i0 = 1. Такое упрощение позволяет заменить балансовые соотношения (1) системой линейных уравнений (3) относительно величин R i.

Изменение объема районов (dV i /dt) считается известной функцией времени и отражает сезонную и межгодовую динамику изменения уровня (dH i /dt).

Особенности водообмена между районами в разные временные периоды регулирует матрица U (т.е. значения параметров α ij), которая может быть изменена в зависимости от преобладающего характера течений.

В результате решения системы уравнений (3) выполняется согласование имеющихся представлений о циркуляции водных масс (параметры водообмена α ij, α i0) и экзогенных характеристик (пресный сток, осадки, испарение, поступление черноморских вод через Керченский пролив).

Для уточнения параметров водообмена между районами уравнений водного баланса недостаточно, так как водные потоки, имитирующие горизонтальное перемешивание водных масс, не влияют на баланс воды (т.е. D ji = D ij ) и из уравнений исключаются. Поэтому одновременно с уравнениями водного баланса рассматриваются также балансовые соотношения для веществ, обладающие консервативными свойствами и играющими роль трассеров для маркировки перемещения водных масс. Для Азовского моря в качестве трассера используется сумма ионов (соленость, ‰). Уравнения баланса для описания динамики таких веществ имеют вид (4):

где C i — средняя по району концентрация вещества-трассера; M i – его запас; W ji, W ij — потоки вещества при перемещении водных масс между районами (адвекция и перемешивание); W 0i — экзогенное поступление вещества (с речными водами, с осадками и из Черного моря, соответственно, так как концентрация солей в осадках и речных водах незначительна, то значение имеет только поступление солей (в концентрации C i BS) с черноморскими водами, в этом случае F i = Q i BSS i BS); W i0— вынос вещества с водными массами в Черное море.

Водные потоки, введенные для имитации перемешивания (ветровое перемешивание, сгонно-нагонные явления) и исключенные из уравнений водного баланса, в уравнениях баланса вещества-трассера должны быть учтены. Для их параметризации применяется такой подход D ij: D ji = D ij = D 0(t)δ ijA ij, где D 0(t) — средняя для всего водоема, но зависящая от времени (сезона), скорость горизонтального перемешивания, δ ij – безразмерный параметр для локальной корректировки интенсивности перемешивания; A ij — площадь границы между районами.

Балансовые соотношения (4) представляют собой систему линейных дифференциальных уравнений (5):

Процедура калибровки параметров модели водообмена состоит в проведении ряда вычислительных экспериментов по расчету солености с применением модели (1-5), сравнении результатов расчета с данными наблюдений, осредненными по каждому компартменту и за соответствующий период, корректировке параметров α ij и D ji до тех пор, пока разница между расчетными значениями и данными не будет меньше некоторой величины, принятой в качестве удовлетворительной точности модельного приближения.

Изменение запаса тепла в каждом районе в результате водного обмена между ними и притока тепла с водными массами извне описывается следующим вариантом системы уравнений (4):

где: — температура речной воды, осадков и водных масс, поступающих из Черного моря, соответственно ( 0 K); ρ w — плотность воды (г/см 3 ); c w = 4.2*10 -3 — теплоемкость воды (кДж/г/град).

Для решения системы уравнений (4)-(6) в интервале (t+dt) используется численный метод, предложенный в работе В.В. Селютиным (Матишов и др., 2006). При этом получаем оценку изменения солености (Δ advS i) и температуры воды Δ advT i в результате адвекции и перемешивания водных масс (7):

Здесь V i(t+dt), V i(t) — объемы районов до и после расчета, аналогично S i(t+dt), S i(t)— соленость, T i(t+dt), T i(t) — температура воды.

Значения температуры воды и солености на следующем временном шаге определяются с учетом влияния водообмена, обменных процессов с атмосферой, фазовых переходов в системе «вода-лед» следующими соотношениями (8):

а) для участков без льда (номер района здесь и далее опущен):

б) для участков, покрытых льдом:

где T, S — соответственно, температура ( 0 K) и соленость (‰) воды; SI — средняя соленость (‰) льда; B w , B i — изменение температуры за счет притока тепла к водной поверхности, свободной ото льда и покрытой льдом, соответственно; i TW, i TI — интенсивности уменьшения температуры воды за счет турбулентно-конвективного (контактного) теплообмена в районах, соответственно, свободных ото льда и покрытых льдом; i W — интенсивность уменьшения температуры воды за счет теплового излучения водной поверхности; k I — скорость выхода солей из льда; V I – объем льда (км3); T f.— температура замерзания морской воды (Винников, Проскуряков, 1988); ΔT I — потоки тепла, выраженные в единицах изменения температуры воды, связанные с процессами образования и таяния льда.

