Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Исследование пространственной термохалинной и динамической структуры прибрежного апвеллинга на примере юго-восточной части Балтийского моря

ВАК РФ 25.00.28, Океанология

Автореферат диссертации по теме "Исследование пространственной термохалинной и динамической структуры прибрежного апвеллинга на примере юго-восточной части Балтийского моря"

На правах рукописи 004ЬИ1 г-¿о Голенко Мария Николаевна

ИССЛЕДОВАНИЕ ПРОСТРАНСТВЕННОЙ ТЕРМОХАЛИННОИ И ДИНАМИЧЕСКОЙ СТРУКТУРЫ ПРИБРЕЖНОГО АПВЕЛЛИНГА НА ПРИМЕРЕ ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ БАЛТИЙСКОГО МОРЯ

Специальность 25.00.28 - Океанология

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата физико-математических наук

г9АПрт

Калининград - 2010

004601736

Работа выполнена в Атлантическом отделении Учреждения Российской академии наук Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН

Научный руководитель: доктор физико-математических наук, профессор

Журбас Виктор Михайлович

Официальные оппоненты: доктор физико-математических наук, старший

научный сотрудник Семенов Евгений Васильевич Учреждение Российской академии наук Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН

кандидат географических наук, доцент Архипкин Виктор Семенович Кафедра океанологии Географического факультета Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова

Ведущая организация: Московский физико-технический институт

Защита состоится ^ллсыЛ 2010 г. в часов ¿г? минут на заседании диссертационного совета Д 002.239.02 при Учреждении Российской академии наук Институте океанологии им. П.П. Ширшова РАН по адресу: 117997, Москва, Нахимовский проспект, 36

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Учреждения Российской академии наук Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН

Автореферат разослан « /6 у> 2010 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, /т^-—'

кандидат физико-математических наук [//¡С6///У^А-И. Гинзбург

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Объект исследования и актуальность темы

Диссертация посвящена исследованию физических механизмов формирования прибрежного апвеллинга и описанию связанных с ними структурных особенностей термохалинных и динамических полей на примере юго-восточной Балтики.

Под термином «апвеллинг» понимают процесс подъёма воды, залегающей ниже пикноклина (Боуден, 1988). Для Балтийского моря имеется в виду пикноклин, связанный с сезонным термоклином, который в зависимости от времени года залегает на глубинах 15-40 м (Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР. Т. III. Балтийское море. В. 1. Гидрометеорологические условия. 1992).

Исследование апвеллинга в Балтийском море является актуальной задачей из-за распространенности этого процесса вдоль всего побережья и его связи с такими практическими приложениями, как прогноз погоды, прогноз течений и температуры воды в прибрежной зоне, а также связи с биохимическими процессами. Процесс апвеллинга является одним из механизмов вертикального обмена между различными слоями моря. В процессе апвеллинга глубинные воды, обогащенные биогенными элементами, поступают в верхний эвфотический слой и в значительной степени определяют общую биопродуктивность. Отмечалось, что апвеллинг благоприятствует рыбному промыслу (Hela, 1976). Также известно, что при различных сочетаниях нескольких факторов, таких как интенсивность апвеллинга и сезонная стратификация вод, биогенные элементы поступают в поверхностный слой в различном количественном соотношении. В зависимости от величины этого соотношения апвеллинги могут приводить как к повышению общей биопродуктивности, так и к возрастанию численности отдельного вида фитопланктона -цианобактерии и цветению сине-зеленых водорослей (Zhurbas et al., 2008).

На рис. 1(а) представлена традиционная схема циркуляции вод при ветровом воздействии, благоприятном для развития прибрежного апвеллинга. Предположим, что дует ветер, направленный вдоль берега так, что берег остается слева. Интегральный экмановский перенос будет направлен вправо (в Северном полушарии) от силы напряжения трения ветра, в данном случае в сторону моря. Чтобы скомпенсировать экмановский перенос, возникает движение более холодных и плотных глубинных вод в сторону берега (компенсационное течение). Вследствие сгона воды в сторону моря, а также из-за гидростатического уравновешивания столбов теплой и холодной воды, уровень моря вблизи берега понижается. Возникает сила, связанная с горизонтальным

градиентом давления Рр, направленная в сторону берега. Происходит приспособление жидкости к действию силы и силы Кориолиса Рс Через некоторый характерный временной интервал на горизонтальном масштабе, близком к бароклинному радиусу деформации Россби, возникает вдольбереговое струйное течение, направленное в ту же сторону, куда дует ветер. При этом силы Рр и Рс уравновешиваются и жидкость оказывается в состоянии геострофического баланса.

Рис. 1. (а) - Схема возникновения апвеллинга в прибрежной зоне моря (Stewart, 2006); (б) - ИК изображение поверхности юго-восточной части Балтийского моря, полученное со спутника Aqua (NASA), на борту которого находился радиометр MODIS. Снизу указаны дата и время регистрации данных.

Представленное описание дает лишь общую схему физических механизмов при апвеллинге. Для реального моря характерны неоднородности рельефа дна и береговой линии, вследствие чего возникают связанные с апвеллингом пространственные неоднородности гидрофизических полей. Данная схема также не дает четкого представления о том, из какого слоя и из какой области моря воды выходят на поверхность, какие силы генерируют этот перенос.

Весьма ценную информацию о проявлении апвеллинга на поверхности моря дают данные дистанционных измерений радиояркостной температуры со спутников. Например, на спутниковом снимке температуры поверхности моря (ТПМ) в юго-восточной Балтике (рис. 1(6)) ярко выражена прибрежная область холодных апвеллинговых вод и отмечается их пространственная неоднородность. Однако проявления апвеллинга на поверхности выявляют лишь окончательную фазу протекания этого процесса, не давая представления о деталях его механизма. Для понимания особенностей структуры апвеллинга

необходимы прямые измерения гидрофизических полей во всей толще моря, включая верхний перемешанный слой, термоклин, холодный промежуточный слой и халоклин. При этом особую ценность имеют данные, собранные с высоким пространственным разрешением (~1 м и несколько сот метров по вертикали и горизонтали соответственно). Такие данные, в частности, сделали очевидным тот факт, что, в отличие от традиционной ситуации, когда холодные воды при апвеллинге почти примыкают к береговой зоне моря (см., например, рис. 1(6)), ядро апвеллинга (область наиболее холодных вод) может образовываться на расстоянии в нескольких сотнях метров от берега. Этот факт требует объяснения.

Поскольку метеоусловия над Балтикой нестабильны (¡УПеШБ, 1998), получение натурных данных о структуре апвеллинга связано с определенными трудностями. Чтобы восполнить недостаток данных, явление апвеллинга целесообразно исследовать методом численного моделирования.

Все вышесказанное подтверждает актуальность исследования апвеллинга в Балтийском море и, в частности, проведения численного моделирования этого процесса для конкретных метеоусловий и типов термохалинной стратификации, а также с учетом особенностей рельефа дна и береговой линии.

Целью настоящей работы является исследование особенностей пространственной термохалинной и динамической структуры прибрежного апвеллинга и определение физических механизмов его формирования на примере побережья Балтийского моря, прилегающего к Калининградской области.

Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:

1. Анализ данных натурных наблюдений и определение структурных особенностей термохалинных полей, связанных с апвеллингом, которые необходимо воспроизвести при численном моделировании.

2. Построение численной модели, которая позволила бы разрешить выделенные структурные особенности.

3. На основе данных натурных измерений и результатов численного моделирования выявление пространственных особенностей термохалинной и динамической структуры апвеллинга и установление причины их формирования.

4. Определение ключевых параметров, влияющих на формирование пространственных особенностей ядра апвеллинга, и получение соответствующих количественных критериев.

5. Описание пространственной структуры компенсационного течения и динамики его формирования.

Основные защищаемые положения:

1. Для рассмотрения трехмерной пространственной структуры термохалинных полей и полей скорости течений предложена региональная гидродинамическая модель с частично открытыми краевыми граничными условиями, основанная на численных схемах Принстонской модели океана (РОМ). Модель удовлетворительно описывает термохалинную структуру апвелинга во всей толще моря, включая верхний перемешанный слой, сезонный термоклин, холодный промежуточный слой и халоклин.

2. На основе численного моделирования выявлены особенности трёхмерной термохалинной и динамической структуры апвеллинга в зависимости от географического положения места наблюдения - рельефа дна, очертания береговой линии и сезонной стратификации вод. К таким особенностям относятся пространственная структура ядра апвеллинга, размер ядра, структура вдольберегового и компенсационного течений, распространенность в сторону открытого моря и взаимное расположение отдельных языков в полях температуры, скорости и завихренности течений.

3. Установлено, что важную роль при подъеме холодных вод играет горизонтальная нелинейная адвекция, формирующая компенсационное течение в слое сезонного термоклина и холодного промежуточного слоя.

4. Предложен аналогичный числу Фруда безразмерный параметр Р=и/(№Н), равный отношению скорости компенсационного течения и к частоте плавучести N и вертикальному масштабу Н, на котором изменяется частота плавучести, позволяющий оценить интенсивность апвеллинга и установить тенденцию к одному из следующих его режимов: 1) ядро апвеллинга выходит на поверхность на расстоянии от берега (Р>0.7); 2) ядро апвеллинга примыкает к берегу (0.3<Р<0.7); 3) ядро не выходит на поверхность (Р<0.3).

Научная новизна и практическая значимость работы

1. Впервые проведена верификация численной модели (основанной на численных схемах РОМ) по натурным данным о термохалинной структуре вод на вертикальном разрезе с высоким пространственным разрешением, полученным в период апвеллинга, воспроизводящая наблюдаемые локальные структурные особенности термохалинных полей на поверхности и во всей толще моря. Разработанная локальная гидродинамическая модель юго-восточной Балтики, позволяющая учитывать типичные для рассматриваемого района метеоусловия и особенности рельефа дна, может быть применена для прогноза течений, важного для судоходства, прогноза формирования и поддержания прибрежных термохалинных фронтов, влияющих на погодные условия у

побережья, прогноза распространения загрязнения по акватории юго-восточной Балтики в любое время года.

2. Выявленные особенности апвеллинга, зависящие от рельефа дна/береговой линии и сезона и определяющие пространственную неоднородность поля температуры и течений, важны для рыболовства, проблем экологии и выбора прибрежных зон, благоприятных для отдыха.

3. Впервые дано объяснение наблюдающимся в природе различиям в пространственном положении ядра апвеллинга относительно берега и введен количественный параметр, характеризующий эти различия или случай, когда ядро апвеллинга не выходит на поверхность. Достоверность полученных результатов. Достоверность результатов, полученных в диссертационной работе, обеспечена сочетанием нескольких методов исследования: анализа данных натурных измерений и анализа данных численного моделирования. Результаты, полученные этими методами, хорошо согласуются.

