Циркуляция вод центрального и восточного бассейнов Средиземного моря и формирование промежуточной водной массы

Выводы относительно тех или иных процессов в море в значительной мере зависят от методики и пространственного масштаба осреднения. Как уже упоминалось выше, при подготовке монографии £IIбыло использовано простое арифметическое осреднение по одноградусным квадратам. В пользу именно такого осреднения можно сказать только то, что оно более или менее соответствует количеству имеющихся данных. В большинстве случаев в каждом квадрате оказывается несколько значений, которые и осредняются, «пустых» квадратов оказывается сравнительно немного. Такое осреднение, с другой стороны, сглаживает мелкие детали или ошибки в наблюдениях, но позволяет выявить крупномасштабные особенности распределения температуры и солёности, а следовательно, и плотности.

Оценка пространственных корреляционных функций показала, что осреднение результатов наблюдений в пределах одноградусных квадратов (трапеций), в общем, не противоречит особенностям внутренней структуры гидрологических полей в открытых частях центрального и восточного бассейнов. В районах же, расположенных в самой восточной части моря Леванта, в особенности, между о. Кипр и континентальным берегом, вблизи Тунисского пролива и в самом проливе необходима более мелкая сетка, примерно, около половины градуса. Вероятно, районы, прилегающие к Критской островной дуге с севера и с юга, также характеризуются более мелкомасштабной структурой гидрологических полей, чем открытые части моря, но в этих районах нет таких съемок, которые были бы пригодны для оценки пространственных корреляционных функций.

На основе полученных результатов оценки пространственных корреляционных функций в настоящей работе осреднение наблюдений производилось в узлах одноградусной сетки, а вблизи Критской островной дуги, в юго-восточном углу моря Леванта, прилегающем к о. Сицилияв узлах полуградусной сетки. Осреднение выполнялось при условии использования корреляционного алгоритма оптимальной интерполяции.

Как известно, для случая, когда интерполяция производится по е, наблюденным значениям в п, точках, окружающих узел, систра уравнений для определения интерполяционных весов имеет вид: цъ, а ~1 где К, 0(, — коэффициенты корреляции, соответствующие расстояниям от узла до точек наблюденийИ^ - коэффициенты корреляции, определяемые расстоянием между станциями- «Ч — мера ошибок, т. е. отношение среднего квадрата ошибки наблюденных значений к дисперсии элемента.

Принимая во внимание результаты оценок точности стандартных гидрологических наблюдений на глубоководных дрейфовых станциях, которые были получены разными авторами для разных районов Атлантического океана и Чёрного моря [4, 49], в данной работе мера ошибки была принята одинаковой для всей восточной части Средиземного моря и равной 0,15. Для открытого океана в зонах сильных течений значение % принималось даже больше (0,20). Но в Средиземном море скорости течения невелики, в восточной его части штормовые ветры редки даже зимой, поэтому снос судна за время производства станции не мог быть особенно значительным. Следовательно, абсолютные значения ошибок наблюдений должны быть несколько меньше, чем в океане. Изменчивость же самих гидрологических элементов большая, в связи с чем казалось целесообразным в данном случае меру ошибки считать несколько меньшей, чем она принималась для океана.

На рис. 2.3, 2.4 показано, сколько станций использовалось для получения значений температуры и солёности в каждом узле сетки. Как видно из этих рисунков, число наблюдений почти везде оказалось больше, чем использовалось в работе? II ]. Для того, чтобы полученные в данном исследовании результаты были всё же сравнимыми с ранее опубликованными результатами, предельное расстояние станций до узла принималось равным не радиусу корреляции, а 40 морским милям (около 80 км) в открытых районах моря и 25 милям в районах с более мелкомасштабной структурой полей. Таким образом, масштаб пространственного осреднения не особенно отличается от принятого в монографии ?11 ]. Некоторое отличие результатов могло возникнуть вследствие разной техники осреднения.

В настоящей работе весовые множители станций, окружающих узел, оказывались неодинаковыми, а зависели от расстояния станций до узла и их взаимного положения, в то время как в^П^при простом арифметическом осреднении все весовые множители всегда были одинаковыми и равными. При малом числе станций вокруг узла методика, принятая в настоящей работе, позволяет уменьшить ошибку, при большом же числе наблюдений при любом способе осреднения результаты оказываются равноценными.

