CC BY
43
ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ И ЭКСПЕДИЦИОННЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ УДК 551.46.065 (262.5)
Структура течений в Черном море по результатам наблюдений LADCP в 2004 - 2014 гг.
© 2017 А.Н. Морозов1, Е.М. Лемешко2, С.А. Шутов1, В.В. Зима1,
Д.В. Дерюшкин1
1Морской гидрофизический институт РАН, Севастополь, Россия E-mail: anmorozov@mhi-ras. ru 2Черноморский гидрофизический полигон РАН, Ялта, пгт. Кацивели, Россия E-mail: evgeny. lemeshko@mhi-ras. ru
Поступила в редакцию 02.06.2016 г. После доработки 19.07.2016 г.
Представлены основные результаты, полученные в ходе исследований с помощью профило-метра LADCP в Черном море за период 2004 - 2014 гг. Приводятся характерные усредненные черты вертикальной структуры течений в верхнем 600-метровом слое моря. Обсуждаются усредненные профили вертикальных сдвигов скорости течений. Рассматриваются вопросы определения параметров диапикнического обмена по данным CTD/LADCP-измерений. Обсуждаются характерные черты течений в придонном пограничном слое.
Ключевые слова: погружаемый акустический доплеровский профилометр течений LADCP, вертикальная структура течений, вертикальные сдвиги, вертикальное перемешивание, придонный пограничный слой, Черное море.
DOI: 10.22449/0233-75 84-2017-1 -27-42 Введение
Акустические доплеровские профилометры течений (ADCP - Acoustic Doppler Current Profiler) более 30 лет активно используются в практике натурных исследований динамики вод Мирового океана. С помощью этих приборов решается большое число фундаментальных и прикладных задач современной океанологии. Профилометры выпускаются многими производителями, такими как Teledyne RD Instruments (США), SonTek (США), Nortek AS (Норвегия), Aanderaa Data Instruments AS (Норвегия). При проведении экспедиционных работ Морского гидрофизического института (МГИ) начиная c 2004 г. применяется профилометр ADCP производства TRDI модель Work Horse Monitor, WHM300 (рабочая частота 300 кГц, номинальный диапазон 120 м, разрешающая способность 4 м). Внешний вид прибора показан на рис. 1.
Использование ADCP в режиме погружаемого профилометра (LADCP -Lowered ADCP) широко распространено при исследовании распределения течений в морях и океанах [1 - 3]. Такой способ измерений дает уникальную возможность получить картину распределения скорости течений по всей толще водного столба, многократно превышающего рабочий диапазон прибора [4]. Первая LADCP-станция была выполнена в 1989 г. [5]. В последующие годы этот способ продолжал развиваться [6, 7], и в рамках международ-
ного проекта ЖОСЕ профилометр ЬЛОСР стал штатным океанографическим прибором [4].
Рис. 1. Внешний вид ЖНМ300
При проведении измерений ЛОСР, как правило, крепится на раму С7Ю-зонда. В МГИ ЬЛВСР представляет собой отдельный зонд, состоящий из профилометра ЖНМ300, который крепится в титановой раме вместе с блоком батарей (рис. 2, слева). Методические аспекты проведения ЬЛОСР--измерений в Черном море и проблемные вопросы обработки данных можно найти в работах [8 - 10].
Рис. 2. Внешний вид ЬЛОСР (слева) и схема расположения станций в трех экспедициях (справа): экспедиция 1 (зеленые ромбики) - с 9 по 18 мая 2004 г.; экспедиция 2 (синие треугольники) - с 6 по 15 октября 2005 г.; экспедиция 3 (красные кружочки) - с 18 по 22 июля 2007 г.
При подготовке данной статьи в основном анализировались данные, собранные в трех экспедициях на станциях, расположение которых схематично представлено на рис. 2, справа: экспедиция 1 (зеленые ромбики) - станции, выполненные в рейсе НИС <Лкаёвт1к» Болгарской АН 9 - 18 мая 2004 г. (проект GEF BSERP - RER/01/G33); экспедиция 2 (синие треугольники) -НИС «Владимир Паршин» 6-15 октября 2005 г. (проект GEF BSERP -RER/01/G33); экспедиция 3 (красные кружочки) - в рейсе НИС «Эксперимент» 18 - 22 июля 2007 г. (проект МГИ «Оперативная океанография»). Всего с 2004 по 2014 гг. ^ПСР использовался в 17 экспедициях в разных районах Черного моря.