Личный вклад автора. Автором лично была выполнена адаптация РОМ модели к району юго-восточной Балтики. В частности, им была проведена параметризация термохалинных параметров для различных сезонов и выявлен типичный для рассматриваемого района набор метеоусловий, сконструирован детальный массив данных по батиметрии юго-восточной Балтики, выбраны и апробированы краевые граничные условия открытого типа. Автор принял непосредственное участие в получении, первичной обработке и анализе данных натурных наблюдений, на основе которых выполнялась параметризация термохалинных полей, используемых при запуске модели, а также верификация модели. Автором была выполнена визуализация данных натурных наблюдений и данных численного моделирования. Постановка задачи численного моделирования была предложена научным руководителем. Интерпретация и анализ данных натурных наблюдений и численного моделирования были выполнены также совместно с научным руководителем.

Апробация работы. Основные результаты исследований доложены автором на заседаниях секции ученого совета АО ИО РАН; на заседании Ученого совета физического направления НО РАН; на семинарах по океанологии и геоэкологии географического факультета РГУ им. И. Канта; на отчетных сессиях научных работ по результатам исследований, проводимых на акватории, прилегающей к Национальному Парку «Куршская Коса» (Куршская Коса, Калининградская область, 2007, 2008); на Международной конференции «Комплексное управление, индикаторы развития, пространственное планирование и мониторинг прибрежных регионов юго-восточной Балтики» (Калининград, 2008); на Международной конференции «Динамика прибрежной зоны

бесприливных морей», (Балтийск, Калининградская область, 2008); на XIII, XIV, XV Международных конференциях «Потоки и структуры в жидкостях» (Москва, 2005; Санкт-Петербург, 2007; Москва, 2009); на Международном конгрессе EGU (Австрия, 2008); на 9-ом и 12-ом Международных научных совещаниях HIROMB (High Resolution Operation Model of the Baltic Sea) (Швеция, 2006; Польша, 2009).

Работа проходила экспертную оценку и поддерживалась грантами РФФИ № 07-05-00833, № 06-05-65295, № 09-05-01164, № 09-05-90745-моб_ст (исполнитель).

Публикации. По теме диссертации опубликовано 15 работ, из них 2 - в рецензируемых журналах из списка ВАК. В ФГУ ФИПС получено свидетельство о государственной регистрации программы для ЭВМ, выполняющей визуализацию данных моделирования. Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, трех глав, заключения и списка цитируемой литературы из 131 наименования. Работа содержит 146 страниц текста, 56 рисунков и 2 таблицы. Благодарности. Автор глубоко благодарен научному руководителю работы доктору физико-математических наук, профессору В.М. Журбасу и кандидату физико-математических наук H.H. Голенко за помощь в постановке задач численного моделирования и ценные советы, связанные с интерпретацией результатов. Автор благодарит кандидата физико-математических наук С.А. Щуку за помощь в получении натурных данных и полезные доброжелательные обсуждения во время всего периода исследований и кандидата геолого-минералогических наук В.В. Сивкова за предоставление усовершенствованных данных по рельефу дна юго-восточной Балтики, а также за полезные советы при рассмотрении течений, связанных с особенностями рельефа дна. Автор благодарит администрацию фирмы ЛУКОЙЛ «Калининграднефтегаз» за предоставленные для анализа данные натурных наблюдений.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Во ВВЕДЕНИИ сформулированы цели исследования, обоснована актуальность и фундаментальная важность поставленной научной задачи, описаны методы ее решения, кратко изложено содержание диссертации, перечислены положения, выносимые на защиту.

В ПЕРВОЙ ГЛАВЕ на основе литературных данных дается обзор выполненных исследований апвеллинга в Балтийском море. Представлены данные судовых и спутниковых наблюдений (разделы 1.1, 1.2). Обзор показал, что данные спутниковых наблюдений многочисленны, они охватывают обширные акватории моря и позволяют выявить сложные структуры на поверхности (см. рис. 1(6)). Однако число данных о

вертикальной пространственной структуре апвеллинга весьма ограничено; в основном это данные по температуре на единичных во времени (Lips I. et al., 2007) и в пространстве (Walin, 19726) разрезах.

Судовые и спутниковые данные свидетельствуют о весьма разнообразных проявлениях апвеллинга. В отдельных районах моря отмечается апвеллинг, непосредственно не связанный с ветром (Gidhagen, 1987; Walin, 19726). Это свидетельствует о том, что апвеллинг в Балтийском море является более сложным процессом, нежели его принято рассматривать в упрощенной классической теории. При этом в литературе апвеллинг зачастую рассматривается как структура поля температуры и течений лишь в поверхностном слое. В данной главе обосновывается необходимость совместного исследования пространственной термохалинной и динамической структуры апвеллинга для более полного понимания описываемых в литературе особенностей его проявления.

Обзор литературы показал, что проведены весьма обширные модельные исследования апвеллинга в Балтийском море, касающиеся пространственной структуры температуры, течений и их разветвлений (поперечных струй или филаментов), вертикальных потоков (Jankowski, 2002а, 2002b; Журбас и др., 2004, 2008; Kowalewski, Ostrowski, 2005; Myrberg, Andreev, 2003) (раздел 1.3). Некоторые модели рассматривают связанные с апвеллингом длиннопериодные волны (Fennel, Sturm, 1992).

Настройка использовавшихся численных моделей выполнялась, как правило, по ограниченным данным термохалинных полей и при достаточно общих данных о рельефе дна. Верификация почти всегда проводилась по спутниковым снимкам радиояркостной температуры на поверхности моря. Рассмотрение различных данных, характеризующих апвеллинг в Балтике, показывает, что комплексное исследование термохалинной структуры и течений с выявлением взаимодействия процессов, протекающих в различных слоях моря во время апвеллинга в Балтике, как правило, не проводилось.

Представлен обзор географических особенностей (климат, метеорологические условия) района юго-восточной Балтики, влияющих на процесс прибрежного апвеллинга (раздел 1.4).

Приведено описание современных методов натурных наблюдений апвеллинга в Балтийском море, которые использовались при получении данных, анализируемых в настоящей работе (раздел 1.5). Описываемая методика была внедрена в измерительную практику в АО ИО РАН и заключается в следующем (Пака, 1996). С борта судна, движущегося вдоль некоторого выбранного для исследований галса, с помощью лебедки осуществляется многократное сканирование толщи воды от поверхности до дна CTD-зондом при скорости буксировки около 5 узлов 2.6 м/с) В

работе используются данные зонда Mark 3 фирмы Neil Brown. Точность этого зонда по каналу давления не хуже 0.2 м, температуры - 0.0ГС и солености - 0.01 пр. ед. Методика сканирования в режиме буксировки позволяет достичь высокого разрешения данных по горизонтали: от нескольких десятков метров в мелководной части моря до 400-600 м на глубинах 50-80 м. Разрешение по вертикали составляло около 0.5 м.

На основе обзора проведенных исследований апвеллинга в Балтийском море была поставлена задача диссертационной работы и определены методы ее реализации (раздел 1.6).

Было решено провести исследование апвеллинга на основе относительно недавно полученных данных термохалинных полей, обладавших высоким пространственным разрешением. При этом предполагалось провести сопоставление модели не с горизонтальными распределениями температуры на поверхности моря, как это обычно делается, а с распределением термохалинных полей на вертикальном разрезе, что ранее не проводилось (во всяком случае с используемой пространственной детализацией). В этом - методологическая новизна настоящего исследования. Представляется, что проведенная таким образом верификация даст возможность более достоверно оценить особенности термохалинной структуры и течений во всей толще моря по данным моделирования.

ВТОРАЯ ГЛАВА посвящена краткому описанию известной гидродинамической модели океана, созданной в Принстонском университете (Blumbrg and Mellor, 1983), на основе которой проводилось моделирование, а также описанию основных этапов ее адаптации к району юго-восточной Балтики.

В разделе 2.1 представлен краткий обзор основных характеристик модели. РОМ модель является трёхмерной, нестационарной, имеет свободную поверхность и основана на уравнениях движения в приближении гидростатики. В качестве вертикальной координаты в ней используется о-координата. Для расчетов коэффициентов вертикального обмена в РОМ встроена модель турбулентности с замыканием Колмогоровского типа на уровне вторых моментов (Mellor, Yamada, 1974). В разделе 2.2. представлена система уравнений гидродинамики, которая лежит в основе модели. В разделе 2.3 приведена формула перехода в систему о-координат.

В разделе 2.4 описаны основные этапы практической реализации РОМ. На рис. 2 представлена область моделирования - юго-восточная часть Балтийского моря. Область моделирования является прямоугольной и ограничена следующими значениями широт и долгот: 54.311°—

56.001°с.ш., 17.169°—21 Л07°в.д. Рассматриваемая область имеет частично открытую западную и полностью открытую северную границы.

поднятие

\ — '" (Суршс(сая ^ ».'.Л^рач Юеа'|

_ .Янтарный f ч Приморск I

Балтийская коса;

Глубина, м

Рис. 2. Карта рельефа дна юго-восточной части Балтийского моря, построенная на основе данных, используемых при моделировании. Изображенная область является областью моделирования. Буквой Ь

обозначен разрез, на котором были получены натурные данные полей

температуры и солености в 74-ом рейсе НИС «Профессор Штокман». Черной точкой указано месторасположение нефтедобывающей платформы Д-6 («Кравцовское» месторождение). Пунктирными линиями указаны верхняя и правая границы пробной области, в которой было проведено моделирование, с целью оценить, насколько сильно влияют открытые границы и их положение на результаты. Буквами Ы, I, Р, Т, V, V, Ж обозначены разрезы, на которых анализировались данные моделирования.

Отмечается, что РОМ неоднократно применялась для описания апвеллинга в Балтике (Zhurbas et al., 2004, 2008; Jankowsky, 2002; Ostrowsky, Kowalewsky, 2005 и др.). Автор настоящей работы имел дополнительные возможности использовать при моделировании обширный массив натурных данных термохалинных полей, накопленных в АО ИО РАН и полученных в экспедиционных рейсах по программе ЛУКОЙЛа в разные сезоны (прежде всего данные следующих рейсов НИС «Профессор Штокман»: 53, 58, 59, 60, 62, 66, 67, 68, 69, 70, 74, 75, 84, 87). Помимо этого, Лабораторией геоэкологии АО ИО РАН был предоставлен достаточно детальный и отредактированный массив рельефа дна юго-восточной Балтики, в особенности той ее части, которая прилегает к Куршской косе. Эти данные лежат в основе цифровой модели рельефа дна,

отображенной на рис. 2. В связи со сказанным появилась возможность улучшить реализацию численной модели, провести параметризацию термохалинных параметров для различных сезонов, выявить типичный для рассматриваемого района набор метеоусловий и сделать модель оперативной.

Детальный рельеф дна моделируемой области был предварительно сглажен. Необходимость этого обусловлена следующим: поскольку в системе а-координат вертикальным считается направление вдоль нормали к о-поверхности, а горизонтальным - вдоль ö-поверхности, то вдоль действительного вертикального направления проявляются свойства горизонтальной динамики, и при значительном уклоне о-поверхности будет нарушаться важнейшая физическая закономерность, что коэффициенты вертикального турбулентного обмена на несколько порядков меньше соответствующих значений для горизонтали.