Средние сезонные значения в узлах регулярной сетки использовались для построения карт температуры и солености, расчётов циркуляции вод, а также для получения других результатов. Такие характеристики водных масс, как нижняя граница гомогенного слоя летом (т.е. верхняя граница сезонного термоклина), нижняя граница конвекции, глубина залегания промежуточного максимума солёности, значение солёности в максимуме и др. снимались с кривых вертикального распределения, построенных по наблюдённым на каждой станции данным, а ос-реднялись таким же образом, как температура и солёность на всех горизонтах.

— 653. Исследование циркуляции вод восточной части Средиземного норя.

В главе I было дано краткое описание основных особенностей циркуляции вод в Средиземном море на основе результатов наиболее обстоятельного исследования этого вопроса, выполненного авторами мо-нографии[И]. Как уже упоминалось вше, в этой монографии были использованы материалы глубоководных наблюдений, производившихся до 1963 г. При этом основная масса этих наблюдений относилась к западной части моря. В настоящее время наличие значительного числа новых данных, полученных после 1963 г., позволяет снова рассмотреть этот вопрос с целью уточнения отдельных черт циркуляции, определения устойчивости во времени основных наиболее характерных особенностей циркуляции, установления связи между циркуляционными особенностями в отдельных районах и вертикальным перемешиванием вод, с которым, в свою очередь, связано формирование вертикальной структуры вод.

Первые представления о характере движения вод в Средиземном море вообще и в его восточной части в особенности, сложились на основе анализа распределения «языков» и «ядер» солёности и температуры воды. Такой анализ свидетельствовал об общем циклоническом движении вод верхнего слоя: атлантические (менее солёные) воды продвигаются на восток вдоль африканского берега, а осолонённые в самой восточной части моря Леванта воды перемещаются на запад вдоль северных берегов. В монографии? II] циркуляция вод изучалась динамическим методом, позволившим получить не только направление генерального переноса, но и детали reoстрофической циркуляции, а также количественную характеристику скоростей.

Применение динамического метода, как известно, связано с затруднением, заключающемся в необходимости предварительного выбора отсчетной поверхности. Теоретически это должен быть такой слой воды, где наклон изобарических поверхностей по отношению к изопотенциаль-ным поверхностям должен быть равен нулю, т. е. в качестве «нулевой» принимается горизонтальная изобарическая поверхность, на которой течение отсутствует. Практически в качестве отсчетной принимается поверхность, расположенная на такой глубине, где горизонтальные и вертикальные градиенты плотности становятся очень малыми ^ЯГ].

Средиземное море характерно весьма однородной температурой и солёностью глубинной воды в каждом районе к западу и к востоку от порога в «Тунисском проливе. Поэтому в исследованиях геострофической циркуляции поверхностных и промежуточных вод моря, отсчётную поверхность обычно помещают ниже переходного слоя между промежуточной и глубинной структурными зонами, т. е. примерно на глубине 1000 м. И. М. Овчинниковым [II, 30] была выполнена оценка примерного положения «нулевой» поверхности по методике А. Дефанта, т. е. на основе определения слоя одинаковых разностей динамических высот между станциями, бравшимися попарно в разных комбинациях. Такая оценка привела к выводу о том, что в восточном бассейне Средиземного моря отсчётную поверхность следует выбирать в слое 750−1000 м, а в центральном бассейне — в слое 1000−1200 м. Для того, чтобы схему расчета течений сделать удобной, авторы? II ] использовали одну отсчётную поверхность для всей акватории и взяли в качестве такой 1000 дб поверхность, полагая её горизонтальной. Правомерность такого выбора, как уже отмечалось, связана с крайне медленным движением глубинных вод, что подтверждается и инструментальными измерениями течений на глубине 1000 м и ниже. Таких наблюдений, правда, очень мало в открытом море (всего несколько заякоренных буйковых станций), выполненных главным образом НИС «Академик С. Вавилов»), но все же ани подтверждают тот факт, что на горизонте 1000 м скорость течений лишь в редких случаях превышает 3−4 см/с, в среднем же она составляет около 1,5 см/с?п]. В проливах, естественно, скорость увеличивается даже и в придонной части.