Вертикальная структура поля скорости течений
Вертикальная структура поля скорости течений в Черном море изучается по данным инструментальных наблюдений разными методами. Динамический метод позволяет получать непрерывные профили одной компоненты скорости течения по С7Ю-профилям на двух станциях и имеет нерешенную проблему выбора уровня отсутствия движений [11 - 12]. Автономные буйковые станции (АБС) дают возможность получать продолжительные временные ряды измерений на фиксированных горизонтах в точке расположения станции [13 - 14]. Автономные зонды-профилографы «Аквазонд» [15] и «Аква-лог» [16 - 18] позволяют получать регулярные синхронные профили широкого набора параметров водной среды (включая три компоненты скорости течения) с тонкоструктурным разрешением на протяжении нескольких месяцев в точке постановки станции. Всплывающие буи ЛЯОО дают оценки скорости течений на фиксированных горизонтах, осредненные по трассе на интервале времени между выходами буя к поверхности моря [19, 20]. Гидрофизический комплекс ОЛТ в результате зондирования позволяет получать непрерывные профили гидрологических параметров и двух компонент скорости течения [21, 22].
ЬЛВСР по своим возможностям аналогичен зонду ОЛТ, но более технологичен в проведении измерений. На рис. 3 в векторном виде приведены профили скорости течений (цветные стрелки) и условной плотности ое (серые линии) на меридиональном разрезе (31 °Е), пересекающем антициклонический вихрь с севера на юг (на рис. 3, слева направо). Данные получены в экспедиции 1 (май 2004 г.) [23, 24]. С7Ю-данные дополняются профилями скорости течений, позволяющими оценивать текущее состояние динамики вод в районе проведения измерений. В частности, по ЬЛВСР-данным экспедиции 1 были определены кинематические характеристики антициклонического вихря [9] и пространственные масштабы изменчивости поля скорости течений в его окрестности [24].
Рис. 3. Профили скорости течений (цветные стрелки) и плотности (серые линии) на меридиональном разрезе, май 2004 г.
В районе свала глубин обнаружена выраженная взаимосвязь вертикальной структуры поля скорости течений с вертикальным распределением условной плотности. На рис. 4, слева красной линией изображен график зависимости кинетической энергии течений (ек = (и2 + V2 от условной плотности, изопикнически осредненной по ансамблю станций экспедиции 1 (ЕК = (Ек(о0}) , где (...) - оператор осреднения); синей линией - график доступной потенциальной энергии (ЕР = ^ 0,52,2 N, где 2 - смещение изопик-ны от среднего положения); зеленой линией - график частоты плавучести
N =
К ^0. ' р д2
. На рис. 4, справа приведены изопикнически осредненные
профили кинетической (красная линия) и доступной потенциальной (синяя линия) энергии, а также условной плотности (зеленая линия). В верхнем слое от 20 до 240 м (плотность 13,6 - 16,6 кг/м3) наблюдается почти линейная зависимость распределения кинетической энергии от условной плотности (черный пунктир): (ЕК(о0}) = 0,277-О,О164о0 (рис. 4, слева). В нижних слоях кинетическая энергия уменьшается медленнее, и на глубине ~400 м (при ое = 16,9 кг/м3) ее значение выходит на почти стационарный уровень.
Рис. 4. Зависимость кинетической (красная линия) и доступной потенциальной энергии (синяя линия) от условной плотности (слева) и глубины (справа). Зеленые линии - частота плавучести (слева) и условная плотность (справа); черный пунктир - зависимость распределения кинетической энергии от условной плотности
На рис. 5 приведены средние профили модуля скорости течений (\и\ = 41ЁК ), полученные по данным РЛВСР в 2004 г. (красная линия) и по данным автономных буйковых станций 1955 - 1983 гг. (синяя линия) [25].
Зеленая сплошная линия - средний профиль условной плотности, пунктиры -профили на отдельных станциях.
Рис. 5. Средние профили: скорости течений по данным ЬЛОСР в мае 2004 г. (красная линия) и по данным буйковых станций 1955 - 1983 гг. (синяя линия); условной плотности в мае 2004 г. (зеленая линия); профили на отдельных станциях (пунктирные линии)
В вертикальном распределении скорости течений в Черном море проявляются черты, характерные для динамики вод Мирового океана. Например, для северной Атлантики характерно наличие значительной баротропной составляющей течений, проникающей на большие глубины и достигающей значения 10 см/с [26 - 28], при этом бароклинная неоднородность поля скорости течений концентрируется в верхнем 1000-метровом слое [26]. В Черном море слой бароклин-ных/сдвиговых течений, по данным ЬЛОСР-наблюдений, ограничивается верхним 300 -500-метровым слоем, или глубиной залегания изопикны О = 16,9 кг/м3.
В нижних слоях моря (750 - 1700 м) баротропная составляющая скорости течений, по данным всплывающих буев ЛЯОО, составляет 2 - 3 см/с [19 - 20]. Аналогичная оценка скорости течения в нижнем слое моря получена на основе данных профилографа "Аквалог" [18].
Вертикальные сдвиги течений
Интерес к исследованию вертикальных сдвигов течений [ Бк = ^П + Vг2
поддерживается в основном благодаря тому, что сдвиговая неустойчивость представляется основным механизмом вертикального перемешивания в морях и океанах [29]. Большое число моделей/параметризаций связывает турбу-
(
лентное перемешивание с числом Ричардсона
Ш =
N
2 Л
В численном мо-
делировании широко используется параметризация РР81 [30], которая представляет собой ранее опубликованные аналогичные зависимости в обобщенном виде.