Пространственное разрешение в плоскости XY, заданное в модели, составляло около 1 км по долготе и широте. По вертикали было задано 36 слоёв. Достаточно малая дискретность по пространству, помимо желания получить высокое пространственное разрешение данных, оказалась необходимой для учета особенностей неоднородного рельефа дна Балтийского моря и его многослойной термохалинной структуры (см. рис. 3). Задавать еще более детальное разрешение по горизонтали не имело смысла, поскольку возмущения с горизонтальными масштабами, меньшими 1км, как правило, обусловлены негидростатическими эффектами, которые настоящая модель не разрешает.

С боков были заданы граничные условия открытого типа - условия излучения (Blumberg, Mellor, 1987; Андросов, Вольцингер, 2005), которые также описаны в данном разделе. Был проведен специальный численный эксперимент, чтобы оценить, насколько сильно положение открытых границ влияет на результаты. Задача по моделированию апвеллинга (см. ниже) была решена для области с правой границей, сдвинутой в западном направлении на 0.25° (при этом справа вместо закрытой границы, связанной с береговой линией, возникает открытая граница), и верхней границей, смещенной в южном направлении на 0.2° (см. рис. 2). Поля температуры и горизонтальной скорости внутри пробной области оказались близкими.

Известно, что в Балтийском море в отличие от открытого океана практически отсутствуют квазипостоянные бароклинные течения, которые необходимо воспроизводить перед началом прогноза, проводя моделирование в диагностическом режиме (Krauss, Brügge, 1991). Поэтому в численных экспериментах данной работы, как и в ряде работ других авторов, выполнявших моделирование Балтики, расчеты начинались из

состояния покоя при невозмущенной свободной поверхности. Начальная стратификация полей температуры и солёности бралась однородной по горизонтали.

В качестве возмущающей силы задавался однородный по пространству ветер, полученный при судовых измерениях и скорректированный по данным измерений на нефтедобывающей платформе Д-6 (см. рис. 2). При моделировании изменение ветрового воздействия происходило плавно. Разгон ветра от нулевого значения скорости до значения, которое наблюдалось в действительности, происходил в течение суток. Предполагается, что в случае плавного изменения скорости ветра внутренние волны (главным образом, инерционные), не будут иметь чрезмерно большую амплитуду. Поток тепла рассчитывался как сумма явного и скрытого потоков.

В разделе 2.5 также описано несколько численных экспериментов по верификации гидродинамического блока модели по данным детальных измерений термохалинных полей на разрезах и полигонной съемке в юго-восточной Балтике, на которых наблюдалось выхолаживание прибрежных вод в конце холодного сезона. Модельные расчеты хорошо воспроизвели наблюдавшиеся в природе структуры. Проведенные эксперименты показали, что использование условий излучения на боковых границах, применение отредактированного массива детальных данных по рельефу дна, задание детальной параметризации термохалинных полей, сглаженных метеопараметров, а также выбранная дискретизация пространственной сетки позволяют получить удовлетворительную точность прогноза.

Подготовка файлов начальных и граничных условий, необходимых для запуска модели, выполнялась на языке программирования FORTRAN 77, а также в среде программирования MATLAB 7.0.1. Для визуализации данных моделирования был написан целый комплекс программ (скриптов) на языке программирования Visual Basic for Application, встроенном в среду Surfer 8. Соискатель является автором свидетельства о государственной регистрации программы для ЭВМ, выполняющей визуализацию данных моделирования.

ТРЕТЬЯ ГЛАВА посвящена описанию термохалинной и динамической структуры апвеллинга в юго-восточой части Балтийского моря. В разделе 3.1 анализируются натурные данные по температуре (Т) и солености (S) (рис. 3), полученные 17 октября 2005 г. во время мониторинговой экспедиции на НИС «Профессор Штокман» (74-й рейс) по программе ЛУКОЙЛа на вертикальном разрезе, обозначенном на рис. 2. буквой L. Измерения были проведены в течение примерно 12 часов в конце шторма, во время которого скорость северо-восточного ветра,

благоприятствующего прибрежному апвеллингу в районе исследований, достигала 15 м/с. Шторму предшествовал длительный интервал спокойной погоды, во время которого термохалинная структура в море практически сохраняла летние особенности стратификации.

Расстояние, км. Расстояние, ш.

Рис. 3. Поля Т (а) и 8 (б) по данным натурных наблюдений в 74-м рейсе НИС «Профессор Штокман» 17.10.2005 г. на разрезе Ь.

Проведенные измерения показывают, что на участке моря с глубиной около 25 м образовалась контрастная полоса вод, с температурой на 4.5°С ниже температуры окружающих вод. Эта область простиралась на поверхности на 5 км, а в придонном слое более чем на 12 км; ее естественно назвать ядром апвеллинга.

На полученных распределениях отмечаются некоторые особенности, которые не характерны для классического сценария развития апвеллинга. Одна из таких особенностей заключается в том, что ядро апвеллинга находится на расстоянии примерно 8 км от берега, в то время как традиционно считается, что холодные воды при апвеллинге почти примыкают к береговой линии моря.

Несмотря на то, что разрез Ь расположен почти перпендикулярно береговой линии, в плоскости этого разреза не наблюдается явных признаков компенсационного течения, направленного в сторону берега, за исключением отдельных фрагментов холодных вод в придонной области склона. При этом отмечается заглубление термоклина и вод холодного промежуточного слоя в области склона. Описанное заглубление сопровождается противофазным подъемом изолиний Т и Б в халоклине.

При численном моделировании наблюдавшегося апвеллинга в качестве начальных распределений по Т и 8 использовались данные на вертикальном профиле, полученном в юго-восточной Балтике в период спокойной погоды, предшествующей апвеллингу. В качестве

возмущающих сил были заданы напряжение ветрового давления, соответствующее северо-восточному ветру 12.5 м/с, и поток тепла 100 вт/м2 от моря в атмосферу (именно такие метеоусловия наблюдались во время рассматриваемого события апвеллинга в октябре 2005 года).

В разделе 3.2 приведено описание результатов моделирования на разрезе £. Начальные распределения термохалинных полей и результаты, полученные спустя 2 сут 16 ч, представлены на рис. 4.

Рис. 4. (а), (в) -поля Т и Б в начальный момент времени; (б), (г) - поля Т и 8 спустя 2 сут 16 ч модельного времени.

Расстояние, ш Расстояние, км

На разрезах, полученных по данным моделирования (рис. 4(6)), видно, что наиболее холодные воды выходят на поверхность в районе изобаты 25 м. Область их выхода на поверхность имеет ширину около 5-8 км и прерывается в прибрежной области. Ядро апвеллинга по данным моделирования отмечается практически в том же самом месте, где реально оно находилось по данным измерений 17 октября 2005 г. Абсолютные значения Т в ядре апвеллинга практически совпали с реально наблюденными величинами. Сходство в поле Б менее выражено. Отмечается также заглубление термоклина и вод холодного промежуточного слоя в области склона на глубинах 45-48 м, которое сопровождается противофазным подъемом изолиний Т и 8 в халоклине.

В целом можно заключить, что основные параметры и структурные особенности апвеллинга на разрезе Ь были весьма удовлетворительно воспроизведены при численном моделировании. На основе этого был сделан вывод, что механизм апвеллинга был также верно воспроизведен

моделью, что позволило исследовать не только термохаяинную, но и динамическую структуру апвеллинга по данным моделирования.

В разделе 3.3 представлены результаты совместного анализа распределений температуры, скорости и локальной завихренности течений на горизонте 5 м по данным моделирования (рис. 5). В поле Т отмечается несколько областей, занятых апвеллинговыми водами: область вдоль Куршской косы, которая расширяется в районе Куршско-Самбийского поднятия; область в районе западного побережья Самбийского п-ова, где наблюдается наиболее развитый апвеллинг, узкая область в районе польского побережья Балтийской косы, а также область, примыкающая к косе Хель (см. рис. 2). Эти области и их очертания согласуются с данными спутниковых наблюдений ТПМ в исследуемом районе, полученными при метеоусловиях, близких к заданным в модели (см. рис. 1(6)).

Сравнивая распределения температуры и скорости течений, отмечаем несовпадение наиболее интенсивных течений с положениями наиболее холодных вод в зональном и в меридиональном направлениях. Наиболее интенсивный поток сдвинут в сторону открытого моря от областей наиболее холодных вод. Это соответствует отклонению ядер апвеллинга от квазигеострофических струй в сторону берега.

Проводился анализ поля завихренности в области прибрежного апвеллинга. Для этого рассчитывались величины локального числа Россби Яо = ¡Д (Педлоски, 1984; Оке й а1., 2002), равного отношению локальной завихренности С, = бУ/Эх-Ш/Зу к планетарной (рис. 5(в)). Положительные значения Ио соответствуют циклонической завихренности, а отрицательные - антициклонической. Циклоническая завихренность отмечается в прилегающей к берегу части струи, а антициклоническая - со стороны открытого моря. Относительно большие уровни антициклонической завихренности с числом Россби Ко ~ -0.6 - -0.8 наблюдаются вблизи Куршско-Самбийского поднятия, а также на отдельных участках, примыкающих к Балтийской косе. Именно в этих районах в рассматриваемый момент времени и впоследствии наблюдаются отчетливые филаменты холодных вод. Можно заключить, что такие значения числа Россби соответствуют отклонениям геострофических струй или отдельных их составляющих в сторону открытого моря.

При стратификации, наблюдаемой в Балтике в период конца зимы-начала весны, которая характеризуется почти однородным до 70 м слоем по Т и Б, абсолютные значения скоростей течений оказались более низкими. Уменьшились также значения числа Россби. В особенности уменьшилась антициклоническая завихренность, характеризующая выход струй в открытую часть моря. Таким образом, можно утверждать, что структура течений в зимний период является более гладкой.

Рис. 5. (а) - распределение температуры на горизонте 5 м, на которое наложены схемы скоростей течений и рельеф дна, (б) -распределение модуля скорости течения, значения скорости обозначены крупными цифрами, (в) - распределение числа Россби. Приведенные данные были получены через 3 суток после начала проведения расчетов.

17.5° 18° «8.6° 19° 19.5° 20° 20.5е 21° В.Д.

В разделе 3.4 рассмотрена структура температуры, вдольбереговых (V) и перпендикулярных берегу (II) течений на серии вертикальных разрезов, которые расположены почти перпендикулярно береговой линии (рис. 2).На каждом из анализируемых разрезов в поле вдольбереговых скоростей в прибрежной области наблюдается концентрация относительно высоких скоростей течений, которые можно рассматривать как струи. Наиболее компактно эти струи выглядят на разрезе II, расположенном на траверзе поселка Янтарный (рис. 6). Наибольшие величины скоростей течений на разрезе С/ отмечаются в нескольких километрах от берега и имеют горизонтапьный масштаб около 10 км. За пределами струй скорости заметно уменьшаются в горизонтальном и особенно в вертикальном направлениях. Горизонтальный масштаб струй естественно связать с бароклинным радиусом деформации Россби.

В поле поперечных к берегу течений в верхнем слое в мористой части разреза отчетливо обозначены изотахи, связанные с экмановским переносом в сторону открытого моря.