3.1. Расчёт геострофической циркуляции.

В настоящей работе reoстрофическая циркуляция центрального и восточного бассейнов также исследовалась на основе динамического метода [] 16, 55]. Для сравнения результатов с полученными ранее, целесообразно было выбрать ту же самую от счётную поверхность -1000 мб. Следует заметить, что преимущественное большинство гидрологических измерений проводилось до глубины 500−1000 м. Глубже 1000 м наблюдения выполнялись лишь отдельными судами. Это обстоятельство само по себе приводит к необходимости выбора отсчётной поверхности в слое 500−1000 м. При наличии таких наблюдений не было большого смысла полагать отсчётную поверхность ниже 1000 м, либо вести расчёты течений по полю плотности от дна, например, на основе метода A.C. Саркисяна ?45 ]. Хотя метод Саркисяна избавляет от необходимости выбора отсчётной поверхности, так как расчёты ведутся от дна, а кроме того, обладает другими преимуществами: учитывает влияние рельефа дна, прямой эффект касательного напряжения ветра, всё же отсутствие точных значений плотности в каждом узле ниже 1000 м и неизбежность получения их посредством экстраполяции приводит к большим относительным ошибкам в определении градиентов плотности, в связи с тем, что сами градиенты (как уже указывалось) в глубинном слое очень малы, а ошибка, с которой можно получить значения плотности в этом слое, будет существенной.

В численной схеме решения уравнений для определения поверхности уровня моря и значений компонентов reoстрофической скорости ниже поверхности моря по методу А. С. Саркисяна производные от плот ности заменяются конечными разностями. Для подтверждения сказанного выше были выполнены оценки относительных ошибок в вычислении центральных конечных разностей плотности, под которыми понималось отношение среднего квадрата ошибки в вычислении конечных разностей к среднему квадрату самой конечной разности.

Можно полагать, что значения плотности воды на любом горизонте в каждом узле сетки? ,^, ^. .. и т. д. получены с некоторой ошибкой %, , Ч, з ". и т. д. Ошибки в определении плотное-ти случайные в том смысле, что они не коррелируют между собой, а также с истинным значением плотности. Тогда средний квадрат центрального разностного отношения для середины интервала б/ между двумя узлами вдоль любой из координатных осей будет: 2 I с*.

Если считать, что дисперсия плотности примерно одинакова в разных точках поля, так же, как и средний квадрат ошибки, то тогда средний квадрат разностного отношения можно записать следующим образом: ?(^-КСО+Ч*).

С = е где (эг~ дисперсия плотности, а К (^) — корреляционный момент, т. е. значение пространственной корреляционной функции, соответствующее расстоянию, равному шагу сетки б .

Отношение среднего квадрата ошибки к среднему квадрату истинной конечной разности (относительная ошибка в вычислении конечной разности 6) выразится следующим образом: е =.

Если же разделить обе части равенства на дисперсию, то.

— 696 У er2, er2, ' i-жг)' где H (J<) — есть коэффициент корреляции в поле плотности, соото Ч2, ветствугощий расстоянию С «а^z — относительная ошибка определения плотности (отношение среднего квадрата ошибки плотности к дисперсии плотности) в узлах сетки. Величина показывает, во сколько раз относительная ошибка увеличивается при переходе от самих значений плотности к значениям конечных разностей плотности. Шаг сетки t в данном случае составляет около III км (одноградусная сетка). Такому расстоянию соответствуют значения коэффициентов корреляции 0,2 — 0,3. Следовательно, величина ^ составляет 1,2 — 1,6.

Для того, чтобы оценить относительную ошибку значений плотности в узлах выбранной сетки, были вычислены дисперсии плотности в тех узлах, где имелось не менее 10 значений плотности, полученных в разные годы, но в одном и том же сезоне (зимой или летом). Вычисленные значения дисперсий для трёх горизонтов: 20, 300 и 1000 м приведены в табл. 3.1. Из этой таблицы видно, что дисперсия быстро убывает с глубиной и на горизонте 1000 м представляет собой величину небольшую.