В Черном море, говоря словами авторов работы [22, с. 14], «основная особенность вертикальной структуры течений состоит в резко-слоистом строении поля скорости, причем границы слоев совпадают с границами тер-мохалинных структур и находятся на глубинах изменения вертикальных градиентов плотности. Максимальные вертикальные сдвиги ... зарегистрирова-
ны вблизи ядра холодного промежуточного слоя (ХПС), где наблюдается излом градиента плотности». Максимальные сдвиги скорости, согласно работе [14], находятся в слоях 10 - 25 м и 50 - 300 м. Авторы работы [24] показали, что в Черном море средний профиль вертикальных сдвигов имеет два хорошо выраженных максимума в слоях сезонного термоклина/пикноклина и основного халоклина/пикноклина. Максимум вертикального сдвига в слое скачка плотности, разделяющем азовоморские и черноморские воды, наблюдается и в южной части Керченском пролива [31].
На рис. 6, слева приведены профили широтной (и и меридиональной (V) компонент скорости течения и условной плотности, полученные на одной из станций в 2004 г., где разрешение по глубине ЛОСР--измерений устанавливалось 2 м. В слое сезонного термоклина максимальное значение частоты плавучести достигало 0,044 рад/с, вертикального сдвига течений - 0,064 с-1. Соответствующее число Ричардсона составило 0,47, что превысило его критическое значение, равное 0,25 [32]. Выше сезонного термоклина, на глубине менее 10 м от поверхности моря, значения Ш становятся меньше критического, что также наблюдалось в прибрежно-шельфовых водах Черного моря [15] и в верхнем слое южной части Керченского пролива [33]. Максимум вертикального сдвига течений в слое сезонного термоклина наблюдается достаточно часто. На рис. 6, справа приведены средние профили вертикального сдвига течений (красная линия) и частоты плавучести (зеленая линия), осреднение выполнялось относительно глубины залегания центра сезонного термоклина. Значение Ш на глубине 15 м составляет ~1, в сезонном термоклине ~7, ниже 35 м ~9.
Плотность (ст0), кг/м
12.7
13.1
13.5
13.9
14.3
Частота плавучести (14), рад/с 0 0.006 0.012 0.018 0.024 0.03
ю
о -1
10 -
30 -
40 -
-30
-20
ч
/
* \
f
/ г « t \
\ f \
л ч./
-10
10
Скорость течения (17, V), см/с St036 04:31 UTC 16.05.2004
о и
20 -
ID
с;
30 -
50 -
\
/
I
\
) 0.002 0.004 0.006 0.008 0.01 Вертикальный сдвиг (Sh), с-1
Рис. 6. Слева - профили широтной (красная линия) и меридиональной (синяя линия) компонент скорости течений и условной плотности (зеленая линия) на одной из станций в 2004 г. Справа - профили вертикального сдвига течений (красная линия) и частоты плавучести (зеленая линия), осредненные по ансамблю станций
На рис. 7, слева приведен пример профилей компонент относительной скорости течения (отсчетный горизонт 240 м) и условной плотности, полученных на одной из станций в 2012 г. в слое основного пикноклина. Наблюдаемое распределение течений может быть объяснено прохождением внутренней волны (ВВ) через слой основного халоклина. Длина ВВ по вертикали составляет 50 - 60 м, амплитуда - около 12 см/с. Разворот вектора скорости течения с глубиной идет по часовой стрелке, что для северного полушария означает распространение ВВ вниз [34]. Интенсивные ВВ в слое основного халоклина, по данным ЬАОСР--измерений, наблюдались преимущественно в районе свала глубин на протяжении осеннего, зимнего и весеннего сезонов.
Рис. 7. Слева - профили широтной (красная линия) и меридиональной (синяя линия) компонент скорости течения и условной плотности (зеленая линия), полученные на отдельной станции. Справа - осредненные по ансамблю станций профили частоты плавучести (зеленая линия), вертикальных геострофических (синяя линия) и измеренных (красная линия) сдвигов течений
На рис. 7, справа приведены осредненные по ансамблю станций профили частоты плавучести (зеленая линия), геострофических (синяя линия) и измеренных (красная линия) сдвигов скорости течений. Максимум вертикальных сдвигов наблюдается в слое основного пикноклина. Для вертикальных сдвигов геострофических течений Ш составляет ~30 в слое основного пикноклина и возрастает с глубиной, достигая значения ~300 на горизонте 400 м. По измеренным ЬАОСР сдвигам в слое основного пикноклина значение Ш составляет ~10, в нижних слоях число Ричардсона убывает до ~4 на глубине 400 м.