Весьма важной особенностью, которая выделяется в поле поперечной к берегу скорости на разрезе V, является четко обозначенная структура в области склона, связанная с течениями, направленными к берегу. При этом также отмечается узкая полоса в слое термоклина. Горизонтальная протяженность этой структуры - около 10 км, а в области термоклина - около 30 км, вертикальная протяженность составляет примерно 50 м. Автор считает, что именно за счет этих составляющих скорости, сконцентрированных в присклоновой области, происходит перенос вод из относительно отдаленной от берега области моря в область склона, откуда происходит подъем глубоководных холодных вод на поверхность во время апвеллинга.

На примере разреза V была предпринята попытка установить природу компенсационного течения. Для этого совместно со скоростью течений и температурой были рассмотрены составляющие сил инерции в горизонтальном направлении. Оценки горизонтальной адвекции приведены на распределениях и-Эи/Зх и (рис. 6).

-10 -20 -30- ГШ Ж- V, \щ - < ^ • -0.04 - ■ / / - /(у у 0 « , 1 \bhrf

Глубина, м. ШШШяИге в 5 2 0 8 6.5 5.5 3.5 2.5 ] V1? ^— скорость ( направлена 1 на юг ^ / - - скорость /.' направлена (' на сеаер о=» ° . — скорость направлена от берега - скорость направлена к берегу - и ■ ! Р-/с! | Н 2Е-006 ■' Щ1 Е-006 "&1Е-007 / 0 -1Е-007 -1Е-006 .«-2Е-О06 |_.и-9и/Эх 1,Е.М5 2м/сг Цгьш / Ц1 Е-006 1 ** 1Е-007 / * / -1Е-007 -1 Е-006 ш -1Е-С.06 ШХИ&1 1.1МЯ

10 20 30 0 10 20 30 0 10 20 30 0 10 20 30 0 10 20 30

Расстояние, км. Расстояние, км. Расстояние, км. Расстояние, км. Расстояние, км

Рис. 6. Распределения температуры Т, вдольберегового V (ДУ=0.05м/с), поперечного к берегу и (Ди=0.02м/с) компонентов скорости, а также адвективных членов и-Зи/Зх, \У-Эи/Эг на разрезе V. Результаты моделирования соответствуют 1 сут 20 ч.

На рассматриваемом разрезе наиболее выражена инерционная составляющая ускорения и-Зи/Зх. Ее структура близка к структуре поля скорости и. Область относительно высоких величин ускорений, направленных к берегу, порядка 10~7 м/с2 также сконцентрирована в

области склона на горизонтальном масштабе около 10 км. Максимальные величины ускорений, направленных к берегу, составляют 2-10'6 м/с2 Структура \V-c5U/& более изрезанная. В значительной степени это связано с волновыми колебаниями.

Распределения на рис. 6 показывают, что именно горизонтальная сила инерции вызывает вовлечение воды из открытого моря в компенсационное течение во время апвеллинга. Вовлечение начинается в узком слое термоклина с вертикальным масштабом около нескольких метров, а с некоторого момента область вовлечения резко расширяется по вертикали до нескольких десятков метров.

По сравнению с разрезом ¿7, на разрезе £ отмечаются заметные искажения в поле поперечных берегу течений. Направленные к берегу составляющие скорости наблюдаются вдоль всей придонной области, они относительно малы и имеют фрагментарный характер. В поле горизонтальной составляющей адвекции и-Ш/5х на разрезе Ь в области склона не наблюдается единой четко выраженной структуры, которая бы свидетельствовала о наличии адвективных сил, продвигающих холодные воды в сторону берега. Тем не менее, в области склона на глубине 35 м наблюдается фрагмент холодной воды, минимальная температура в котором со временем значительно уменьшается (см. рис. 4(6)). Подобные фрагменты наблюдаются также на разрезе, построенном по натурным данным.

Анализ распределения придонных скоростей и температуры показал, что в область разреза Ь холодные воды поступают сбоку, поперек уклона дна. Со временем вода из таких фрагментов, поступивших сбоку, частично перемешанная с более теплой окружающей водой, появляется на некотором расстоянии от берега, образуя ядро апвеллинга.

Квазигеострофическая струя на разрезе Ь отмечается не только в поле вдольбереговых, но также и в поле поперечных берегу течений, где происходит ее наложение на экмановский перенос. Причиной этого является разветвление и поворот струи в области Куршско-Самбийского поднятия.

На соседнем с £ разрезе Р, расположенном «в тени» Куршско-Самбийского поднятия, выше термоклина составляющие скорости направлены в сторону открытого моря, а в термоклине и ниже его - к берегу. В поле горизонтальной составляющей адвекции и-Ш/Зх отсутствует структура, с которой было бы связано продвижение холодных вод в сторону берега. В поле температуры апвеллинг не выражен. Результаты моделирования показали, что скорость геострофического, экмановского и компенсационного переноса на разрезе Р меньше по сравнению со скоростями на других разрезах.

Данные моделирования вблизи места проведения измерений, на разрезах ЬпР, показали, что поля скорости течений и температуры в этой области имеют более сложные структуры, чем следует ожидать в соответствии с классическими представлениями о механизме апвеллинга. Эти особенности обусловлены изменчивостью рельефа дна.

На разрезах Т, V и Ж структура течения, направленного в сторону берега, имеет черты, схожие с компенсационным течением на классическом разрезе С/: область максимальных скоростей расположена вдоль склона до глубины 50 м, а также отходит от термоклина. Выделенная структура на качественном уровне согласуется с натурными данными поперечной к берегу скорости на вертикальных профилях, полученных в шельфовых зонах орегонского, северного калифорнийского и перуанского побережий в период апвеллинга, представленных в работе (ЬепЪг е1. а1., 2004).

Для того чтобы убедиться, что структура компенсационного течения на разрезе II является классической, были проведены численные эксперименты по моделированию апвеллинга в области с однородным вдоль берега рельефом дна. В одном случае форма дна соответствовала реальному рельефу вдоль разреза и, в другом случае - реальному рельефу вдоль разреза Ь. Результаты моделирования показали, что структура поперечных берегу течений в случае однородного рельефа (крутого и пологого) сходна со структурой на разрезе V. Полученные результаты подтвердили, что структура компенсационного течения на разрезе С/ является классической.

Были проанализированы поля Т, V и и на разрезе и во время апвеллинга при стратификации, характерной для периода конца зимы -начала весны. Несмотря на то, что в поле Т заметных изменений не наблюдается, структура течений остается ярко выраженной. Это, по-видимому, объясняется незначительным поднятием вод из халоклина. Скорости геострофического и компенсационного течений несколько снизились, струя имеет более правильную форму, не искривляется в области глубин, где существовал термоклин, и распространяется более глубоко. В поле и также наблюдается отчетливая структура, прилегающая к склону. Эта структура расширилась и распространилась глубже - до 60 м. Воды наиболее протяженной по горизонтали части этой области поступают из верхней границы халоклина.

Были рассмотрены структурные особенности ядра апвеллинга и его интенсивность в зависимости от величины безразмерного числа, аналогичного числу Фруда, Р=и/(Ы-Н), где и - значение горизонтальной скорости, направленной к берегу, N - частота Вяйсяля-Брента,

характеризующая стратификацию, Н - вертикальный масштаб, на котором изменяется частота плавучести.

Смысл использования безразмерного параметра Б в применении к апвеллингу в том, что в области склона, где концентрируются поперечные скорости и силы адвекции, происходит переход кинетической энергии поперечного течения в потенциальную энергию, связанную с повышением уровня плотности за счет поднятия холодных вод при апвеллинге (Е«~и2, Ер~§/Н=1Ч2Н2, Ек/Ер~и2/ 1М2Н2, где Ек - кинетическая энергия жидкости, Ер-ее потенциальная энергия, g/ - редуцированное ускорение свободного падения).

Были выполнены числовые оценки параметра Р для разреза и при различных скоростях ветра: 5, 8 и 12.5 м/с. Для этого предварительно рассчитывались профили частоты Вяйсяля-Брента N для точек, где происходит выход холодных вод на поверхность. По этим же профилям оценивался вертикальный масштаб Н (рис. 7). Оценки рассматриваемого соотношения были выполнены для момента времени 40 ч, который соответствует началу формирования ядра с выходом вод на поверхность.

N. рад/с

Расстояние, км. Расстояние, км.

Рис. 7. Распределения Т (сверху) и скорости и (снизу) на разрезе и при ветровом воздействии 12.5 м/с (а), 8 м/с (б) и 5 м/с (в). Время моделирования - 3 суток. На рис. (а) белым цветом отмечена точка, в которой рассчитывалось значение параметра Р=и/(№Н). (г) - профили частоты Вяйсяля-Брента в отмеченной точке для случаев (а), (б) и (в).

Оценки рассматриваемого соотношения оказались следующими. При скорости ветра 12.5 м/с величина Б ~ 0.7. При этом ядро апвеллинга сформировалось на расстоянии от берега, а минимальная температура в ядре равнялась ТС. Для ветра со скоростью 8 м/с было получено И ~ 0.3.

При этом холодные апвеллинговые воды примкнули непосредственно к берегу, а минимальная температура в ядре была 10°С. При скорости ветра около 5 м/с получено Б ~ 0.2. При этом апвеллинг развивался лишь в ограниченном слое над термоклином, и холодная вода не достигала поверхности.

Были выполнены оценки параметра Р при скорости ветра 12.5 м/с для других разрезов. На разрезе Ш в рассматриваемый момент 40 ч, когда начал развиваться апвеллинг, получена оценка И ~ 0.5, и впоследствии ядро примкнуло к берегу. На разрезе V оказалось, что Б ~ 0.7 и ядро сформировалось на расстоянии от берега. На разрезе Т апвеллинг был наименее развит, что также отразилось на величине параметра Б ~ 0.23.

Был выполнен специальный численный эксперимент, позволивший сравнить эффекты охлаждения поверхности за счет ветрового воздействия, вызвавшего апвеллинг, и за счет непосредственного потока тепла от моря в атмосферу. В разделе 3.5 описаны результаты моделирования при потоке тепла 100 Вт/м2 от моря в атмосферу и слабом ветровом воздействии северо-восточного направления со скоростью 5 м/с, заданном для того, чтобы интенсифицировать вертикальный турбулентный обмен теплом. Полученные результаты сравнивались с описанными выше результатами моделирования.

За счет турбулентного потока тепла вода охладилась с 14.2°С до 13.9°С, т.е. на 0.3°С. За счет апвеллинга и потока тепла вода в его ядре охладилась с 14.2°С до 10°С, т.е. на 4.2°С. Таким образом, было получено, что в прибрежной области охлаждающий эффект апвеллинга на порядок больше, чем эффект охлаждения за счет потока тепла в атмосферу.

В разделе 3.6 выполнены оценки эрозии холодного промежуточного слоя при апвеллинге. Результаты расчетов показали, что в подавляющем большинстве случаев апвеллинг лишь опосредованно - через вертикальную турбулентную диффузию - влияет на эрозию этого слоя.