Оценить средний квадрат ошибки в определении плотности в узлах сетки трудно. Всё же можно полагать, что ошибка в определении температуры воды, учитывая ошибку наблюдений и ошибку интерполяции, составляет не менее 0,08°- 0, Ю°С, а солёности — 0,02 — 0,03 $в.

В тех диапазонах температуры и солености, которые характерны для Средиземного моря, изменению температуры на 0,1°С соответствует изменение плотности на 0,03 усл.ед., а изменению солёности на 0,03%о — изменение плотности на 0,02 усл.ед. (даже несколько больше). При таких средних ошибках значений температуры и солёности в узлах сетки средний квадрат ошибки плотности будет около гее).

— 151-Заключение.

Анализ результатов глубоководных наблюдений, производившихся в восточной части Средиземного моря судами разных стран, расчет циркуляции вод, исследование процессов зимней плотностной конвекции и компонентов бюджета теплоты, выполненные в настоящей работе, позволяют сделать следующие выводы:

1. Геострофическая циркуляция вод центрального и, в особенности, восточного бассейнов Средиземного моря является устойчивой. Основные черты этой циркуляции — обширный циклонический круговорот моря Леванта, циклонический круговорот в Ионическом море и антициклонические круговороты в Ливийском море и у берегов Египта сохраняются в оба сезона (зимний и летний) почти неизменными. Междугодичные изменения в географическом положении этих круговоротов также невелики, изменяется лишь конфигурация линий тока и величина скоростей.

В среднем скорость геострофического течения в верхнем слое составляет 5−10 см/с в Ливийском море, 15−25 — у берегов Египта и достигает 35−40 см/с в восточной части моря Леванта. В проливах Критской островной дуги и в Эгейском море величина геострофических скоростей изменяется от 10−15 до 30 см/с.

2. Направление вертикальных составляющих скорости, вычисленных на основе уравнения неразрывности, соответствует основным особенностям горизонтальной циркуляции. Области подъёма воды хорошо совпадают с циклоническим круговоротом моря Леванта и ложбиной динамического рельефа в центральном бассейне. В Ливийском море и районах, расположенных вдоль берегов моря Леванта, т. е. в антициклоническом и по периферии циклонических круговоротов происходит опускание воды с поверхности вглубь. Величины вертикальной составляющей скорости имеют порядок 10″ ® — 10″ «^ см/с.

3. Особенности циркуляции воды очень хорошо согласуются с толщиной верхнего однородного слоя летом, когда отсутствует вертикальная плотностная конвекция и положение границы слоя температурного скачка обусловлено только динамикой вод. Везде вдоль гребня динамического рельефа толщина верхнего изотермического слоя превышает 25 м, в центрах антициклонических круговоротов южной части моря она превышает 40 м, достигая в отдельных районах 55 м. Вдоль ложбины динамического рельефа толщина изотермического слоя составляет всего 10−15 м, а вблизи центров циклонических круговоротов менее 10 м, в некоторых же случаях в этих районах слой температурного скачка начинается прямо от поверхности.

4. Чисто дрейфовые течения на поверхности в среднем составляют около 5 см/с и в центральном и восточном бассейнах болыщга часть года почти совпадают по своему направлению с геострофическими течениями. Повторяемость сильных ветров в рассматриваемом районе даже зимой не превышает Все же в редких случаях при наличии глубоких циклонов над центральным бассейном и морем Леванта могут наблюдаться штормовые ветры, обусловливающие развитие значительных скоростей чисто дрейфового течения на поверхности, скорости которого достигают 50−70 см/с. В связи с тем, что направление этого течения совпадает с геострофическим переносом, суммарное поверхностное течение может возрастать до 80, а в море Леванта до 100 см/с.