Значительное различие профилей геострофических и измеренных сдвигов объясняется тем, что величина сдвигов в нижних слоях Черного моря определяется в основном агеострофическими процессами, такими как, например, внутренние волны (см. рис. 7, слева). При подстановке полученных профилей геострофических и измеренных сдвигов в параметризацию РР81 в первом случае будет наблюдаться уменьшение с глубиной коэффициента вертикального турбулентного перемешивания, во втором случае - возрастание.
Вертикальное перемешивание
Вертикальное турбулентное перемешивание в морях и океанах длительное время остается одним из интереснейших вопросов прикладной океанологии. В последние десятилетия для оценки диапикнического обмена применяют собранные с помощью свободнопадающих зондов микроструктурные данные, которые считаются наиболее достоверными [2, 35 - 38]. Наряду с этим широко используются также данные мелкомасштабных СТО/АОСР-измерений [1, 2, 15, 36, 39 - 41].
В основу большинства моделей, связывающих мелкомасштабные характеристики гидрофизических полей с параметрами вертикального перемешивания, положено допущение о том, что в статистически стационарном поле внутренних волн турбулентная кинетическая энергия производится со скоростью, равной скорости ее передачи по спектру ВВ в сторону уменьшения вертикальных масштабов за счет взаимодействия между волнами [42]. Одна из таких моделей, 089 [43], часто используется для оценки скорости диссипации турбулентной кинетической энергии е [2, 36, 40]:
N2 (ы4)
е = 7-10-10 ^т^Г , (1)
^о 76 )
где е - скорость диссипации турбулентной кинетической энергии, Вт/кг;
N = ^^ - частота плавучести; Бк - вертикальный сдвиг скорости тече-V р &
ний (далее по тексту «сдвиг»), Бк = д/(Ли/ Л£)2 + (ЛУ/ Л£)2 , (^Бк4^ - сред-
,4\ /10
нее значение четвертой степени сдвига, определенного на 10-метровых ин-
тервалах; [Бком76/ - среднее значение четвертой степени сдвига, полученное интегрированием спектра внутренних волн 0М76 [44, 45]; Nо = 5,24 -10"3 рад/с - частота плавучести 0М76. Коэффициент вертикальной диффузии Кр определяется из соотношения [46]
е
К = Г • (2)
где Кр - коэффициент вертикальной диффузии, м2/с; Г - коэффициент эффективности перемешивания, обычно принимаемый равным 0,2 [47].
В Черном море профили сдвигов и частоты плавучести имеют хорошо выраженный максимум в слое основного халоклина/пикноклина [22, 24]. На рис. 8 приведены осредненные по ансамблю из 26 станций экспедиции 1 профили квадрата сдвига скорости течений (серые кружочки, красная линия) и квадрата частоты плавучести (серые крестики, зеленая линия). Осреднение выполнялось относительно глубины залегания центра пикноклина с последующим смещением результирующего профиля на среднее по ансамблю станций ее значение. Сдвиги и частота плавучести определялись на 10-метровых интервалах.
34 МОРСКОЙ ГИДРОФИЗИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ № 1 2017
Рис. 8. Средние профили квадрата сдвига скорости течений (серые кружочки, красная линия) и частоты плавучести (серые крестики, зеленая линия)
На рис. 9, слева приведен средний профиль скорости диссипации кинетической турбулентной энергии (серые кружочки - исходные данные, красная линия - после низкочастотной фильтрации), рассчитанный по соотношению (1). Приведенный график зависимости показывает наличие хорошо выраженного максимума в слое основного пикноклина, где е достигает значений 6-10-9 Вт/кг, в слоях ниже 200 м е убывает с глубиной и на горизонте 400 м ее значение составляет 9-10-10 Вт/кг.
Рис. 9. Средние профили скорости диссипации кинетической энергии турбулентности (серые кружочки - исходные данные, красная линия - после низкочастотной фильтрации) на левом графике и профиль коэффициента вертикальной турбулентной диффузии (серые кружочки -исходные данные, синяя линия - после фильтрации) на правом
На рис. 9, справа показан профиль коэффициента вертикальной турбулентной диффузии (серые кружочки - исходные данные, синяя линия - после фильтрации), рассчитанный по соотношению (2). В слое основного пикно-клина ^ принимает минимальные значения 4-10-6 м2/с, в слоях ниже 200 м
^ возрастает с глубиной и на горизонте 300 м достигает значения 10-5 м2/с.
Полученные оценки коэффициента вертикального перемешивания оказались несколько меньшими, чем в ранее опубликованных работах:
С.Г. Богуславского, И.К. Иващенко [48] - К = (3,1^4,4) • 10-4 м2/с - на глу-
бине 500 м;
В.Н. Еремеева, В.М. Кушнира [22] - Кр = (3^5) • 10-5 м2/с - в основном
халоклине;
А.С. Самодурова, А.М. Чухарева [49] - Кр = (2^8) • 10-5 м2/с в основном пикноклине;
А.Г. Зацепина с соавторами [38] - Кр = 4 • 10-6^5 • 10-5 м2/с - в слое ниже
сезонного термоклина до 170 м для летнего и осеннего сезонов.