В разделе 3.7 выполнен анализ временных рядов скоростей течений в точках на горизонте 5 м на исследуемых разрезах. Анализ показал, что в области разреза V, расположенном на траверзе п. Приморск, нарастание вдольберегового течения происходит на одни сутки позднее, чем в области разреза IV, прилегающей к Балтийской косе. Выдвинуто предположение о том, что запаздывание вдольбереговой скорости может быть обусловлено генерацией волны Кельвина в юго-западной области Гданьского залива и ее распространением на восток.

В разделе 3.8 проанализирована структура поля температуры и течений в исследуемой области при различных направлениях ветра.

Основные результаты и выводы:

В результате проделанной работы могут быть сделаны следующие выводы.

1. При помощи численного моделирования на основе Принстонской модели океана удалось в деталях воспроизвести термохалинную структуру вод, наблюдаемую на вертикальном разрезе, полученном в юго-восточной Балтике в период апвеллинга. Таким образом, было установлено, что моделирование апвеллинга достоверно воспроизводит особенности поля температуры не только на поверхности, но и во всей толще моря.

2. Установлено, что во время апвеллинга в поверхностном слое формируются отдельные языки в полях температуры, скорости и завихренности течений, положения которых определяются рельефом дна и береговой линией. Положения этих языков согласуются между собой, но полностью не совпадают.

3. Установлено, что в юго-восточной Балтике при апвеллинге геострофические течения в основном характеризуются числами Россби около ± 0.1, однако в отдельных областях, как правило, связанных с неоднородностями рельефа дна, числа Россби могут достигать величин -0.6--0.8.

4. Показано, что пространственная неоднородность термохалинных полей при апвеллинге определяется зависящими от рельефа дна и береговой линии сочетаниями поверхностного экмановского переноса, промежуточных компенсационных течений и геострофических течений. Различные сочетания отмеченных течений определяют пространственную структуру апвеллинга в конкретных регионах.

5. Установлено, что важную роль при подъеме холодных вод играет горизонтальная нелинейная адвекция. В случае классического сценария развития апвеллинга вовлечение вод из открытого моря в прибрежную зону происходит в области склона на горизонтальном масштабе около 10 км (а в области пикноклина - на горизонтальном масштабе около 30 км) и определяется горизонтальной адвекцией.

6. Предложенный безразмерный параметр, аналогичный числу Фруда, Р=и/(№Н), позволяет оценить возможность жидких частиц в процессе апвеллинга подняться к поверхности и установить тенденцию к одному из следующих его режимов: 1) ядро апвеллинга выходит на поверхность на расстоянии от берега (Р>0.7); 2) ядро апвеллинга примыкает к берегу (0.3<Р<0.7; 3) ядро не выходит на поверхность (Р<0.3). •

7. На основе выполненных оценок показано, что выхолаживающий эффект апвеллинга в области ядра с выходом холодных вод на поверхность (около 4°С при скорости ветра 12.5м/с) на порядок превышает эффект турбулентного обмена теплом (0.4°С при потоке 100Вт/м2 от моря в атмосферу).

Основные результаты диссертации опубликованы в следующих работах:

1. Голенко Н.Н, Голенко М.Н, Щука С.А. Наблюдение и моделирование апвеллинга в юго-восточной Балтике // Океанология. 2009. Т. 49. № 1. С. 20-27.

2. Голенко М.Н. Структурные особенности апвеллинга в юго-восточной Балтике // Вестник РГУ им. И. Канта. 2009. Серия: естественные науки. В. 1.С. 35-42.

3. Myrberg К, Lehmann A, Raudsepp U, Szymelfenig M, Lips I, Lips U, Matciak M, Kowalewski M, Kr^zel A, Burska D, Szymanek L, Ameryk A, Bielecka L, Bradtke K, Gaíkowska A, Gromisz S, Jqdrasik J, Kaluzny M, Kozlowski L, Krajewska-Sohys A, Oldakowski B, Ostrowski M, Zalewski M, Andreev O, Suomi I, Zhurbas V, Kauppinen O.-K, Soosaar E, Laanemets J, Uiboupin R, Talpsepp L, Golenko M, Golenko N, Vahtera E. Upwelling events, coastal offshore exchange, links to biogeochemical processes - Highlights from the Baltic Sea Science Conference, March 19-22, 2007 at Rostock University // Oceanología. 2008. V. 50. № 1. P. 95-113.

4. Голенко М.Н, Голенко Н.Н. Роль апвеллинга и конвекции в перемешивании поверхностного и промежуточного слоев Балтийского моря // Ученые записки Русского Географического Общества. 2007. Т. 5. С. 1В-1 - 1В-6 (электронная публикация).

5. Golenko N, Golenko М, Shchuka S. Characteristics of the upwelling events in the South-East Baltic // Baltic Sea Science Congress, Rostock 2007, March 1922. Abstract Volume, Part II. 2007. P. 43.

6. Голенко М.Н, Голенко Н.Н. Роль апвеллинга в перемешивании поверхностного и промежуточного слоев Балтийского моря // Тезисы докладов Международной конференции "Потоки и структуры в жидкостях". Санкт-Петербург, 2-7 июля 2007 г. С. 196.

7. Golenko М, Golenko N. Upwelling observation and modeling in the SouthEast Baltic // Selected papers of International Conference "Fluxes and Structures in Fluids". Saint-Petersburg, Russia, 2-5 July 2007.2008. P. 79-84.

8. Голенко Н.Н, Голенко М.Н. Особенности апвеллинга у побережья Куршской косы // Проблемы изучения и охраны природного и культурного наследия национального парка "Куршская коса". 2008. В. 6. С. 114-132.

9. Голенко М.Н, Голенко Н.Н. Пространственная структура гидрофизических полей в юго-восточной Балтике // Тезисы докладов Международной конференции "Комплексное управление, индикаторы развития, пространственное планирование и мониторинг прибрежных регионов юго-восточной Балтики". Калининград, 26-30 марта 2008 г. С. 75.

10. Голенко М.Н, Голенко Н.Н. Пространственная структура гидрофизических полей в юго-восточной Балтике // Учёные записки

Русского географического общества (Калининградское отделение). 2008, Т. 7. С. AN1 - AN13 (электронная публикация).

11. Голенко М.Н, Голенко Н.Н. Особенности пространственной структуры апвеллингов в прибрежной части юго-восточной Балтики // Тезисы докладов Международной конференции "Динамика прибрежной зоны бесприливных морей". Балтийск (Калининградская область) 30 июня - 05 июля 2008 г. С. 191.

12. Голенко М.Н, Голенко Н.Н. Структурные особенности гидрофизических полей в прибрежной части моря и возможные механизмы их формирования (на примере юго-восточной Балтики) // Тезисы докладов Международной конференции "Динамика прибрежной зоны бесприливных морей". Балтийск (Калининградская область) 30 июня - 05 июля 2008 г. С. 193.

13. Golenko M, Golenko N. Observation and modeling of the space water structure in the south-east Baltic // Geophysical research abstracts. 2008. V. 10. EGU2008-A-08018 (электронная публикация).

14. Голенко М.Н, Голенко Н.Н. Наблюдение и моделирование фронтальных зон в юго-восточной Балтике // Тезисы докладов международной конференции "Потоки и структуры в жидкостях: физика геосфер". Россия, Москва, 24-27 июня 2009 г. Т. 2. С. 68-69.

15. Golenko M.N, Golenko N.N, Shchuka S.A. Observations and modeling of frontal zones in the South-East Baltic // Selected papers of International Conference "Fluxes and Structures in Fluids: physics of geospheres". Russia, Moscow, 24-27 June 2009. 2010. P. 141-147.

В ФГУ ФИПС получено авторское свидетельство о государственной регистрации программы для ЭВМ, выполняющей визуализацию данных: Голенко Н.Н., Голенко М.Н. «VISUAL» № 2009610237.

Голенко Мария Николаевна

ИССЛЕДОВАНИЕ ПРОСТРАНСТВЕННОЙ ТЕРМОХАЛИННОЙ И ДИНАМИЧЕСКОЙ СТРУКТУРЫ ПРИБРЕЖНОГО АПВЕЛЛИНГА НА ПРИМЕРЕ ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ БАЛТИЙСКОГО МОРЯ

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата физико-математических наук

Подписано в печать 25.03.1010. Формат 60x90 '16. Бумага для множительных аппаратов. Ризограф. Усл. печ. л. 1,5. Уч.-изд. л. 1,2. Тираж 100 экз. Заказ 67 Издательство Российского государственного университета им. И. Канта 236041, г. Калининград, ул. А. Невского, 14

Содержание диссертации, кандидата физико-математических наук, Голенко, Мария Николаевна

Введение

Глава 1. АПВЕЛЛИНГ КАК ОДНА ИЗ ОСНОВНЫХ СТРУКТУРНЫХ ОСОБЕННОСТЕЙ ПРИБРЕЖНОЙ ЗОНЫ БАЛТИЙСКОГО МОРЯ. МЕТОДЫ

ИССЛЕДОВАНИЯ АПВЕЛЛИНГА

1.1. Общие сведения об апвеллинге

1.2. Наблюдение апвеллинга в Балтийском море по данным судовых и спутниковых измерений

1.3. Моделирование апвеллинга

1.4. Обзор географических особенностей (климат, метеорологические условия) района юго-восточной Балтики, влияющих на процесс прибрежного апвеллинга

1.5. Современные методы натурных наблюдений апвеллинга в

Балтийском море

1.6. Актуальные задачи исследования структурных особенностей апвеллинга в юго-восточной Балтике

Глава 2. ОПИСАНИЕ ЧИСЛЕННОЙ МОДЕЛИ

2.1. Краткий обзор основных характеристик модели

2.2. Основные уравнения

2.2.1. Уравнения движения и уравнение термодинамики

2.2.2. Встроенная турбулентная модель

2.2.3. Граничные условия

2.3. Представление вертикальной координаты

2.4. Практическая реализация гидродинамической модели

2.4.1. Область моделирования, граничные условия и пространственное разрешение, задаваемое в модели

2.4.2. Данные о термохалииной структуре вод юго-восточной Балтики

2.4.3. Батиметрические данные, используемые в модели

2.4.4. Параметризация профилей термохалинных полей

2.4.5. Метеорологические условия и их параметры

2.4.6. Данные о течениях в юго-восточной Балтике

2.4.7. Верификация модели по данным детальных измерений термохалинных полей на вертикальных разрезах и данным полигонных съемок в юго-восточной Балтике

2.4.8. Подготовка файлов начальных и граничных условий, необходимых для запуска модели. Визуализация данных моделирования

Глава 3. ОПИСАНИЕ ТЕРМОХАЛИННОЙ И ДИНАМИЧЕСКОЙ СТРУКТУРЫ

АПВЕЛЛИНГА В ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ БАЛТИЙСКОГО МОРЯ

3.1. Описание данных натурных измерений

3.2. Результаты моделирования апвеллинга в октябре 2005г.