Остановимся более подробно на параметризация потоков тепла через границу «вода-лед-атмосфера». Изменение температуры за счет внешнего притока тепла к поверхности воды, свободной ото льда, определяется поглощенной частью суммарной солнечной радиации (G S), противоизлучением атмосферы (G A), притоком тепла при турбулентно-конвективном теплообмене (G TW), затратами тепла на испарение (G E).

Здесь α W — альбедо воды; T A — температура воздуха ( 0 K); k T = 2,592*10 6 (с/мес); c A=1,0*10 -3 — теплоемкость воздуха (кДж/г/град); ν — скорость ветра (см/с); S t = 1,7*10 -3 — постоянная Стентона; ρ A = 1,23*10 -3 — плотность воздуха (г/см3).

Противоизлучение атмосферы задано полуэмпирической формулой Брента (Краус, 1976):

где σ =1,47*10 -8 — постоянная Стефана-Больцмана (кДж/см 2 /мес/град 4 ), n-балл облачности (доли 1), e W(T A) — давление насыщенного водяного пара на высоте 2 м от поверхности воды при температуре воздуха (T A), рассчитывается по формуле, приведенной, например в (Макштас, 1984), f — относительная влажность воздуха (доли 1).

Затраты тепла на испарение рассчитывается по формуле (Винников, Проскуряков, 1988):

где q E – слой испарившейся воды, мм/сут, e W(T) — давление насыщенного водяного пара на уровне поверхности воды, ν — скорость ветра (м/с), L w = 2,55 — скрытая теплота парообразования (кДж/г).

Изменение температуры за счет внешнего притока тепла к поверхности воды, покрытой льдом, зависит только от притока тепла за счет турбулентно-конвективного теплообмена через лед (G TI).

где c I = 2,09 — теплопроводность льда (Вт/м/град); c S = 0,31- теплопроводность снега (Вт/м/град); h I — толщина льда (см); h S — толщина снега (см).

Тепловое излучение водной поверхности (G W) рассчитывается по формуле:

где δ W = 0,91 — коэффициент серости для воды, остальные обозначения введены выше.

Динамика льда описывается двумя макрохарактеристиками — толщиной и ледовитостью (доля площади района, занятая льдом). В основу модели ледового режима положен кибернетический подход, когда процессы таяния или замерзания льда сверху, снизу или сбоку реализованы в виде последовательно выполняемых шагов общего алгоритма расчета толщины льда и ледовитости (Матишов и др., 2006).

Для расчета температурного и ледового режимов в качестве внешних факторов используются суммарная солнечная радиация, температура и относительная влажность воздуха, облачность, скорость ветра, температура речных и черноморских вод. В качестве основы использовались материалы наблюдений прибрежных гидрометеорологических станций (ГМС), а также информация из БД (в соответствии с таблицей 1).

Для температуры воздуха отмечается тенденция повышения (рв соответствии с рисунком 2), а для скорости ветра – снижения (в соответствии с рисунком 3) со сменой направления преобладающих ветров с восточной на западную составляющую (Дьяков, 2002; Гаргопа, 2003; Матишов и др., 2008).

Рисунок 2 – Среднегодовая температура воздуха Азовского моря по данным 6 ГМС Среднегодовая скорость ветра Азовского моря по данным 6 ГМС

Результаты и обсуждение

Верификация модели температурного режима заключалась в корректировке ряда параметров, в частности, для затрат тепла на испарение, рассчитываемых по формуле (11), пришлось ввести коэффициент 0,8 (в работе (Трубецкова, Филимонова, 2006) также отмечается, что эта формула дает завышенные значения), необходимо было также уменьшить тепловое излучение водной поверхности (коэффициент 0,9) и увеличить на 20% противоизлучение атмосферы, рассчитываемое по формуле (10). Для сравнения использовались оценки среднегодовой температуры воды по 6 ГМС из работы (Гаргопа, 2003). Между расчетной среднегодовой температурой воды и этими данными коэффициент корреляции равен 0,86 (в соответствии с рисунком 4).

Рисунок 4 — Динамика среднегодовой температуры воды Азовского моря (А) и диаграмма соответствия (Б): 1 – расчет, 2 – оценка по данным 6 береговых ГМС (Гаргопа, 2003).

Кроме этого, полученные результаты сравнивались со справочной информацией из литературных источников (Гидрометеорологический справочник…, 1962; Гидрометеорологические условия…, 1986; Гидрометеорология и гидрохимия…,1991) и первичными данными из БД, обобщенными в работе (Matishov at al., 2008).