Значения коэффициента вертикального перемешивания для летнего сезона, приведенные в работе [38], хорошо согласуются с оценками, полученными по данным CTD/LADCP--наблюдений.
Значительный разброс в оценках коэффициента турбулентной диффузии может быть обусловлен как пространственно-временной изменчивостью процессов вертикального перемешивания, так и различием методов оценки. Учитывая широкое использование LADCP в комплексе с CTD, изложенный подход можно применять для изучения процессов вертикального перемешивания, особенно в глубинных слоях моря, где получение микроструктурных данных затруднено.
Придонный пограничный слой
Экспериментальное исследование параметров придонного пограничного слоя (I II 1С) в морях и океанах представляется одной из актуальных задач прикладной океанографии. Результаты таких исследований могут быть полезными для регулирования параметров численных моделей циркуляции вод и динамических процессов в море, при решении задач размыва грунта, седиментации и т. д. В настоящее время известны эмпирические зависимости параметров ППС для средних условий океана [50]. В Черном море эмпирические характеристики ППС ранее были получены с использованием модифицированного гидрологического зондирующего комплекса ОЛТ [51, 52].
В июле 2007 и 2009 гг. в районе черноморского экспериментального подспутникового полигона (ЧЭПП) выполнялись специализированные измерения с целью изучения динамики ППС. На рис. 10 схематично представлено расположение станций в экспедициях 20 - 21 июля 2007 г. (квадратики) и 29 - 30 июля 2009 г. (треугольники). В качестве измерителя профилей скорости течений использовался ADCP WHM300. Дискретность измерений по глубине устанавливалась 4 м, по времени - 1 секунда, опция отслеживания дна включена. Для получения профилей течений в придонной области производилась 10-минутная выдержка прибора на расстоянии 60 - 80 м от дна.
Результаты измерений показали, что в отдельно взятом профиле скорости течений не выявляются выраженные закономерности поведения в придонной области. Это объясняется тем, что прибор регистрирует всю совокупность динамических процессов, включая внутренние волны, инерционные колебания и др. [53]. На рис. 11 приведен пример профилей компонент скорости 36 МОРСКОЙ ГИДРОФИЗИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ № 1 2017
течений и плотности в придонном слое, предположительно, во время прохождения (генерации, отражения) внутренней волны.
Рис. 10. Схема расположения станций: 20 - 21 июля 2007 г. (квадратики) и 29 - 30 июля 2009 г. (треугольники)
Плотность (ае), кг/м-'
14.4 14.8 15.2 15.6
г яГ
80 -
90 -
100 -
ю >1
е; ПО Ч
120 -
130 -1
V 1 / и Г V
\ 1
1 \
> / •
А —
\
ч
-10 -5 О 5 10
Скорость течения (и, V), см/с 8Ю41 13:32 ИТС 16.05.2004
Рис. 11. Профили компонент скорости течения и плотности в придонном слое при прохождении внутренней волны
На рис. 12 черными сплошными линиями представлены осредненные по ансамблю станций профили скорости течения в зависимости от расстояния до дна для экспедиций 2007 и 2009 гг. Прямая пунктирная линия - эмпирическая зависимость скорости течения на верхней границе ППС [52]. Средние профили скорости течений могут быть адекватно аппроксимированы логарифмическими зависимостями [29]:
и = и-ы к
V 2Ь у
где и* - скорость трения; к - постоянная Кармана (0,41); 2Ь - высота шероховатостей донной поверхности; 2 - расстояние до дна. Соответствующие аппроксимирующие функции представлены на рис. 12 серыми пунктирными линиями. Скорость трения составила 3,14 см/с и 2,46 см/с для 2007 и 2009 гг. соответственно. Шероховатость дна одинакова для двух экспедиций и равна 0,4 м. Значение коэффициента придонного трения С , рассчитанное по соотношению
(4)
С =
и*
ии
где и - скорость течения на верхней границе III 1С, составляет ~0,007, что более чем 4 раза превосходит оценку, приведенную в работе [51]. Оценка скорости трения, рассчитанная по соотношению [50]
и„
= 2,5 • Н• /,
(5)
где Н - толщина пограничного слоя [52]; / - параметр Кориолиса, составит 1,5 см/с для 2007 г. и 1,14 см/с для 2009 г., что в два раза меньше значений, полученных на основе ЛОСР-измерений. Наблюдаемое несоответствие оценок параметров ППС может объясняться как различием методов инструментальной оценки, так и повышенной динамической активностью в районе ЧЭПП [54].
Рис. 12. Средние профили скорости течений в придонном слое - черные сплошные линии; прямая пунктирная линия - эмпирическая зависимость скорости течения на верхней границе ППС
Заключение
В рамках данной статьи мы представили ограниченный объем натурного материала, чтобы кратко подвести итоги десятилетнего опыта работы с ЬЛОСР. Результаты использования профилометра в экспедиционной практике МГИ
расширили представления о вертикальной структуре течений в Черном море, в частности, с большей детализацией были исследованы характеристики мелкомасштабных процессов как в толще вод, так и в пограничных слоях. Резюмируя, можно сказать, что акустические доплеровские профилометры течений - это, без сомнения, мощнейший инструмент исследования динамики вод и ее изменчивости в широком диапазоне пространственно-временных масштабов.
