гідрологічний режим

1. МАТЕМАТИЧНЕ МОДЕЛЮВАННЯ ТЕМПЕРАТУРНОГО РЕЖИМУ І ТЕПЛОВОЇ БАЛАНС АЗОВСЬКОГО МОРЯ
2. Матеріал і методи
3. Результати та обговорення
4. Висновок

МАТЕМАТИЧНЕ МОДЕЛЮВАННЯ ТЕМПЕРАТУРНОГО РЕЖИМУ І ТЕПЛОВОЇ БАЛАНС АЗОВСЬКОГО МОРЯ

На основі розглянутої в роботі математичної моделі температурного режиму Азовського моря розрахована динаміка температури води і елементів теплового балансу за період 1920-2008 рр. Проведено порівняння отриманих результатів з літературними джерелами та первинними даними з бази даних Південного наукового центру РАН. Показано, що модель адекватно відображає зміни температурного режиму і теплового балансу, що спостерігаються тенденції зниження солоності, потепління клімату, посилення циклонічної діяльності, збільшення кількості опадів і зниження вітрової активності в азовському регіоні в сучасний період.

Моделювання кліматичних змін стало чи не основним дослідницьким методом в XXI столітті. При цьому далеко не завжди для оцінки реальних ефектів використовується база даних, зібрана в експедиціях за тривалий період часу.

У 2005 р Південний науковий центр РАН, Мурманський морський біологічний інститут КНЦ РАН спільно з Лабораторією морського клімату Національного центру океанографічних даних (НОАА, США) почали роботу по формуванню бази даних океанографічних спостережень в Азовському морі. Результатом стало видання Кліматичного атласу Азовського моря 2006 ( Matishov at al., 2006 ), Який містив первинні дані по 14289 станцій. У 2006-2007 рр. робота з пошуку і архівації даних була продовжена, підготовлена ​​нова версія бази даних, представлена ​​в кліматичних атласі Азовського моря 2008 ( Matishov at al., 2008 ), Яка містить 34517 морських станцій і 89203 спостережень на берегових постах за період 1891-2006 рр. (Відповідно до малюнком 1, таблицею 1).

Примітка: * - в чисельнику вказано кількість вимірювань в море, в знаменнику - на берегових постах.

Для розрахунку температури води Азовського моря в рамках боксової моделі гідрологічного режиму запропонована математична модель, заснована на рівняннях теплового балансу. З її допомогою для трьох типів років, які можна характеризувати як середні, теплі і холодні, виконаний розрахунок температурного і льодового режимів Азовського моря ( Матішов і др., 2006 ).

Мета цієї роботи - верифікація розробленої моделі температурного режиму для періоду, найбільш забезпеченого даними (1920-2006 рр.) І спільний аналіз (даних спостережень і модельних траєкторій) багаторічних тенденцій зміни температурного і льодового режимів, елементів теплового балансу моря.

Матеріал і методи

База даних (БД) ЮНЦ РАН містить майже 120 тис. Океанографічних та гідрологічних станцій за період c 1891 року по теперішній час (літературні дані, Інтернет - ресурси та матеріали експедиційних досліджень ПНЦ РАН і АФ ММБІ), з інформацією по гідрології, гідрохімії і метеорології , а також чисельності, біомасі і видовому складі гідробіонтів (всього майже 100 параметрів). Всі дані можна розділити на дві великі категорії: регулярні спостереження на прибережних гідрометеорологічних станціях (ГМС) і експедиційні матеріали. Температура води - найчисленніший параметр в БД. Недоліком наявних даних є їх не регулярне розподіл в часі і просторі, що ускладнює необхідне для кліматологічного аналізу осреднение. Є значні розриви в тимчасовому ряді спостережень, які поки не вдалося заповнити. Найбільш забезпечені даними періоди 1926-1935 рр., 1946-1960 рр., 1970-1980 рр. і 1998-2007 рр. Для прибережних ГМС є дані тільки для окремих років (1937-1939 рр., 1950-1954 рр., 1958 р 1969-1971 рр., 1974-1975 рр.), В основному це температура поверхневого шару і метеорологічні параметри.

Для роботи з БД із застосуванням сучасного програмного забезпечення розроблена комп'ютерна система, що включає три взаємопов'язані блоки (модуля):
1) власне океанографічну базу даних;
2) комплекс програм для роботи з табличною інформацією;
3) орієнтований на сучасні географічні інформаційні системи (ГІС) комплекс програм для обробки просторово-розподіленої інформації.