Данные сезонного хода температуры воды в (Гидрометеорологические условия…, 1986) и (Гидрометеорология и гидрохимия…,1991) идентичны, поэтому на рисунках представлена одна кривая для этих источников. Данные для января и февраля по акватории Таганрогского залива (ТЗ) в (Гидрометеорологический справочник…, 1962) отсутствуют, а в (Гидрометеорологические условия…, 1986; Гидрометеорология и гидрохимия…,1991) не приведены данные для января-марта по ТЗ и собственно моря (СМ), и в декабре по ТЗ, поэтому в этот период сравнение результатов расчета можно было провести только с информацией из (Matishov at al., 2008) (в соответствии с рисунком 5). Сезонный ход температуры воды в ТЗ по результатам расчета (в соответствии с рисунком 5А) смещен примерно на месяц с марта по июнь и на пол месяца и меньше во вторую половину года при сравнении с кривыми из источников (Гидрометеорологический справочник…, 1962; Гидрометеорологические условия…, 1986; Гидрометеорология и гидрохимия…,1991). При этом с кривой, построенной по данным (Matishov at al., 2008), наблюдается почти полное сходство в феврале-марте, далее расхождение аналогичное прочим источникам. Максимум температуры воды наблюдается в июле для всех кривых, при этом значения максимума расчетных данных соответствуют (Гидрометеорологический справочник…, 1962), а в остальных работах температура на 1.5-2ºС ниже.

Рисунок 5 – Сезонный ход температуры воды ТЗ (A) и СМ (Б) по данным разных источников: а – (Гидрометеорологический справочник…, 1962); б – (Гидрометеорологические условия…, 1986; Гидрометеорология и гидрохимия…,1991); в – ( Matishov at al., 2008); г – расчет.

Результаты расчета сезонного хода температуры воды для СМ (в соответствии с рисунком 5Б) практически идентичны данным сезонного хода работы (Гидрометеорологический справочник…, 1962 с небольшой разницей в холодный период (результат расчета на 0,5-1ºС ниже). Кривые остальных источников – смещены вправо, т.е. имеют более плавный переход между холодным и теплым периодами, чем данные нашего расчета и работы (Гидрометеорологический справочник…, 1962), максимум температуры в них на 1-2ºС ниже и отмечается в августе (в отличие от результатов нашего расчета и работы (Гидрометеорологический справочник…, 1962), где максимум приходится на июль). Таким образом, для модели по сравнению с литературными данными характерны более высокие темпы нагревания весной и охлаждением с наступлением календарной осени.

Однако, при сравнении многолетней динамики расчетной температуры с натурными данными из БД, осредненными в пределах месяца (в соответствии с рисунком 6), модель показывает хорошее соответствие. В летний сезон и в начале осени (сентябрь) наблюдается максимальное соответствие расчетной и наблюденной температуры воды, результаты расчета для апреля и мая находятся несколько выше наблюденных значений, а в октябре и ноябре расчетная кривая проходит немного ниже натурных данных. В холодный период года (в соответствии с рисунком 7) данных наблюдений за температурой воды не много и практически все они относятся к безледным областям, этим можно объяснить более низкое положение расчетной кривой. Совпадение области распределения температуры для наблюденных значений и результата расчета, можно наблюдать в марте, когда ледовый покров в азовском регионе сходит на нет.

Рисунок 6 – Сравнение результатов расчета (а1) динамики температуры воды Азовского моря по месяцам с натурными данными (а) (Matishov at al., 2008), осредненными в пределах месяца
Рисунок 7 – Сравнение результатов расчета (а1) динамики температуры воды Азовского моря по месяцам с натурными данными (а) (Matishov at al., 2008), осредненными в пределах месяца, оценка ледовитости (б), % и толщины льда (в), см.

В рамках модельных расчетов была восстановлена динамика ледового режима Азовского моря (в соответствии с рисунком 7). Данных о ледовой ситуации еще меньше, чем наблюдений температуры воды в холодный сезон, поэтому ориентироваться приходится на немногочисленные публикации. Однако, при сравнении результатов расчета с исследованиями работ (Гидрометеорологический справочник…, 1962; Гидрометеорологические условия…, 1986) можно отметить, что модель адекватно рассчитывает ледовую обстановку как для суровых (1927-1928, 1941-1942, 1953-1954, 2005-2006 г. и др.) так и для мягких (1935-1936, 1937-1938, 1947-1948, 1954-1955, 2006-2007 г. и др.) зим.

По результатам расчета с середины 1980-х отмечается некоторое стабильное повышение среднегодовой температуры воды. Возможно, это связано со снижением скорости ветра в азовском регионе в современный период (наиболее ярко с 1987 года (Гаргопа, 2003; Матишов и др., 2008)). Темпы потепления в настоящее время снизились относительно периода 1960-х — середины 1980-х, увеличилась вариабельность в пространственно-временном распределении температуры воды.