3.3. Особенности структуры поля температуры и течений на различных горизонтах в различные сезоны в период апвеллинга

3.4. Анализ вдольбереговых и поперечных к берегу течений на вертикальных разрезах

3.4.1. Вдольбереговые скорости течений

3.4.2. Поперечные к берегу скорости течений

3.4.3. Моделирование апвеллинга при стратификации зимнего типа

3.4.4. Оценки радиуса деформации Россби

3.4.5. Оценка величины соотношения Р=и/(1Ч-Н)

3.5. Оценка эффекта охлаждения за счет потока тепла от моря в атмосферу

3.6. Оценки эрозии холодного промежуточного слоя при апвеллинге

3.7. Анализ временных рядов скоростей течений

3.8. Структура поля температуры и течений в юго-восточной Балтике при разных направлениях ветра

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Исследование пространственной термохалинной и динамической структуры прибрежного апвеллинга на примере юго-восточной части Балтийского моря"

Предмет исследования

Работа посвящена исследованию физических механизмов формирования прибрежного апвеллинга и описанию связанных с ними структурных особенностей термохалинных и динамических полей на примере юго-восточной Балтики.

Явление апвеллинга по своим отдельным проявлениям известно с давних времен. Отмечалось, что при определенных ветрах происходит охлаждение прибрежных вод. При этом степень охлаждения может заметно отличаться даже в соседних районах. Было отмечено, что встречаются районы с частыми и выраженными проявлениями апвеллига, и, наоборот, с редкими и невыраженными его проявлениями. Отмечалось, что апвеллинг благоприятствует рыбному промыслу (Hela, 1976). В настоящее время известно, что во время апвеллинга происходит выход на поверхность вод, богатых биогенными элементами, которые в значительной степени определяют общую биопродуктивность.

До недавнего времени об апвеллинге в основном судили по его проявлению на поверхности моря. Весьма ценную информацию такого рода стали получать благодаря дистанционным измерениям радиояркостной температуры со спутников. На панорамных снимках хорошо видны области апвеллинга и их очертания на поверхности моря. Однако такая информация не всегда проясняет особенности механизмов апвеллинга. В настоящей работе будет показано, что для понимания особенностей структуры апвеллинга необходимы прямые измерения гидрофизических полей во всей толще моря. При этом особую ценность имеют данные, собранные с высокой пространственной дискретностью (сто и несколько сот метров).

Продвижение в описании пространственной структуры апвеллинга в Балтийском море можно было ожидать при использовании буксируемого сканируемого CTD-зонда. Эта методика измерений была внедрена в Атлантическом отделении Института океанологи РАН (Рака, 1996) и в дальнейшем была распространена в Институте океанологии польской АН. В октябре 2005 года такой тип измерений был проведен во время развития достаточно интенсивного апвеллинга в районе, примыкающем к Куршской косе. Натурные измерения позволили детально выделить пространственные структурные особенности термохалинных полей, которые ранее лишь в общих чертах отмечались при отдельных немногочисленных и менее подробных измерениях.

К детальным структурным особенностям термохалинных полей, выявленным по данным натурных наблюдений в период апвеллинга, относится структура ядра апвеллинга, сформировавшегося на расстоянии от берега на горизонтальном масштабе около сотни метров. При этом традиционной считается ситуация, когда холодные воды при апвеллинге почти примыкают к береговой зоне моря. Такие традиционные представления согласуются с данными спутниковых панорамных снимков, на которых наиболее холодные воды, как правило, примыкают непосредственно к берегу. На основе анализа данных наблюдений также получено детальное представление о пространственной изменчивости поля температуры и солености во всем слое от поверхности до термоклина, холодного промежуточного слоя и халоклина. Термохалинные поля в период апвеллинга, измеренные с высоким пространственным разрешением, являются редким примером натурных данных о проявлении апвеллинга на вертикальном разрезе, простирающемся от присклоновой области до открытой части моря.

Полученные натурные данные послужили основой при верификации выбранной численной модели, предварительно адаптированной к району юго-восточной Балтики, для последующего проведения детального анализа процесса апвелинга в рассматриваемом районе на основе данных моделирования.

Моделирование позволило воссоздать не только пространственную термохалинную, но и динамическую структуру апвеллинга. При этом в район исследования вошла не только область, где были получены натурные данные, но и вся юго-восточная Балтика.

Выявление структурных особенностей гидрофизических полей и механизмов их формирования при апвеллинге в достаточно широкой области моря, какой является юго-восточная Балтика, является весьма актуальной задачей для океанологии, физики моря и для широкого круга прикладных задач. Известно, что апвеллинг является одним из важнейших процессов в Мировом океане и включает в себя целый круг гидрофизических задач, которые влекут за собой задачи в областях химии, биологии, экологии, а также задачи, связанные с прогнозом погоды, рыбным промыслом, добычей и транспортировкой нефтепродуктов, с поддержанием благоприятных условий в рекреационных зонах. Со временем большая часть перечисленных задач приобретает усиливающуюся остроту. В связи с этим исследование физической природы апвеллинга имеет особую значимость и актуальность, как для фундаментальных исследований, так и для расширяющихся прикладных задач.

Целью настоящей работы . является исследование особенностей пространственной термохалинной и динамической структуры прибрежного апвеллинга и определение физических механизмов его формирования на примере побережья Балтийского моря, прилегающего к Калининградской области.

Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:

1. Анализ данных натурных наблюдений и определение структурных особенностей термохалинных полей, связанных с апвеллингом, которые необходимо воспроизвести при численном моделировании.

2. Построение численной модели, которая позволила бы разрешить выделенные структурные особенности.

3. На основе данных натурных измерений и результатов численного моделирования выявление пространственных особенностей термохалинной и динамической структуры апвеллинга и установление причины их формирования.

4. Определение ключевых параметров, влияющих на формирование пространственных особенностей ядра апвеллинга, и получение соответствующих количественных критериев.

5. Описание пространственной структуры компенсационного течения и динамики его формирования.

Методы и походы

Работа выполнялась на основе сочетания методов анализа современных данных натурных наблюдений и численного моделирования. После того, как удалось добиться удовлетворительного совпадения результатов моделирования с натурными данными в месте проведения измерений, расчеты были распространены на соседние области и уже по данным моделирования были исследованы локальные особенности структуры апвеллинга и их пространственная изменчивость. Выполнение подобного исследования экспериментальными методами потребовало бы вовлечения нескольких судов, что в свою очередь привело бы к значительным затратам и не обязательно дало бы удовлетворительные результаты, поскольку апвеллинги происходят не часто и пришлось бы дожидаться подходящего события. Были проведены также расчеты для широкого набора метеорологических и гидрологических условий: различных интенсивностей и направлений ветра, различных потоков тепла, различных характерных профилей температуры и солености. Попутно пришлось, найти типичные для различных сезонов профили термохалинных полей. Важно отметить, что моделирование позволило анализировать сопутствующие гидрологическим структурам дрейфовые и геострофические составляющие течений, что трудно выполнить, основываясь только на натурных данных. (В какой-то мере подобная задача в применении к геострофическим составляющим течений решается широко используемым в океанологии динамическим методом). При конструировании численной модели за основу была взята известная гидродинамическая модель океана Принстонского университета РОМ (Princeton Océan Model) (Blumberg, Mellor, 1987; Mellor, 2004). Модель строилась как локальная с граничными условиями типа излучения (Blumberg, Mellor, 1987; Андросов, Вольцингер, 2005) на открытых границах.

Структура работы

Диссертация состоит из введения, 3-х глав, заключения и библиографического списка используемой литературы.

Заключение Диссертация по теме "Океанология", Голенко, Мария Николаевна

Заключение

В результате проделанной работы могут быть сделаны следующие выводы.

1. При помощи численного моделирования на основе Принстонской модели океана удалось в деталях воспроизвести термохалинную структуру вод, наблюдаемую на вертикальном разрезе, полученном в юго-восточной Балтике в период апвеллинга. Таким образом, было установлено, что моделирование апвеллинга достоверно воспроизводит особенности поля температуры не только на поверхности, но и во всей толще моря.

2. Установлено, что во время апвеллинга в поверхностном слое формируются отдельные языки в полях температуры, скорости и завихренности течений, положения которых определяются рельефом дна и береговой линией. Положения этих языков согласуются между собой, но полностью не совпадают.

3. Установлено, что в юго-восточной Балтике при апвеллинге геострофические течения в основном характеризуются числами Россби около ±0.1, однако в отдельных областях, как правило, связанных с неоднородностями рельефа дна, числа Россби могут достигать величин -0.6 - -0.8.

4. Пространственная неоднородность термохалинных полей при апвеллинге определяется зависящими от рельефа дна и береговой линии сочетаниями поверхностного экмановского переноса, промежуточных компенсационных течений, и геострофических течений. Различные сочетания отмеченных течений определяют пространственную структуру апвеллинга в конкретных регионах.

5. Установлено, что важную роль при подъеме холодных вод играет горизонтальная нелинейная адвекция. В случае классического сценария развития апвеллинга вовлечение вод из открытого моря в прибрежную зону происходит в области склона на горизонтальном масштабе около 10 км (а в области пикноклина на горизонтальном масштабе около 30 км) и определяется горизонтальной адвекцией.

6. Предложенный безразмерный параметр, аналогичный числу Фруда, F=U/(N-H), позволяет оценить возможность жидких частиц в процессе апвеллинга подняться к поверхности и установить тенденцию к одному из следующих его режимов: 1) ядро апвеллинга выходит на поверхность на расстоянии от берега (Р>0.7); 2) ядро апвеллинга примыкает к берегу (0.3<Р<0.7; 3) ядро не выходит на поверхность (Р<0.3).

7. На основе выполненных оценок показано, что выхолаживающий эффект апвеллинга в области ядра с выходом холодных вод на поверхность (около 4°С при скорости ветра 12.5м/с) на порядок превышает эффект турбулентного обмена л теплом (0.4°С при потоке 100Вт/м от моря в атмосферу).

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата физико-математических наук, Голенко, Мария Николаевна, Калининград

1. Абрамов Р.В., Стоит Ж.И. «Витязь» и «Балтийская коса». Погода и экологическая обстановка 1997-2002 гг. Данные лаборатории морской метеорологии АО ПО РАН. Калининград: Издательство КГУ, 2004. 307 с.

2. Андросов A.A., Вольцингер Н.Е. Проливы мирового океана. Общий подход к моделированию. СПб.: Наука, 2005. 187 с.

3. Баринова Г. М., Виноградова О.Л., Волкова И.И. и др. География янтарного края России: Учебник по курсу «Региональная география Калининградской области». Калининград: Издательство «Янтарный сказ», 2004. 416 с.

4. Беренбейм Д.Я., Брюханов Д.А., Ваулина В.Д. и др. Калининградская область. Очерки природы. Калининградское книжное издательство, 1969. 206 с.

5. Боуден К. Физическая океанография прибрежных вод: Пер. с англ. М.: Мир, 1988. 324 с.

6. Бычкова И.А., Викторов C.B. Выявление и систематизация апвеллингов Балтийского моря на основе спутниковых данных // Океанология. 1987. Т. 27. № 2. С. 218-223.