Інформація в БД зберігається у вигляді традиційних порейсових масивів ( «in situ»). На жаль, для ряду даних, отриманих з різних джерел, частина ознак (наприклад, назва рейсу) втрачена. У цьому випадку дані формуються в межах періоду щодо безперервних спостережень. Також в межах декількох місяців (року) формуються дані прибережних спостережень ГМС.

Програма, яка забезпечує роботу з БД, реалізована в середовищі Access 2000. Просторова прив'язка даних здійснюється за допомогою ГІС ArcGIS 9.2 на батиметричної карті Азовського моря. Оскільки ГІС надає можливість роботи з базами Access, то така інтеграція дозволяє використовувати широкий набір інструментів просторового аналізу ГІС для роботи з даними.

Модель температурного і льодового режимів Азовського моря вбудована в гідрологічний модуль боксової моделі Азовського моря, який крім цього включає балансові моделі водного обміну і режиму солоності.

Горизонтальне районування водного об'єкта, розподіл його на райони (бокси) (відповідно до малюнком 1) проводиться з метою виділення головних океанографічних рис морської системи - структури водних мас, особливостей циркуляції вод, рельєфу берегів і дна, стійких закономірностей просторового розподілу океанографічних полів, які проявляються на усереднених картах. Всього виділено 30 районів.

Оцінка водного обміну між боксами заснована на наступному рівнянні водного балансу (1):

де i, j - номери районів; Vi, Ai, Hi - обсяг, площа і середня глибина, відповідно; Qji - приплив води з j-го району в i-й; Qij - відтік води з i-го району в j-й; Qi0 - відтік води в Чорне море; QFi - річковий стік; QPi - опади; QEi - випаровування; QBSi - надходження водних мас з Чорного моря.

Водообмін за певний період через кордон, наприклад між i-м і j-м районами, розділений на адвектівную складову і перемішування - водний потік, що має протилежний зміст і однакову величину (2).

Тут Ri - загальний потік, що випливає за певний проміжок часу з i-го району, αij - його частка, спрямована в j-й район. Якщо позначити через αi0 - частина потоку, спрямованого за межі водоймища, то Qi0 = αi0Ri, при цьому справедливо Σ jαij + αi0 = 1. Таке спрощення дозволяє замінити балансові співвідношення (1) системою лінійних рівнянь (3) щодо величин Ri.

Зміна обсягу районів (dVi / dt) вважається відомою функцією часу і відображає сезонну і міжрічних динаміку зміни рівня (dHi / dt).

Особливості водообміну між районами в різні часові періоди регулює матриця U (тобто значення параметрів αij), яка може бути змінена в залежності від переважаючого характеру течій.

В результаті рішення системи рівнянь (3) виконується узгодження наявних уявлень про циркуляції водних мас (параметри водообміну αij, αi0) і екзогенних характеристик (прісний стік, опади, випаровування, надходження чорноморських вод через Керченську протоку).

Для уточнення параметрів водообміну між районами рівнянь водного балансу недостатньо, так як водні потоки, що імітують горизонтальне перемішування водних мас, не впливають на баланс води (тобто Dji = Dij) і з рівнянь виключаються. Тому одночасно з рівняннями водного балансу розглядаються також балансові співвідношення для речовин, що володіють консервативними властивостями і грають роль трассеров для маркування переміщення водних мас. Для Азовського моря в якості трасера ​​використовується сума іонів (солоність, ‰). Рівняння балансу для опису динаміки таких речовин мають вигляд (4):

де Ci - середня по району концентрація речовини-трасера; Mi - його запас; Wji, Wij - потоки речовини при переміщенні водних мас між районами (адвекція і перемішування); W0i - екзогенне надходження речовини (з річковими водами, з опадами і з Чорного моря, відповідно, так як концентрація солей в опадах і річкових водах незначна, то значення має тільки надходження солей (в концентрації CiBS) з чорноморськими водами, в цьому випадку Fi = QiBSSiBS); Wi0 - винос речовини з водними масами в Чорне море.

Водні потоки, введені для імітації перемішування (вітрове перемішування, наганянь зганяння явища) і виключені з рівнянь водного балансу, в рівняннях балансу речовини-трасера ​​повинні бути враховані. Для їх параметризації застосовується такий підхід Dij: Dji = Dij = D0 (t) δijAij, де D0 (t) - середня для всього водойми, але залежить від часу (сезону), швидкість горизонтального перемішування, δij - безрозмірний параметр для локальної корекції інтенсивності перемішування ; Aij - площа кордону між районами.