5. Высокая соленость верхнего слоя воды приводит к развитию глубокой зимней конвекции во. всей восточной части Средиземного моря. Толщина зимнего гомогенного слоя составляет 60−70 м вблизи Тунисского пролива и увеличивается в направлении на восток. В Ионическом море она около 100, в морях Леванта и Эгейском более 100, по оси ложбины динамического рельефа достигает 150, в центре левантийского циклонического круговорота превышает 200 м. Особенно глубокая конвекция развивается севернее Критской островной дуги, где.

— 153она превышает 300, а в отдельные годы 400−500 м.

6. Количество теплоты, которое море должно отдать для того, чтобы зимняя конвекция достигала ядра левантийской промея^уточной воды, условно названное в настоящей работе показателем обновления промежуточной водной массы, изменяется по рассматриваемой акватории в широких пределах. Наименьшие значения показателя обновления о менее 30 ккал/см обнаружены в центре левантийского циклонического круговорота. Изолиния 40 ккал/см^ очерчивает довольно обширную площадь внутри этого круговорота. Следовательно, именно здесь должно происходить формирование промежуточной воды каждую или почти каждую зиму. Показатель обновления промежуточной водной массы увеличивается в южной и юго-восточной частях моря Леванта до 60, местао ми до 70, а в антициклонических круговоротах даже до 90 ккал/см .

7. Результаты выполненных расчётов показали, что гипотеза С. А. Моркоса об аналогии в развитии глубокой конвекции в северной части моря Леванта и у берегов Египта является неверной. Несмотря на интенсивное испарение в южной и, особенно, юго-восточной частях моря Леванта, поступление сюда воды с запада обусловливает несколько иную стратификацию солёности, в результате чего в этих районах потери теплоты в атмосферу за холодное полугодие должны быть, по крайней мере, вдвое больше, чем в центрах циклонических круговоротов для того, чтобы плотностная конвекция достигла глубины ядра промежуточной водной массы.

8. Расчёт бюджета теплоты показывает, что наименьшие потери теплоты в атмосферу за холодное полугодие (за вычетом притока солнечной радиации) наблюдаются в юго-восточной части моря Леванта, где они составляют 30−35, а вблизи берегов 27−28, в северной часр ти 50−55 ккал/см. Максимальных значений теплоотдача за зиму достигает к северу от Критской островной дуги, где она везде около.

— 15 460 ккал/см^.

9. Полученные результаты позволяют критически оценить взгляды разных авторов на процессы формирования левантийской промежуточной воды и географическое положение источников формирования. Мнение Г. Бюста относительно того, что образование этой водной массы происходит на севере моря Леванта по обе стороны от о. Родос, является лишь отчасти справедливым. Источник формирования представляет собой более обширный район, так как фактические потери теплоты за зиму превышают показатель вентиляции промежуточного слоя на акватории, охватывающего центральные части циклонических круговоротов моря Леванта и Критского бассейна Эгейского моря.

10. Отклонения теплового бюджета от его средних многолетних значений за холодный период года в основном обусловлены аномалиями температуры воздуха. Устойчивость значительных аномалий температуры воздуха, достигающих 2−3°С, не каждую зиму одинакова, но в отдельные годы аномалии одного знака сохраняются в течение 4-х и даже 5-ти месяцев холодного полугодия. В такие сезоны отклонения теплоо вого бюджета от нормы составляют 15−20 ккал/см. Междугодичные колебания бюджета теплоты приводят к тому, что в суровые зимы формирование промежуточной воды может происходить в море Леванта почти и и и и и Т" везде, за исключением южной и крайней восточной его частви. В мягкие зимы обновление промежуточной воды происходит на небольшой площади — только в центрах левантийского и критского круговоротов.

11. В центре критского циклонического круговорота (36−37° с.ш.,.

26° в.д.) фактическая теплоотдача за холодный сезон в особо сурор вые зимы превышает 70 ккал/см, что значительно превышает показатель обновления промежуточной воды и оказывается достаточным для развития здесь конвекции до 1000 м и даже несколько глубже. В такие зимы, следовательно, этот район является одним из источников формирования глубинной воды восточной части Средиземного моря.

Других возможных источников образования глубинной воды на рассматриваемой в настоящей работе акватории не обнаружено.

12. Достоверность полученных результатов исследования процессов и источников формирования промежуточной водной массы подтверждается удовлетворительным согласием с наблюдениями.