7. Бычкова И.А., Викторов C.B., Виноградов В.В. Использование спутниковых данных для изучения апвеллинга и фронтогенеза в Балтийском море // Исследование Земли из космоса. 1985. № 2. С. 12-19.

8. Бычкова И.А., Викторов C.B., Шумахер Д.А. О связи крупномасштабной атмосферной циркуляции и процессов возникновения прибрежного апвеллинга в Балтийском море // Метеорология и гидрология. 1988. № 10. С. 91-98.

9. Вольцингер Н.Е., Пясковский Р.В. Теория мелкой воды. Океанологические задачи и численные методы. Л.: Гидрометеоиздат, 1977. 207 с.

10. Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР. Т. III. Балтийское море. В. 1. Гидрометеорологические условия. С.-Пб.: Гидрометеоиздат, 1992. 450 с.

11. Гилл А. Динамика атмосферы и океана: В 2-х т. Т. 1. Пер. с англ. М.: Мир, 1986а. 396 с.

12. Гилл А. Динамика атмосферы и океана: В 2-х т. Т. 2. Пер. с англ. М.: Мир, 19866.415 с.

13. Голенко М.Н. Структурные особенности апвеллинга в юго-восточной Балтике // Вестник РГУ им. И. Канта. 2009. Серия: естественные науки. В. 1. С. 35-42.

14. Голенко М.Н., Голенко H.H. Пространственная структура гидрофизических полей в юго-восточной Балтике // Ученые записки Русского Географического Общества. 2008. Т. 7. С. AN1 AN13 (электронная публикация).

15. Голенко H.H., Голенко М.Н. Описание прибрежных градиентных особенностей термохалинных полей в юго-восточой части Балтики // Проблемы изучения и охраны природного и культурного наследия национального парка "Куршская коса". Сдана в печать 13.02.2009.

16. Голенко H.H., Голенко М.Н. Особенности апвеллинга у побережья Куршской косы // Проблемы изучения и охраны природного и культурного наследия национального парка "Куршская коса". 2008. В. 6. с. 114-132.

17. Голенко H.H., Голенко М.Н., Щука С.А. Наблюдение и моделирование апвеллинга в юго-восточной Балтике // Океанология. 2009. Т. 49. № 1. С. 20-27.

18. Журбас В.М., Стипа Т., Малкки П. и др. Мезомасштабная изменчивость апвеллинга в юго-восточной Балтике: ИК-изображения и численное моделирование // Океанология. 2004. Т. 44. № 5. С. 660-669

19. Журбас В.М., Лаанеметс Я., Кузьмина Н.П. и др. Прямые оценки коэффициента бокового перемешивания в Финском заливе Балтийского моря (по результатам численных экспериментов с вихреразрешающей моделью) // Океанология. 2008. Т. 48. № 2. с. 193-199.

20. Краус Е. Взаимодействие атмосферы и океана. Д.: Гидрометеоиздат, 1976. 294 с.

21. Монин A.C., В.М. Каменкович, и др. Океанология. Т. 1. М.: Наука, 1981.

22. Отчет по теме «Производственно-экологический мониторинг морских объектов обустройства Кравцовского месторождения: гидрофизические, гидрометеорологические и геолого-геохимические исследования в 20032004гг.» // Фонды АО ИО РАН, 2004, 97с.

23. Отчет по теме «Производственно-экологический мониторинг при бурении и добыче нефтепродуктов в районе месторождения Кравцовское (Д-6): комплексные наблюдения в 2005г.» // Фонды АО ИО РАН, 2005, 319с.

24. Отчет о работах по теме «Морской производственный мониторинг окружающей среды при бурении и нефтедобыче на Кравцовском месторождении в 2007г.» // Фонды АО ИО РАН, 2007, 489с.

25. Педлоски Дж. Геофизическая гидродинамика: В 2-х т. Т. 1. Пер. с англ. М.: Мир, 1984. 400 с.

26. Психрометрические таблицы // Изд. 2-е. Л.: Гидрометеоиздат. 1981. 270с.

27. Роуч П. Вычислительная гидродинамика. М1: Мир, 1980. с.

28. Хупфер П. Балтика маленькое море, большие проблемы: Пер. с нем. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 136 с.

29. Шулейкин В.В. Связь между климатом Европы и переносом тепла в Атлантике // Изв. АН СССР. ФАО. 1968. Т. 4. № 3. С. 243-261.

30. Alenius P., Nekrasov A., Myrberg K. Variability of the baroclinic Rossby radius in the Gulf of Finland // Cont. Shelf Res. 2003. V. 23. P. 563-573.

31. Andrejev O., Myrberg K. Plow prehistory can intensify coastal upwelling // Baltic Sea Science Congress, 19-23 March 2007, Rostock, Germany, Poster abstracts. 2007. P. 44.

32. BED. The BED database. Atmospheric inputs. 2000. http://data.ecology.su.se/Models/bedcontent.htm.

33. Blumberg A.F. Numerical tidal model of Chesapeake Bay // J. Hydraul. Div. 1977. V. 103.P.1-10.

34. Blumberg A.F., Kantha L.PI. Open boundary conditions for circulation models // J. Hydraul. Eng. 1985. V. 111. P. 237-255.

35. Blumberg A.F., Mellor G.L. A Description of a Three-Dimensional Coastal Ocean Circulation Model // Three-dimensional coastal ocean circulation model. Washington, DC: American Geophysical Union, 1987. P. 1-16.

36. Blumberg A.F., Mellor G.L. A numerical calculation of the circulation in the Gulf of Mexico // Dynalysis of Princeton. 1981. Report № 66. 153 p.

37. Blumberg A.F., Mellor G.L. Diagnostic and prognostic numerical circulation studies of the South Atlantic Bight // J. Geophys. Res. 1983. V. 88. P. 4579-4592.

38. Bock K.-H. Monatskarten des Salzgehaltes der Ostsee, dargestellt für verschiedene Tiefenhorizonte, Dt.Hydrogr. Z., 1971. V. 12, 148 pp.

39. Camerlengo A.L., O'Brien J.J. Open boundary conditions in rotating fluids // J. Geophys. Res. 1998. V. 103. No. CI, P. 1319-1341.

40. Carmack E., Kulikov E. Wind-forced upwelling and internal Kelvin wave generation in Mackenzie Canyon, Beaufort Sea. // J. Geophys. Res. 1988. V. 103. No. C9, P. 18.447-18.458.

41. Chant R. Evolution of near-inertial waves during an upwelling event on the New Jersey inner shelf// J. Phys. Oceanogr. 2001. V. 31. P. 746-764.

42. Crépon M., Richez C., Chartier M. Effects of coastline geometry on upwelling // J. Phys. Oceanogr. 1984. V. 14. № 8. P. 1365-1382.

43. Csanady G. Motions in a model Great Lake due to a suddenly imposed wind // J. Geophys. Res. 1968. V. 73. P. 6435-6447.

44. Csanady G.T. Intermittent "Full"upwelling in Lake Ontario. // J. Geophys. Res. 1977. V. 82. No. 3, P. 397-419.

45. Csanady G.T. On the structure of transient upwelling events. // J. Phys. Oceanogr. 1982. V. 12. P. 84-96.

46. Defant A. Das Kaltwasserauftriebsgebiet von der Küste Südwestafrikas. Länderkundliche Studien (Festschrift W. Krebs). Stuttgart. 1936.

47. Ekman V. W. On the influence of the earth's rotation on ocean currents //Arch. Math. Astron. Phys. 1905. V. 2. № 11. P. 1-52.

48. Emery W.J., Lee W.G., Magaard L. Geographic and seasonal distributions of Brunt-Vaisala frequency and Rossby radii in the North Pacific and North Atlantic. // J. Phys. Oceanogr. 1984. V. 14. P. 294-317.

49. Fennel W., Seifert T. Kelvin wave controlled upwelling in the western Baltic. // J. Mar. Syst. 1995. V. 6. P. 289-300.

50. Fennel W., Seifert T., Kayser B. Rossby radii and phase speeds in the Baltic Sea. //J. Mar. Syst. 1991. V. 11, No. 1,P. 23-36.

51. Fennel W., Sturm M. Dynamics of the western Baltic. // J. Mar. Syst. 1992. V. 3. P.183-205.

52. Galkowska A., Kowalewski M. Application of principal component analysis for identification coastal upwelling in the Gulf of Gdansk on base model data // Baltic Sea Science Congress, 19-23 March 2007, Rostock, Germany, Poster abstracts. 2007. P. 39.

53. Gidhagen L. Coastal upwelling in the Baltic a presentation of satellite and in situ measurements of sea surface temperatures indicating coastal upwelling. - SMHI. 1984b. №37.

54. Gidhagen L. Coastal upwelling in the Baltic sea satellite and in situ measurements of sea-surface temperatures indicating coastal upwelling // Est. Coast. Shelf Sci. 1987. V. 24. P. 449-462.

55. Gidhagen L. Upwelling along the Swedish Coast of the Baltic. Report to the 14th Conference of the Baltic Oceanographers // Gdynia, Poland. 1984a. V. 1. P. 182-190.

56. Gill A.E., Clarke A.J. Wind-induced upwelling, coastal currents and sea-level changes // Deep Sea Res. 1974. V. 21. P. 325-345.

57. Golenko M., Golenko N. Upwelling observation and modeling in the South-East Baltic // Selected papers of International Conference "Fluxes and Structures in Fluids". Saint-Petersburg, Russia, 2-5 July 2007. 2008. P. 79-84.

58. Golenko N., Golenko M., Shchuka S. Characteristics of the upwelling events in the South-East Baltic // Baltic Sea Science Congress, 19-23 March 2007, Rostock, Germany, Poster abstracts. 2007. P. 45.

59. Haapala J. Upwelling and its influence on nutrient concentration in the coastal area of the Hanko Peninsula, entrance of the Gulf of Finland // Estuar. Coast. Mar. Sei. 1994. V. 38. №5. P. 507-521.

60. Hela I. Vertical velocity of the upwelling in the sea // Societas Scientarium Fennica, Commentationes Physico-Mathematicae. 1976. V. 46. № l.P. 9-24.

61. ICES (International Council for the Exploration of the Sea) 1969-1980, Baltic Sea, temperature and salinity, Oceanographic Data Centre, Copenhagen.

62. Jankowski A. Application of a a-coordinate baroclinic model to the Baltic Sea // Oceanología. 2002b. V. 44. № 1. P. 59-80.

63. Jankowski A. Variability of coastal waters hydrodynamics in the southern Baltic: hindcast modelling of an upwelling event along the Polish coast // Oceanología. 2002a. V. 44. № 4. P. 395-418.

64. Kahru M., Häkansson B., Rud O. Distributions of the sea-surface temperature fronts in the Baltic Sea as derived from satellite imagery // Cont. Shelf Res. 1995. V. 15. № 6. P. 663-679.

65. Kauppinen O.-K., Myrberg K., Andrejev O. Upwelling at Estonian coast during August 1996 // Baltic Sea Science Congress, 19-23 March 2007, Rostock,.Germany, Poster abstracts. 2007. P. 38.