Балансові співвідношення (4) являють собою систему лінійних диференціальних рівнянь (5):

Процедура калібрування параметрів моделі водообміну полягає в проведенні ряду обчислювальних експериментів з розрахунку солоності із застосуванням моделі (1-5), порівнянні результатів розрахунку з даними спостережень, усередненими по кожному компартментом і за відповідний період, коригування параметрів αij і Dji до тих пір, поки різниця між розрахунковими значеннями і даними не буде менше деякої величини, прийнятої в якості задовільної точності модельного наближення.

Зміна запасу тепла в кожному районі в результаті водного обміну між ними і припливу тепла з водними масами ззовні описується наступним варіантом системи рівнянь (4):

де: - температура річкової води, опадів і водних мас, що надходять з Чорного моря, відповідно (0K); ρw - щільність води (г / см3); cw = 4.2 * 10-3 - теплоємність води (кДж / г / град).

Для вирішення системи рівнянь (4) - (6) в інтервалі (t + dt) використовується чисельний метод, запропонований в роботі В.В. Селютіної ( Матішов і др., 2006 ). При цьому отримуємо оцінку зміни солоності (ΔadvSi) і температури води ΔadvTi в результаті адвекции і перемішування водних мас (7):

Тут Vi (t + dt), Vi (t) - обсяги районів до і після розрахунку, аналогічно Si (t + dt), Si (t) - солоність, Ti (t + dt), Ti (t) - температура води.

Значення температури води і солоності на наступному часовому кроці визначаються з урахуванням впливу водообміну, обмінних процесів з атмосферою, фазових переходів в системі "вода-лід" наступними співвідношеннями (8):

а) для ділянок без льоду (номер району тут і далі опущений):

б) для ділянок, вкритих льодом:

де T, S - відповідно, температура (0K) і солоність (‰) води; SI - середня солоність (‰) льоду; Bw, Bi - зміна температури за рахунок припливу тепла до водної поверхні, вільної від льоду і вкритій кригою, відповідно; iTW, iTI - інтенсивності зменшення температури води за рахунок турбулентному-конвективного (контактного) теплообміну в районах, відповідно, вільних від льоду і покритих льодом; iW - інтенсивність зменшення температури води за рахунок теплового випромінювання водної поверхні; kI - швидкість виходу солей з льоду; VI - обсяг льоду (км3); Tf. - температура замерзання морської води ( Вінніков, Проскуряков, 1988 ); ΔTI - потоки тепла, виражені в одиницях зміни температури води, пов'язані з процесами освіти і танення льоду.

Зупинимося детальніше на параметризация потоків тепла через кордон «вода-лід-атмосфера». Зміна температури за рахунок зовнішнього припливу тепла до поверхні води, вільної від льоду, визначається поглиненої частиною сумарної сонячної радіації (GS), протівоізлученіем атмосфери (GA), припливом тепла при турбулентному-конвективному теплообміні (GTW), витратами тепла на випаровування (GE).

Тут αW - альбедо води; TA - температура повітря (0K); kT = 2,592 * 106 (з / міс); cA = 1,0 * 10-3- теплоємність повітря (кДж / г / град); ν - швидкість вітру (див / с); St = 1,7 * 10-3 - постійна Стентона; ρA = 1,23 * 10-3 - щільність повітря (г / см3).

Протівоізлученіе атмосфери задано напівемпіричної формулою Брента ( Краус, 1976 ):

де σ = 1,47 * 10-8 - постійна Стефана-Больцмана (кДж / см2 / міс / град4), n -балл хмарності (частки 1), eW (TA) - тиск насиченої водяної пари на висоті 2 м від поверхні води при температурі повітря (TA), розраховується за формулою, наведеною, наприклад в ( Макштас, 1984 ), F - відносна вологість повітря (частки 1).

Витрати тепла на випаровування розраховується за формулою ( Вінніков, Проскуряков, 1988 ):

де qE - шар води, що випарувалася, мм / сут, eW (T) - тиск насиченої водяної пари на рівні поверхні води, ν - швидкість вітру (м / с), Lw = 2,55 - прихована теплота пароутворення (кДж / г).

Зміна температури за рахунок зовнішнього припливу тепла до поверхні води, вкритій кригою, залежить тільки від припливу тепла за рахунок турбулентному-конвективного теплообміну через лід (GTI).

де cI = 2,09 - теплопровідність льоду (Вт / м / град); cS = 0,31- теплопровідність снігу (Вт / м / град); hI - товщина льоду (см); hS - товщина снігу (см).