1. Атлас океанов. Атлантический и Индийский океаны. Под ред. С. Г. Горюнова. Л.: изд. Главного управления навигации и океанографии Министерства обороны СССР, 1977. — 306 с.

2. Атлас теплового баланса океанов. Под ред. А. Г. Колесникова.-Севастополь: изд. МГИ АН УССР, 1970. 31 с, 52 карты.

3. Атлас физико-географических данных Средиземного моря. Управление начальника Гидрографической службы Военно-Морского Флота. Л., 1957.

4. Беляев В. И. Обработка и теоретический анализ океанографических наблюдений. Киев: «Наукова думка», 1973. — 295 с.

5. Богданова А. К. Гидрология Босфора и прибосформкого района Чёрного моря. В сб.: Водообмен через Босфор и его влияние на гидрологию и биологию Чёрного моря. Киев, «Наукова думка», 1969, с. 5−121.

6. Богданова А. К. Основные черты гидрологии и водообмена Суэцкого канала. В сб.: Биология моря. — Киев, «Наукова думка», 1970, вып. 21, с. 3−41.

7. Богданова А. К. Особенности гидрологической структуры района Тунисского пролива. В сб.: Океанографические исследования в Тунисском проливе. Киев, Наукова. пумка", 1971, с. 9−25.

8. Булгаков Н. П. Конвекция в океане. М.: Наука, 1975, — 272 с. 10. Владимирцвв Ю. А. Глубинная циркуляция в Средиземных бассейных Мирового океана, 1966, т. У1, вып. 4.

9. Гидрология Средиземного моря. Под ред. В. А. Букова, 1976, 375 с.

10. Гирис М. А. Аналогии в океанографических процессах Средиземного моря и в эстуариях. Вести. Московск. ун-та, География, № 2,1973s.

11. Границы морей и океанов. Спец. выпуск № 23. Монако, изд. Международного гидрографического бюро, 1953.

12. Добровольский А. Д. Об определении водных масс. Океанология, 1961, т.1, № 01, с. 12−24.

13. Зубов H.H. Динамическая океанология. М.-Л.: Гидрометеоиздат, 1947. 426 с.

14. Зубов H.H., Мамаев О. М. Динамический метод вычисления элементов морских течений. Л.: Гидрометеоиздат, 1956. — 115 с.

15. Зубов H.H. Океанологические таблицы. Л.: Гидрометеоиздат, 1957. 406 с.

16. Конвективное перемешивание в море. Под ред. А. Д. Добровольского. М.: изд. МГУ, 1977. — 237 с.

17. Красюк B.C., Саускан Е. М. К расчету скорости ветровых течений в океане. Метеорология и гидрология, № 9, 1970, 68−74 РР.

18. Макаров С. О. Об обмене вод Чёрного и Средиземного морей.-Приложение к.т.п. «Записок АН», 1885, № 6, с. I-I47.

19. Мамаев О. И. Нулевая поверхность Мирового океана. Изд. МГУ, 1962. 219 с.

20. Мензин А. Б., Москаленко П. В. Расчет ветровых течений Средиземного моря методом электрического моделирования. Океанология, ХХП, № 5, 1982.

21. Метеорологические условия над Тихим океаном. В кн.: Тихий океан, т. I. Под ред^ В. С. Самойленко. М., Наука, 1966. 395 с.

22. Михайлов О. В. Рельеф дна Средиземного моря. В сб.: Основные черты геологического строения гидрологического режима и биологии Средиземного моря.М., Наука, 1965, с. 10−19.-15 825. Морской атлас, т. 1−2. Изд. МШ, Л., 1953.

23. Москаленко A.B., Овчинников И. М. Водные массы Средиземного моря. В сб. «Основные черты геологического строения, гидрологического режима и биологии Средиземного моря», изд-ва «Наука», М., 1965.

24. Москаленко Л. В. Установившиеся ветровые течения в восточной половине Средиземного моря. Океанология, 1974, т. 14, № 4, с. 614 618.