66. Kononen K., Niemi Á. Variation in phytoplankton and hydrography in the outer archipelago // Finnish Marine Research. 1986. № 253. P. 35-51.

67. Kortum G., Lehmann A. A.v. Humboldts Forschnungsfahrt auf der Ostsee in Sommer 1834 // Sehr. Naturwiss. Ver. Schlesw.-Holst. 1997. V. 67. P. 45-58.

68. Kosnyrev V., Mikhailova E., Stanichny S. Upwelling in the Black Sea by the results of numerical experiments and satellite data // J. Phys. Oceanogr. 1997. V. 8. P. 329-340.

69. Kostianoy A.G., Zatsepin A.G. The West African coastal upwelling filaments and cross-frontal water exchange conditioned by them // J. Mar. Syst. 1996. V. 7. P. 349359.

70. Kowalewski M., Ostrowski M. Coastal up- and downwelling in the southern Baltic // Oceanología. 2005. V. 47. № 4. P. 453-475.

71. Krauss W., Brügge B. Wind-produced water exchange between the deep basins of the Baltic Sea // J. Phys. Oceanogr. 1991. V. 21. P. 373-394.

72. Lass H.-U., Schmidt T., Seifert T. Hiddensee upwelling field measurements and modelling results // ICES Coop. Res. Rep. 2003. № 257. P. 204-208.

73. Lehmann A., Myrberg K. Upwelling in the Baltic Sea A review // J. Mar. Syst. 2008. V. 74. Suppl. 1. P. S3-S12.

74. Lehmann A., Myrberg K., Hinrichsen H.-H. Strong upwelling in the northern Baltic Sea in summer 2003 & 2005 // Baltic Sea Science Congress, 19-23 March 2007, Rostock, Germany, Poster abstracts, 2007. P. 36.

75. Lentz S.J., D.C. Chapman. The importance of nonlinear cross-shelf momentum flux during wind-driven coastal upwelling // J. Phys. Oceanogr. 2004. V. 34. P. 24442457.

76. Lenz W. Monatskarten der Temperaturen der Ostsee, dargestellt fur verschiedene Tiefenhorizonte//Dt.Hydrogr. Z. 1971. V. 11. 148 pp.

77. Lips I. Abiotic factors controlling the cyanobacterial bloom occurrence in the Gulf of Finland // Diss. Biol. Univ. Tartuensis, 108, Tartu Univ. Press. 2005. P. 47.

78. Madala R.V., Piacsek S.A. A semi-implicit numerical model for baroclinic oceans //J. Comput. Phys. 1977. V. 23. P. 167-178.

79. Mellor G.L. Analytic prediction of the properties of the stratified planetary surface layers//J. Atmos. Sci. 1973. V. 30. P. 1061-1069.

80. Mellor G.L. User's guide for a three-dimensional, primitive equation, numerical model. Program in Atmospheric and Oceanic Sciences Princeton University, Princeton, NJ. The revision: 2004. 56 p.

81. Mellor G.L., Oey L.-Y., Ezer T. Sigma coordinate gradient errors and the seamount problem // J. Atmos. Oceanic. Technol. 1998. V. 12. P. 1122-1131.

82. Mellor G.L., Yamada T. A. hierarchy of turbulence closure models for planetary boundary layers // J. Atmos. Sci. 1974. V. 31. P. 1791-1896.

83. Mellor G.L., Yamada T. Development of a turbulence closure model for geophysical fluid problems // Rev. Geophys. Space Phys. 1982. V. 20. P. 851-875.

84. Mesías J., Matano R., Sturb P. A numerical study of the upwelling circulation off central Chile//J. Geophys. Res. 2001. V. 106. P. 19611-19623.

85. Mietus M. The climate of the Baltic Sea basin // Marine meteorology and related oceanographic activities Report 41, WMO/TD 933, Geneva. 1998. 64 pp.

86. Mooers C.N.K., Collins C.A., Smith R.L. The dynamic structure of the frontal zone in the coastal upwelling region off Oregon // J. Phys. Oceanogr. 1976. V. 6. P. 321.

87. Myrberg, K., Andrejev O. Main upwelling regions in Baltic Sea a statistical analysis based on three-dimensional modeling // Boreal Environment Research. 2003. V. 8:97-112.

88. Neumann G., Pierson W.J. Principles of physical oceanography. Prentice-Hall, Englewood Cliggs, N.J., 1966.

89. Niemi Á. Blue-green algal blooms and N:P ratio in the Baltic Sea. Acta Bot // Fennica. 1979. № 110. P. 57-61.

90. Oey L.-Y., Mellor G.L., Hires R.I. A three-dimensional simulation of the Hudson-Raritan estuary. Part I: Description of the model and model simulations // J. Phys. Oceanogr. 1985a. V. 15. P. 1676-1692.

91. Oey L.-Y., Mellor G.L., Hires R.I. A three-dimensional simulation of the Hudson-Raritan estuary. Part II: Comparison with observation // J. Phys. Oceanogr. 1985b. V. 15. P.1693-1709.

92. Oke P.R., Allen J.S., Miller R.N., et al. A Modeling Study of the Three-Dimensional Continental Shelf Circulation off Oregon. Part I: Model-Data Comparisons. // J. Phys. Oceanogr. 2002a. V. 32. P. 1360-1382.

93. Oke P.R., Allen J.S., Miller R.N., et al. A Modeling Study of the Three-Dimensional Continental Shelf Circulation off Oregon. Part II: Dynamical Analysis. // J. Phys. Oceanogr. 2002b. V. 32. P. 1383-1403.

94. Oke P.R., Middleton J.H. Topographically induced upwelling off Eastern Australia//J. Phys. Oceanogr. 2000. V. 30. P. 512-531.

95. Paka V. Thermohaline structure in the Stolpe Furrow of the Baltic Sea in the spring 1993 // Oceanología. 1996. V. 36. P. 207-217.

96. Palmén. E., Laurila E. Über die Einwirkung eines Sturmes auf den hydrographischen Zustand im nördlichen Ostseegebiet // Soc. Sei. Fenn., Comment. Phys.-Math. 1938. V. 10. № 1. P. 1-52.

97. Philander S., Yoon J. Eastern boundary currents and coastal upwelling // J. Phys. Oceanogr. 1982. V. 12. P. 862-879.

98. Phillips N.A. A coordinate system having some special advantages for numerical forecasting // J. Meteorol. 1957. V. 14. P. 184-185.

99. Pond S., Pickard G.L. Introductory dynamic oceanography. Pergamon Press, Oxford, 1978.

100. Rantaj'arvi E. (ed.). Alg@line in 2003: 10 years of innovative plankton monitoring and research and operational information service in the Baltic Sea // Rep. Ser. Finn. Inst. Mar. Res. 2003. 48, 36 pp.

101. Rao Narasimha T.V. Spatial distribution of upwelling off the central east coast of India //Est. Coast. Shelf Sci. V. 54. P. 141-156.

102. Rossby C.G. On the mutual adjustment of pressure and velocity distributions in certain simple current systems. Part I. // J. Mar. Res. 1937. V. 1. P. 15-28.

103. Rossby C.G. On the mutual adjustment of pressure and velocity distributions in certain simple current systems. Part II. // J. Mar. Res. 1938. V. 2. P. 239-263.

104. Seifert T., Kayser B. A high resolution spherical grid topography of the Baltic Sea //Meereswiss. Ber. 1995. V. 9. P. 72-88.

105. Shchepetkin A. F., McWilliams J. C. A method for computing horizontal pressure-gradient force in an oceanic model with a nonaligned vertical coordinate // J. Geophys. Res. 2003. V. 108 № C3. doi: 10.1029/2001JC001047.

106. Shchepetkin A. F., Mc Williams J. C. The regional oceanic modeling system (ROMS): a split-explicit, free-surface, topography-following-coordinate oceanic model // Ocean Model. 2005. V. 9. № 4. P. 347- 404.

107. Siegel H., Gerth M., Rudolff R., Tschersich G. Dynamic features in the western Baltic Sea investigated using NOAA-AVHRR data // Deutsche Zydrographische Zeitschrift. 1994. V. 46. № 3. P. 191-209.

108. Simons T.J. Verification of numerical models of Lake Ontario, Part I. Circulation in spring and early summer // J. Phys. Oceanogr. 1974. V. 4. P. 507-523.

109. Sjoblom V. Meriveden kumpuaminen ja Porkkalan niemi (Summary: Upwelling of the sea water and the cape of Porkkala) // Suomen Kalatalous. 1967.V. 27. 1-12.

110. Smith R. Upwelling // Oceanogr. and Mar. Biol. Ann. Rev. 1968. V. 6. P. 11-46.

111. Soosaar E., Raudsepp U. Numerical modelling of upwelling filaments in the Gulf of Finland // Baltic Sea Science Congress, 19-23 March 2007, Rostock, Germany,

112. Abstract volume, lectures CBO Session, Topic B: Upwelling events, coastal offshore exchange, links to biogeochemical processes. 2007. P. 61

113. Stewart R.H. Introduction to Physical Oceanography // On-line textbook: http://oceanworld.tamu/resources/ocng textbook/ 2006.

114. Svansson A. Interaction between the coastal zone and the open sea // Merentutkimuslaitoksen Julkaisu. 1975. №239. P. 11-28.

115. Svedrup H. On the process of upwelling // J. Mar. Res. 1938. V. 1. P. 155-164.

116. Talpsepp L. The influence of the intermittence of coastal upwellings and downwellings on water distribution // Baltic Sea Science Congress, 19-23 March 2007, Rostock, Germany, Poster abstracts. 2007. P. 43.

117. Thorade H. Über die Kalifornischen Meereströmung. Oberflächentemperaturen und Strömungen an der Westküste Nordamerikas // Ann. d. Hydrogr. u. Mar. Meteor. 1909. V. 37, P. 17-34, 63-76.

118. Tomczak M., Godfrey J. Regional oceanography: Introduction // Pergamon, Oxford. 1994. 422pp.

119. Uiboupin R., Laanemets J. Upwelling characteristics derived from satellite sea surface temperature data in the Gulf of Finland // Baltic Sea Science Congress, 19-23 March 2007, Rostock, Germany, Poster abstracts. 2007. P. 35.

120. Vahtera E., Laanemets J., Pavelson J., Huttonen M., Kononen K. Effect of upwelling on the pelagic environment and bloom-forming cyanobacteria in the western Gulf of Finland, Baltic Sea // J. Mar. Syst. 2005. V. 58. P. 67-82.

121. Victorov S.V. Problems of complex investigation of the Baltic Sea with remote sensing data. Report to the 14th conference of the Baltic oceanographers // Gdynia, Poland. 1984. V. l.P. 391-401.

122. Walin G. On the hydrographic response to transient meteorological disturbances // Tellus. 1972. V. 24. P. 169-186.

123. Walin G. Some observations of temperature fluctuations in the coastal region of the Baltic // Tellus. 1972. V. 24. P. 187-198.

124. Weatherly G., Martin P.J. On the structure and dynamics of the ocean bottom boundary layers // J. Phys. Oceanogr. 1978. V. 8. P. 557-570.