Работа выполнена в рамках проекта МГИ «Оперативная океанография» и при частичной финансовой поддержке Министерства образования и науки Российской Федерации в рамках ФЦП «Исследования и разработки по приоритетным направлениям развития научно-технологического комплекса России на 2014 - 2020 годы» (уникальный идентификатор проекта RFMEFI57714X0110).
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Polzin K., Kunze E., Hummon J. et al. The finescale response of lowered ADCP velocity profiles // J. Atmos. Ocean. Techn. - 2002. - 19. - P. 205 - 224.
2. Fer I. Scaling turbulent dissipation in Arctic fjord // Deep-Sea Res. II. - 2006. - 53. - P. 77 -95.
3. GaardstedF., Pavlov V., Morozov A. et al. Mesoscale distribution and advection of overwintering Calanus finmarchicus off the shelf of northern Norway // Ibid. I. - 2010. - 57, Issue 11. - P. 1465 - 1473.
4. Firing E. Lowered ADCP developments and use in WOCE // WOCE Newsletter. - No. 30. -Southampton, United Kingdom, 1998. - Р. 10 - 13.
5. Firing E., Gordon R. Deep ocean acoustic Doppler current profiling // Proc. IEEE 4th Working Conf. on Current Measurements. - MD, IEEE, 1990. - Р. 192 - 201.
6. Fisher J., Visbeck M. Deep velocity profiling with self-contained ADCPs // J. Atmos. Ocean. Tech. - 1993. - 10. - Р. 764 - 773.
7. Visbeck M. Deep velocity profiling using lowered Doppler current profilers: bottom track and inverse solutions // Ibid. - 2002. - 19. - Р. 794 - 807.
8. Морозов А.Н., Лемешко Е.М. Опыт использования акустического доплеровского измерителя течений (ADCP) в условиях Черного моря // Экологическая безопасность прибрежной и шельфовой зон и комплексное использование ресурсов шельфа. - Севастополь: МГИ НАН Украины, 2005. - № 12. - С. 457 - 476.
9. Морозов А.Н., Лемешко Е.М. Использование Self Contained ADCP для проведения измерений с борта судна: методические вопросы и физические результаты // Там же. -№ 13. - С. 425 - 432.
10. Морозов А.Н., Лемешко Е.М. Методические аспекты использования акустического до-плеровского измерителя течений (ADCP) в условиях Черного моря // Морской гидрофизический журнал. - 2006. - № 4. - С. 31 - 48.
11. Neumann G. Die absolute Topographie des physikalischen Meeresniveaus und die Ober-flachenstromungen des Schwarzen Meeres // Ann. D. Hydr. Und Marit. Meteorol. - 1942. -LXX. - Heft. IX. - P. 265 - 282.
12. Леонов А.К. Региональная океанография. Часть 1. Берингово, Охотское, Японское, Каспийское и Черное моря. - Л.: Гидрометеоиздат, 1960. - 480 с.
13. Богуславский С.Г., Букатов А.Е., Казаков С.И. Особенности поля скорости и вертикального обмена в Черном море // Экологическая безопасность прибрежной и шельфо-вой зон и комплексное использование ресурсов шельфа. - Севастополь: МГИ НАН Украины, 2001. - Вып. 3. - С. 62 - 71.
14.
15.
16.
17.
18.
19.
20.
21.
22.
23.
24.
25.
26.
27.
28.
29.
30.
31.
32.
40
Tuzhilkin V.S. Thermohaline structure of the sea // The Black Sea Environment. The Handbook of Environmental Chemistry. - Berlin: Springer-Verlag, 2008. - 5 (Water Pollution), Part Q. - P. 217 - 253.
Островский А.Г., Зацепин А.Г., Деревнин В.А. и др. Заякоренная автоматическая измерительная система «Аквазонд» для вертикального профилирования морской среды // Океанология. - 2008. - 48, № 2. - С. 297 - 306.
Ostrovskii A.G., Zatsepin A.G., Shoev D.A., Soloviev V.A. Underwater anchored profiler Aqualog for ocean environmental monitoring // Adv. Environ. Res. - 2010. - 4. - P. 201 -218. - IBSN: 978-1-61668-169-2.
Ostrovskii A., Zatsepin A. Short-term hydrophysical and biological variability over the northeastern Black Sea continental slope as inferred from multiparametric tethered profiler surveys // Ocean Dyn. - 2011. - 61, Issue 6. - P. 797 - 806.