Теплове випромінювання водної поверхні (GW) розраховується за формулою:

де δW = 0,91 - коефіцієнт сірості для води, інші позначення введені вище.

Динаміка льоду описується двома макрохарактеристик - товщиною і Льодовитого (частка площі району, зайнята льодом). В основу моделі льодового режиму покладено кібернетичний підхід, коли процеси танення або замерзання льоду зверху, знизу або збоку реалізовані у вигляді послідовно виконуваних кроків загального алгоритму розрахунку товщини льоду і льодовитості ( Матішов і др., 2006 ).

Для розрахунку температурного і льодового режимів в якості зовнішніх факторів використовуються сумарна сонячна радіація, температура і відносна вологість повітря, хмарність, швидкість вітру, температура річкових і чорноморських вод. В якості основи використовувалися матеріали спостережень прибережних гідрометеорологічних станцій (ГМС), а також інформація з БД (відповідно до таблиці 1).

Для температури повітря відзначається тенденція підвищення (рв відповідно до малюнком 2), а для швидкості вітру - зниження (відповідно до малюнком 3) зі зміною напрямку переважаючих вітрів зі східною на західну складову ( Дьяков, 2002 ; Гаргопа, 2003 ; Матішов і ін., 2008 ).

Результати та обговорення

Верифікація моделі температурного режиму полягала в коректування ряду параметрів, зокрема, для витрат тепла на випаровування, що розраховуються за формулою (11), довелося ввести коефіцієнт 0,8 (в роботі ( Трубецкова, Філімонова, 2006 ) Також відзначається, що ця формула дає завищені значення), необхідно було також зменшити теплове випромінювання водної поверхні (коефіцієнт 0,9) і збільшити на 20% протівоізлученіе атмосфери, яка розраховується за формулою (10). Для порівняння використовувалися оцінки середньорічної температури води по 6 ГМС з роботи ( Гаргопа, 2003 ). Між розрахункової середньорічною температурою води і цими даними коефіцієнт кореляції дорівнює 0,86 (відповідно до рисунка 4).

Крім цього, отримані результати порівнювалися з довідковою інформацією з літературних джерел ( Гідрометеорологічний довідник ..., 1962 ; Гідрометеорологічні умови ..., 1986 ; Гідрометеорологія і гідрохімія ..., 1991 ) І первинними даними з БД, узагальненими в роботі ( Matishov at al., 2008 ).

Дані сезонного ходу температури води в ( Гідрометеорологічні умови ..., 1986 ) І ( Гідрометеорологія и гідрохімія ..., 1991 ) Ідентічні, тому на малюнках представлена ​​одна крива для ціх джерел. Дані для січня и лютого по акваторії Таганрозької затоки (ТЗ) в ( Гідрометеорологічній довідник ..., 1962 ) Відсутні, а в ( Гідрометеорологічні умови ..., 1986 ; Гідрометеорологія и гідрохімія ..., 1991 ) Чи не наведено дані для січня-березня по ТЗ и власне моря (СМ), и в грудні по ТЗ, тому в цею период порівняння результатів розрахунку можна Було провести только з інформацією з ( Matishov at al., 2008 ) (Відповідно до малюнка 5). Сезонний Хід температури води в ТЗ за результатами розрахунку (відповідно до малюнком 5А) зміщеній примерно на місяць з березня по червень и на пів місяця и менше в одному половину року при порівнянні з кривими з джерел ( Гідрометеорологічний довідник ..., 1962 ; Гідрометеорологічні умови ..., 1986 ; Гідрометеорологія і гідрохімія ..., 1991 ). При цьому з кривою, побудованої за даними ( Matishov at al., 2008 ), Спостерігається майже повна схожість в лютому-березні, далі розбіжність аналогічне іншим джерелам. Максимум температури води спостерігається в липні для всіх кривих, при цьому значення максимуму розрахункових даних відповідають ( Гідрометеорологічний довідник ..., 1962 ), А в інших роботах температура на 1.5-2ºС нижче.

Результати розрахунку сезонного ходу температури води для СМ (відповідно до малюнком 5Б) практично ідентичні даними сезонного ходу роботи ( Гідрометеорологічний довідник ..., 1962 з невеликою різницею в холодний період (результат розрахунку на 0,5-1ºС нижче). Криві інших джерел - зміщені вправо, тобто мають більш плавний перехід між холодним і теплим періодами, ніж дані нашого розрахунку і роботи ( Гідрометеорологічний довідник ..., 1962 ), Максимум температури в них на 1-2ºС нижче і відзначається в серпні (на відміну від результатів нашого розрахунку і роботи ( Гідрометеорологічний довідник ..., 1962 ), Де максимум припадає на липень). Таким чином, для моделі в порівнянні з літературними даними характерні більш високі темпи нагрівання навесні і охолодженням з настанням календарної осені.