25. Овчинников И. М., Плахин Е. А. Распространение атлантических и левантийских вод в Средиземном море. Океанология, № 4, 1963.

26. Овчинников И. М., Плахин Е. А. Исторический обзор гидрологических исследований в Средиземном море. В сб.?Основные черты гео-логич.строения, гидрологического режима и биологии Средиземного моря". Изд-во «Наука», М., 1965.

27. Овчинников И. М., Федосеев А. Ф. Горизонтальная циркуляция вод Средиземного моря в летний и зимний сезоны. -В сб.: «Основные черты геологического строения, гидрологического режима и биологии Средиземного моря» .М., Наука, 1965, с. I07-II8.

28. Овчинников И. М., Плахин Е. А. 0 формировании глубинных водных масс Средиземного моря. Океанология, 1965, т.5, № 4, с. 625 634.

29. Овчинников И. М. Циркуляция в поверхностных и промежуточных слоях Средиземного моря. Океанология, 1966, т.6, № I, с.62−75.

30. Овчинников И. М. Водный баланс Средиземного моря. Материалы Всесоюзного симпозиума по изученности Чёрного и Средиземного морей, использованию и охране их ресурсов. 4.1. — Океанография. Киев, «Наукова думка», 1973, с. 3−18.

31. Овчинников И. М. К вопросу о водном балансе Средиземного моря. Океанология, 1974, т. 14, К° 2, с. 250−255.

32. Овчинников И. М. Гидрофизическая экспедиция в район Тунисского пролива Средиземного моря (18-й рейс Н С, Академик Курчатов). -Океанология, 1975, т.15, № 2, с. 356−359.

33. Овчинников И. М. К вопросу о водообмене через Гибралтарский пролив. ДАН СССР, 1975, т. 220, № 3, с. 703−706.

34. Овчинников И. М. Циркуляция поверхностных вод Средиземного моря. Тр. ГОИН, 1975.

35. Овчинников И. М. Циркуляция вод Средиземного моря. Юбилейный сборник Южного отделения ИОАН «Гидрологические и геологические исследования Средиземного и Черного морей», 1975.

36. Овчинников И. М. Формирование промежуточных вод в Средиземном море. Океанология, 1984, т.26, № 2, с. 217−225.

37. Плахин Е. А. Некоторые замечания о глубинных водных массах восточного бассейна Средиземного моря. Вестник МГУ, серия геогр., 1965, № 5, с. 27−32.

38. Плахин Е. А. Формирование характеристик глубинных вод Средиземного моря в условиях развития конвективного перемешивания.-Океанология, 1971, т. II, вып. 4, с. 623−628.

39. Плахин Е. А. Зимняя вертикальная циркуляция в Средиземном море. Океанология, 1972, т.12, вып. 3, с. 407−416.

40. Площади и объемы Средиземного и Чёрного морей. Океанология, 1965, т.5, вып.6, с. 987−992. Авт.: Гончаров В. П., Емельянова Л. П., Михайлов О. В., Цыплев Ю.И.

41. Самойленко B.C. Формирование температурного режима морей. М., Гидрометеоиздат, 1959. 144 с.

42. Саркисян A.C. Численный анализ и прогноз морских течений. Гидрометеоиздат, Л., 1977.

43. Синоптический бюллетень. М.: изд. ГМЦ СССР, 1970;77 гг.

44. Оуховей В. Ф. Изменчивость гидрологических условий Атлантического океана. Киев: Наукова думка, 1977, 215 с.

45. Суховей В. Ф. Некоторые результаты трёхмерного объективного анализа гидрологических полей в Северной Атлантике Труды ГОИН, 1979, вып. 146, с. 48−55.

46. Таслаков Ц. Д., Трухчев Д. И. Числены методи за определяне на вертикалната компонента на скоростта на течениета. Океанология, 1980, № 7, с. 24−28.

47. Тимофеев H.A. 0 составляющих внешнего теплового балансу океанов. В кн.: Морские гидрофизические исследования, if1 I. Севастополь, изд. МГИ АН УССР, 1970, с. 148−165.

48. Тимофеев H.A. Радиационный режим океанов. Киев: Наукова думка, 1983. — 247 с.