Короткопериодные колебания в рядах составляющих радиационного баланса, а также метеорологических величин (температура воздуха, аномалии атмосферного давления, осадки) показывают наличие связи между атмосферными факторами и изменениями составляющих радиационного баланса (Покровский и др., 2004). Связь долговременных колебаний потоков тепла и осадков с глобальным изменением климата также отмечена в ряде исследований, поэтому было интересно проверить ее наличие для Азовского моря.

Расчет элементов теплового баланса для Азовского моря, в отличие от водного и солевого, в литературе представлен недостаточно. Удалось найти только три работы, в которых этому вопросу уделено внимание — это фундаментальные издания по гидрометеорологии Азовского моря (Гидрометеорологический справочник…, 1962) и (Гидрометеорология и гидрохимия…,1991) и статья (Спичак, 1963), также известно о работе И.Б. Славина (1965), но найти ее не удалось.

В рамках моделирования температурного режима Азовского моря был проведен расчет элементов теплового баланса и их динамики во времени для периода 1920-2008 гг. Отмечено статистически значимое снижение затрат на испарение, увеличение эффективного излучения и уменьшение радиационного баланса с течением времени. Первое вероятно связано с наблюдаемым снижением скорости ветра в азовском регионе, второе и третье – с повышением температуры и увеличением облачности.

Кроме этого, отмечен некоторый рост поглощенной радиации, что вероятно связано с наблюдаемым в последней четверти ХХ в. по данным многих актинометрических станций России отрицательным трендом альбедо в зимний период (Покровский и др., 2004), в случае Азовского моря это может быть связано с большим количеством мягких зим относительно суровых (Дьяков и др. 2002).

Сравнение среднемноголетней годовой величины элементов теплового баланса по результатам нашего расчета с информацией, приведенной в литературе, представлено в таблице 2.

Таблица 2 – Среднемноголетние годовые значения элементов теплового баланса (МДж/м 2 )

Параметр

Район

Источник

Данная работа

(Гидрометеорология и гидрохимия…, 1991)

(Гидрометеорологический справочник…, 1962)

(Спичак, 1963)

Период расчета (годы)

1920-2008

До 1986

1891-1958

1946-1960

Тепло на образование/таяние льда

СМ

±40-60

ТЗ

±80-100

АМ

±70

±58.6

Суммарная радиация

СМ

5250

ТЗ

4850

АМ

3350-3750

3559-3978

4773-5192

-4940

Радиационный баланс

СМ

1250-1650

2700-2750

ТЗ

1400-1700

2400

АМ

1300-1650

2805

Эффективное излучение

СМ

1850-2400

1590

ТЗ

1700-2200

1460

АМ

1256

1465-1758

-1675

Поглощенная радиация

СМ

3350-3750

4200-4300

ТЗ

3300-3700

3800-4000

АМ

4480

Затраты тепла на испарение

СМ

2100-2500

2000

2512

ТЗ

2150-2550

2200-2500

1465

АМ

1884-2303

1968-2554

-2303

Турбулентный теплообмен между водой и атмосферой

СМ

-70…-300

-150…-200

ТЗ

-150…-370

-520

АМ

-126…-293

-360…-611

(-460)

Примечание: СМ – собственно море; ТЗ – Таганрогский залив; АМ – Азовское море.

Заключение

Рассмотренная в работе математическая модель адекватно отражает изменения температурного режима и теплового баланса, наблюдаемые тенденции снижения солености, потепления климата, усиления циклонической деятельности, увеличение количества осадков и снижение ветровой активности в азовском регионе в современный период.

В результате анализа данных наблюдений и результатов расчета сделан вывод о влиянии на наблюдаемый рост температуры воды Азовского моря дополнительных факторов (кроме зафиксированного повышения температуры воздуха), а именно:

— в связи с понижением солености в современный период температура замерзания воды повысилась, что дает статистически более высокую среднегодовую температуру воды;

— уменьшение скорости ветра приводит к некоторому снижению затрат тепла на испарение, что также может способствовать повышению температуры.

— в свою очередь усиление циркуляции в азовском регионе и рост температуры воды могут влиять на снижение радиационного баланса и рост эффективного излучения.

© 2015 При полном или частичном
использовании материалов ссылка на
«Атлас климатических изменений. » обязательна.

ФГБУН «Федеральный исследовательский центр
Южный научный центр
Российской академии наук» (ЮНЦ РАН)

Адрес: 344006 г.Ростов-на-Дону,
пр. Чехова, 41

Источник

Adblock
detector