Однак, при порівнянні багаторічної динаміки розрахункової температури з натурними даними з БД, усередненими в межах місяця (відповідно до малюнком 6), модель показує гарне відповідність. У літній сезон і на початку осені (вересень) спостерігається максимальна відповідність розрахункової і наблюденной температури води, результати розрахунку для квітня і травня знаходяться трохи вище спостережених значень, а в жовтні і листопаді розрахункова крива проходить трохи нижче натурних даних. У холодний період року (відповідно до малюнком 7) даних спостережень за температурою води не багато і практично всі вони відносяться до безледним областям, цим можна пояснити більш низьке положення розрахункової кривої. Збіг області розподілу температури для спостережених значень і результату розрахунку, можна спостерігати в березні, коли льодовий покрив в азовському регіоні сходить нанівець.

В рамках модельних розрахунків була відновлена ​​динаміка льодового режиму Азовського моря (відповідно до малюнком 7). Даних про льодову ситуацію ще менше, ніж спостережень температури води в холодний сезон, тому орієнтуватися доводиться на нечисленні публікації. Однак, при порівнянні результатів розрахунку з дослідженнями робіт ( Гідрометеорологічний довідник ..., 1962 ; Гідрометеорологічні умови ..., 1986 ) Можна відзначити, що модель адекватно розраховує льодову обстановку як для суворих (1927-1928, 1941-1942, 1953-1954, 2005-2006 р. Та ін) так і для м'яких (1935-1936, 1937-1938, 1947- 1948 1954-1955, 2006-2007 р. та ін) зим.

За результатами розрахунку з середини 1980-х відзначається деяке стабільне підвищення середньорічної температури води. Можливо, це пов'язано зі зниженням швидкості вітру в азовському регіоні в сучасний період (найбільш яскраво з 1987 року ( Гаргопа, 2003 ; Матішов і ін., 2008 )). Темпи потепління в даний час знизилися щодо періоду 1960-х - середини 1980-х, збільшилася варіабельність в просторово-часовому розподілі температури води.

Короткоперіодні коливання в рядах складових радіаційного балансу, а також метеорологічних величин (температура повітря, аномалії атмосферного тиску, опади) показують наявність зв'язку між атмосферними факторами і змінами складових радіаційного балансу ( Покровський та ін., 2004 ). Зв'язок довготривалих коливань потоків тепла і опадів з глобальною зміною клімату також відзначена в ряді досліджень, тому було цікаво перевірити її наявність для Азовського моря.

Розрахунок елементів теплового балансу для Азовського моря, на відміну від водного і сольового, в літературі представлений недостатньо. Вдалося знайти лише три роботи, в яких цьому питанню приділено увагу - це фундаментальні видання з гідрометеорології Азовського моря ( Гідрометеорологічний довідник ..., 1962 ) І ( Гідрометеорологія і гідрохімія ..., 1991 ) І стаття ( Спичак, 1963 ), Також відомо про роботу І.Б. Славіна (1965), але знайти її не вдалося.

В рамках моделювання температурного режиму Азовського моря було проведено розрахунок елементів теплового балансу і їх динаміки в часі для періоду 1920-2008 рр. Відзначено статистично значуще зниження витрат на випаровування, збільшення ефективного випромінювання і зменшення радіаційного балансу з плином часу. Перше ймовірно пов'язано із спостережуваним зниженням швидкості вітру в азовському регіоні, друге і третє - з підвищенням температури і збільшенням хмарності.

Крім цього, відзначено деяке зростання поглиненої радіації, що ймовірно пов'язано зі спостережуваним в останній чверті ХХ ст. за даними багатьох актинометричних станцій Росії негативним трендом альбедо в зимовий період ( Покровський та ін., 2004 ), В разі Азовського моря це може бути пов'язано з великою кількістю м'яких зим щодо суворих ( Дьяков і ін .., 2002 ).

Порівняння среднемноголетней річної величини елементів теплового балансу за результатами нашого розрахунку з інформацією, наведеною в літературі, представлено в таблиці 2.

Примітка: СМ - власне море; ТЗ - Таганрозька затока; АМ - Азовське море.