49. Филюжкин Б. Н. Океанографическая изученность Средиземного моря. Тр. И0 АН, 1962.

50. Фомин Г. М. Теоретические основы динамического метода и его применения в океанологии. М., Изд-во АН СССР, 1961. 190 с.

51. Шлямин Б. А. Гидрометеорологические характеристики Средиземного моря. Тр. Гос. Ки-та океанограф. АН СССР, вып. 18(25), 1949.

52. Anati D., Stommel Н. The initial phase: of deep water formation in the northwest Mediterranean, duringMEDOC, 69, on. the: basis o?. observations: madeby Atlantis II (oan. 25−1^.12,1969) -Cah. Oceanogr.-1970, vol. 22, N 4-, p.343 351.

53. Joseph I. Project of scientific operational programme CIM. Newsletter of cooperative investigations of the Mediterranean, 1971 N 2, p. 23−56.

54. Lacombe H. Contribution aletuoe du regime du detroit de Gibraltar. 1-Etude dynamique. Cah. Oceanogr. COEC, 1961,15(2): 75−107.

55. Lacombe H. Le detroit de Gibraltar. Oceanographie physique Notes et Memoires du Service Geologique du Marco, 1971, N 222 bis, p.11−146.

56. Lacombe H., Tchernia P. Caracteres Hydrologiques et circulation des Eaux en Mediterranee.-The Mediterranean Sea edit.D.J Stenley, Stroudsburg, pa.1972,p.25−36.

57. Lacombe H. Deep effects of the Energy Transfers across the sea surface: the formation of Deep Waters. The Western Mediterranean, as an example.-Process Verbaux,(IAPSO First Special Assambly at Melbourne), 1974"vol.15,N 15, p.52−85.

58. Marsigly L.F. Histoire physique de la mer. Amsterdam, 1725″.

59. Morcos S.A. On the origin of the Mediterranean Intermediate water IAPO, General Assemoly. 10UG, Abstracts of papers, vol.5 (126), Barn, 1967a.

60. Morcos S.A. Sources of Mediterranean intermediate water in the Levantine Sea.-Studies in physical oceanography, attribute to Georg Wust on his 80th birthday, 1972,2,p.185−206.

61. Novel E. Eight NATO expeditions explore the Mediterranean. Atlant. Community Quart, 1970, vol.8,N 1, p.120−127.-16 269″ Nielsen J.N. Hydrography of Mediterranean and adjacentwaters^-Rep. Danish Oceanographic Expedition 1908;1910,vol.1,pp.77−191,1912.

62. Pollak M.I. The sources of the deep water of the Eastern Mediterranean Sea.-J. Marine Research, 1951, vol.10,N 1, p.128−152.

63. Processus de formation des eaux oceaniques profondes en particulier en Mediterranee occidentale. Paris 4−7 oct.1972.-Colloq. Intern. CNRS, 1974;, N 215,275p.

64. Sankey T. The formation of deep water in the Northwestern Mediterranean.-Progress in Oceanography, 1973, vol.6, Pergamon Press p.159−180.

65. Saunders P.M. Space and time variability of temperature in the outer ocean. Deep Sea Res., 1972, vol.19,N 7, p.467−480.

66. Schott G. Die Gewasser des Mttelmeers.-Ann.d.Hydr.und Marit. Meteor, 1915, vol.43,N 1,2,p.1−18,49−79.

67. Voorhis A.D., Webb D.C. Large vertical currents observed in a winter sinking region of the Northwestern Mediterranean.-Cah. 0clanogr.1970,vol.22,N 6, p.571−580.

68. Wust G. Sulle component i de bilancio idrico fra atmosfera oceans e Mediterraneo.-Ann.Inst.Univ.Navale, NapoIi, 1959, vol.28, p.371−386.

69. Wust G. Die Tiefenzirkulation des Mittellandischen Meers in den kernschichten des Zwischen-und des Tiefenwassers. Dtsch. hydrogr. Zs.13:105−131,1960.

70. Wust G. On the vertical circulation of the Mediterranean Sea.-I.Geophys.Res., 1961, vol.66,N 10, p.3261−3271.