Островский А.Г., Зацепин А.Г., Соловьев В.А. и др. Автономный мобильный аппаратно-программный комплекс вертикального зондирования морской среды на заякоренной станции буйковой станции // Океанология. - 2013. - 53, № 2. - С. 259 - 268. Korotaev G.K., Oguz T., Riser S. Intermediate and deep currents of the Black Sea obtained from autonomous profiling floats // Deep-Sea Res. II. - 2006. - 53, No. 17 - 19. - P. 1901 -1910.
Герасимова С.В., Лемешко Е.Е. Оценка скоростей глубоководных течений по данным ARGO // Системы контроля окружающей среды. - Севастополь: МГИ НАН Украины, 2011. - Вып. 15. - С. 187 - 196.
Дроздов А.Е., Кушнир В.М., Никитин А.В. и др. Комплекс гидрофизический зондирующий для океанографических исследовательских судов // Записки по гидрографии. -1991. - № 226. - С. 49 - 57.
Еремеев В.Н., Кушнир В.М. Слоистая структура течений и вертикальный обмен в Черном море // Океанология. - 1996. - 36, № 1. - С. 13 - 19.
Кондратьев С.И., Романов А.С., Внуков Ю.Л. Особенности распределения гидрохимических характеристик в районе материкового склона северо-западной части Черного моря // Морской гидрофизический журнал. - 2007. - № 5. - C. 69 - 79.
Лемешко Е.М., Морозов А.Н., Станичный С.В. и др. Вертикальная структура поля скорости течений в северо-западной части Черного моря по данным LADCP в мае 2004 г. // Там же. - 2008. - № 6. - С. 25 - 37.
Иванов В.А., Белокопытов В.Н. Океанография Черного моря. - Севастополь: НПЦ «ЭКОСИ-Гидрофизика», 2011. - 212 с.
Bubnov V.A. The North Atlantic current by Atlantex 90 experiment data // Oceanology. -1996. - 34, No. 6. - P. 733 - 737.
Cisewski B., Budeus G., Krause G. Absolute transport estimates of total and individual water masses in the northern Greenland Sea derived from hydrographic and acoustic Doppler current profiler measurements // J. Geophys. Res. (Oceans). - 2003. - 108, Issue C9. - 3298. -14 p. - doi: 10.1029/2002JC001530
Lherminier P., Mercier H., Gourcuff C. et al. Transports across 2002 Greenland-Portugal Ovide section and comparison with 1997 // Ibid. - 2007. - 112, Issue C7. - C07003. - 20 p. -doi: 10.1029/2006JC003716
Боуден К. Физическая океанография прибрежных вод. - М.: Мир. - 1988. - 326 с. Pacanowski R.C., Philander S.G.H. Parametrisation of vertical mixing in numerical models of Tropical Oceans // J. Phys. Oceanogr. - 1981. - 11, Issue 11. - P. 1443 - 1451. Морозов А.Н., Лемешко Е.М. Оценка концентрации взвеси по данным ADCP WHM1200 // Системы контроля окружающей среды. - Севастополь: МГИ НАН Украины, 2010. - Вып. 14. - С. 42 - 46.
Miles J. W. On the stability of heterogeneous shear flows // J. Fluid Mech. - 1961. - 10, Issue 4. - P. 496 - 508.
33. Иванов В.А., Морозов А.Н., Кушнир В.М. и др. Распределение течений в Керченском проливе по данным ADCP-наблюдений, сентябрь 2011 г. // Экологическая безопасность прибрежной и шельфовой зон и комплексное использование ресурсов шельфа. - Севастополь: МГИ НАН Украины, 2012. - Вып. 26, Том 1. - С. 170 - 178.
34. Leaman K.D., Sanford T.B. Vertical energy propagation of internal waves: a vector spectral analysis of velocity profiles // J. Geophys. Res. (Oceans). - 1975. - 80. - P. 1975 - 1978. -doi: 10.1029/JC080i015p01975
35. Prandke H., Stips A. Test measurements with an operational microstructure-turbulence profiler: detection limit of dissipation rates // Aquat. Sci. - 1998. - 60, Issue 3. - P. 191 - 209.
36. Cisewski B., Strass V.H., Prandke H. Upper-ocean vertical mixing in the Antarctic Polar Front Zone // Deep-Sea Res. II. - 2005. - 52, Issue 9-10. - P. 1087 - 1108.
37. Sundfjord A., Fer I., Kasajima Y., Svendsen H. Observations of turbulent mixing and hy-drogrphy in the marginal ice zone of the Barents Sea // J. Geophys. Res. (Oceans). - 2007. -112, Issue C5. - C05008. - 23 p. - doi: 10.1029/2006JC003524
38. Зацепин А.Г., Голенко Н.Н., Корж А.О. и др. Влияние динамики течений на гидрофизическую структуру вод и вертикальный обмен в деятельном слое Черного моря. // Океанология. - 2007. - 47, № 3. - С. 327 - 339.