Висновок

Розглянута в роботі математична модель адекватно відображає зміни температурного режиму і теплового балансу, що спостерігаються тенденції зниження солоності, потепління клімату, посилення циклонічної діяльності, збільшення кількості опадів і зниження вітрової активності в азовському регіоні в сучасний період.

В результаті аналізу даних спостережень і результатів розрахунку зроблено висновок про вплив на спостережуване зростання температури води Азовського моря додаткових чинників (крім зафіксованого підвищення температури повітря), а саме:

- в зв'язку з пониженням солоності в сучасний період температура замерзання води підвищилася, що дає статистично більш високу середньорічну температуру води;

- зменшення швидкості вітру призводить до деякого зниження витрат тепла на випаровування, що також може сприяти підвищенню температури.

- в свою чергу посилення циркуляції в азовському регіоні і зростання температури води можуть впливати на зниження радіаційного балансу і зростання ефективного випромінювання.

1. Matishov G., Matishov D., Gargopa Yu., Dashkevich L., Berdnikov S., Baranova O., Smolyar I. Climatic Atlas of the Sea of Azov 2006. G. Matishov, S. Levitus, Eds., NOAA Atlas NESDIS 59, US Government Printing Office, Washington, DC, 2006, 103 pp., CD-ROM.
2. Climatic Atlas of the Sea of Azov 2008. G. Matishov, D. Matishov, Y. Gargopa, L. Dashkevich, S. Berdnikov, O. Baranova, I. Smolyar G.Matishov, S. Levitus, Eds., NOAA Atlas NESDIS 65, US Government Printing Office, Washington, DC, 2008, International Ocean Atlas and Information Series, V. 11, 148 pp., CD-ROM.
3. Матішов Г.Г., Гаргопа Ю.М., Бердников С.В., Дженюк С.Л. Закономірності екосистемних процесів в Азовському морі. М .: Наука. 2006. 304 с.
4. Вінніков С.Д., Проскуряков Б.В. Гидрофизика. Л .: Гидрометеоиздат, 1988. - 247 с.
5. Краус Е. Взаємодія атмосфери і океану. Л .: Гидрометеоиздат. 1976. - 295 с.
6. Макштас А.П. Тепловий баланс арктичних льодів в зимовий період. Л .: Гидрометеоиздат. 1984. - 67 с.
7. Дьяков М.М., Іванов В.А., Горбач С.Б. Сезонна і міжрічної мінливість гідрологічних характеристик прибережної зони Азовського моря // Екологічна безпека прибережної та шельфової зон та комплексне використання ресурсів шельфу: Сб.науч.тр. Вип.1 (6) - НАН України, МДІ, ОФ ІнБПМ, Севастополь, 2002. с. 39-46.
8. Гаргопа Ю.М. Великомасштабні зміни гідрометеорологічних умов формування біопродуктивності Азовського моря. Дисс. Докт. Геогр. Наук., Мурманськ. 2003. 467c.
9. Матішов Г.Г., Матішов Д.Г., Гаргопа Ю.М. Кліматогенних зміни екосистем південних морів в умовах антропогенних впливів // Известия РАН. Серія географічна, 2008. № 3, с. 26-34.
10. Трубецкова М.Д., Філімонова М.К. Про оцінку випаровування з поверхні Каспійського моря в сучасний період // Тр. междун. Наук. Конф. «Екстремальні гідрологічні події в Арало-Каспійському регіоні» (Москва, 19-20 жовтня 2006 року), Москва. 2006. С. 79-84.
11. Гідрометеорологічний довідник Азовського моря. Л .: Гидрометеоиздат. 1962. 853 с.
12. Гідрометеорологічні умови шельфової зони морів СРСР. Т. 3. Азовське море. Л :, 1986. 218 с.
13. Гідрометеорологія і гідрохімія морів СРСР. Т. V. Азовське море. - СПб .: Гидрометеоиздат. 1991. 237 с.
14. Покровський О.М., Махоткина Е.Л., Покровський І.О., Рябова Л.В. Тенденції міжрічних коливань складових радіаційного балансу і альбедо поверхні суші на території Росії // Метеорологія та гідрологія, 2004, № 5. с. 37-46.
15. Спичак М.К. Елементи теплового балансу і їх роль у формуванні гідрометеорологічного режиму та первинної продуктивності Азовського моря // Рибогосподарські дослідження в Азовському басейні по запасах риб і умов їх проживання, Тр. Вип. 6, вид. Рибне госп-во, 1963. с. 27-31.