39. Naveira Garabato A.C., Oliver K.I.C., Watson A.J., Messias M.-J. Turbulent diapycnal mixing in the Nordic seas // J. Geophys. Res. (Oceans). - 2004. - 109, Issue C12. - C12010. -9 p. - doi: 10.1029/2004JC002411
40. Морозов А.Н., Лемешко Е.М. Вертикальное перемешивание в Черном море по данным CTD/LADCP-наблюдений // Системы контроля окружающей среды. - Севастополь: МГИ НАН Украины, 2008. - С. 266 - 268.
41. Морозов А.Н., Лемешко Е.М. Оценка вертикальной турбулентной диффузии по данным CTD/LADCP-измерений в северо-западной части Черного моря в мае 2004 года // Морской гидрофизический журнал, 2014. - № 1. - С. 58 - 67.
42. Gregg M.C., Sanford T.B., Winkel D.P. Reduced mixing from the breaking of internal waves in equatorial waters // Nature. - 2003. - 402. - P. 513 - 515.
43. Gregg M.C. Scaling turbulent dissipation in the thermocline // J. Geophys. Res. (Oceans). -1989. - 94, Issue C7. - P. 9686 - 9698. - doi: 10.1029/JC094iC07p09686
44. Garrett C.J.R., Munk W.H. Space-time scales of internal waves: A progress report // Ibid. -1975. - 80. - P. 291 - 297. - doi: 10.1029/JC080i003p00291
45. Cairns J.L., Williams G.O. Internal waves observations from a midwater float, 2 // Ibid. (Oceans and Atmospheres). - 1976. - 81 (No. 12). - P. 1943-1950. - doi: 10.1029/JC081i012p01943
46. Osborn T.R. Estimates of the local rate of vertical diffusion from dissipation measurements // J. Phys. Oceanogr. - 1980. - 10, No. 1. - P. 83 - 89. - doi: http://dx.doi.org/10.1175/1520-0485(1980)010<0083:EOTLRO>2.0.CO;2
47. Moum J.N. Efficiency of mixing in the main thermocline // J. Geophys. Res. (Oceans). -1996. - 101, Issue C5. - P. 12057 - 12069. - doi: 10.1029/96JC00508
48. Богуславский С.Г., Иващенко И.К. Вертикальная мезоструктура глубинных вод Черного моря // Морской гидрофизический журнал. - 1989. - № 5. - С. 25 - 32.
49. Самодуров А.С., Чухарев А.М. Оценка интенсивности вертикального турбулентного обмена в Черном море по экспериментальным данным // Экологическая безопасность прибрежной и шельфовой зон и комплексное использование ресурсов шельфа. - Севастополь: НПЦ «ЭКОСИ-Гидрофизика». - 2006. - Вып. 14. - C. 524 - 529.
50. Weatherly G.L., Martin P.J. On the structure and dynamics of the ocean bottom boundary layer // J. Phys. Oceanogr. - 1978. - 8, No. 4. - P. 557 - 570. - doi: http://dx.doi.org/10.1175/1520-0485(1978)008<0557:OTSADO>2.0.CO;2
51. Kushnir V.M. Turbulent diffusion in the near bottom boundary layer of the Black Sea shelf zone // J. Mar. System. - 1999. - 21, Issues 1 - 4. - P. 243 - 253.
52. Кушнир В.М. Придонный пограничный слой в Черном море: экспериментальные данные, турбулентная диффузия, потоки // Океанология. - 2007. - 47, № 1. - С. 39 - 48.
53. Морозов А.Н., Лемешко Е.М., Шутов С.А., Зима В.В. Течения в Севастопольской бухте по данным ЛБСР-наблюдений, июнь 2008 г. // Морской гидрофизический журнал. -2012. - № 3. - С. 31 - 43.
54. Морозов А.Н., Лемешко Е.М. Придонный пограничный слой на шельфе Южного берега Крыма по данным наблюдений // Системы контроля окружающей среды. - Севастополь: МГИ НАН Украины, 2009. - С. 270 - 272.
Structure of the Black Sea currents based on the results of the LADCP observations in 2004 - 2014
A.N. Morozov, E.M. Lemeshko, S.A. Shutov, V.V. Zima, D.V. Deryushkin
Marine Hydrophysical Institute, Russian Academy of Sciences, Sevastopol, Russia
e-mail:anmorozov@mhi-ras.ru Black Sea hidrophysicalpolygon, Russian Academy of Sciences, Katsiveli, Russia e-mail:evgeny. lemeshko@mhi-ras.ru
Basic results of the investigations carried out due to the LADCP profiler observations in the Black Sea in 2004 - 2014 are represented. The characteristic average features of the currents' vertical structure in the upper 600 m layer are cited. The average profiles of the currents' velocity vertical shears are discussed. The problems of defining the diapycnal exchange parameters using the CTD/LADCP measurement data are considered. The characteristic currents' features in the bottom boundary layer are discussed.
Keywords: lowered acoustic Doppler current profiler LADCP, vertical structure of currents, vertical shear, vertical mixing, bottom boundary layer, Black Sea.
