CC BY
39
РЕГИОНАЛЬНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
УДК.551.465
В.С. Тужилкин
1, А.А. Новиков2
КЛИМАТИЧЕСКИЕ ПРОЯВЛЕНИЯ АПВЕЛЛИНГА В РОССИЙСКОЙ ПРИБРЕЖНОИ ЗОНЕ ЧЕРНОГО МОРЯ3
На основе статистического анализа данных многолетних судовых и береговых гидрологических наблюдений в российской прибрежной зоне Черного моря получены климатические (среднемноголетние) годовые циклы поверхностной температуры воды с суточной дискретностью. В период прогрева моря (апрель-август) выявлены статистически значимые климатические понижения температуры с синоптическими временными масштабами (от 2 до 9 сут). Оценена статистика интенсивности и продолжительности реальных событий такого рода за 1977—2006 гг. Рассмотрена их связь с локальным ветром, береговыми захваченными волнами и гидрологическими показателями общей циркуляции вод Черного моря.
Ключевые слова: температура воды, апвеллинг, интенсивность, продолжительность, статистические характеристики, климатические проявления, Черное море.
Введение. Апвеллинг — восходящие движения вод — одно из самых распространенных природных явлений в прибрежной зоне морей и океанов. Если в открытом океане он возникает вследствие дефицита массы при дивергенции горизонтальных компонентов течений, то в прибрежной зоне к этому механизму добавляются любые движения поверхностных вод от берега и придонных вод к берегу (т.е. вверх по материковому склону и шельфу), генерирующие прибрежный и топографический апвеллинг соответственно. Это явление имеет важные климатические и экосистемные следствия. Широко известные области квазистационарного апвеллинга у западных берегов всех материков в тропической и субтропической зонах — важные факторы повышенной аридности прилегающей суши и исключительно высокой биопродуктивности океанских вод [10]. Поэтому в систематических международных исследованиях Мирового океана, начавшихся в 1970-е гг., апвеллинг неизменно входит в число наиболее приоритетных направлений [1, 17].
Специализированные теоретические и натурные исследования, выполненные в 1970—1980-е гг. у берегов Северной и Южной Америки, Африки, Австралии, Западной Европы, убедительно показали тесную генетическую взаимосвязь между прибрежным апвел-лингом, ветром и береговыми захваченными волнами (БЗВ) в синоптическом диапазоне временных масштабов (от нескольких суток до 2—3 недель) [1, 15, 17, 18]. В настоящее время исследования прибрежного ап-веллинга усилились. При этом детально анализируются не только процессы, управляющие динамикой
синоптических фаз апвеллинга — начального ветрового возбуждения, формирования вдольбереговой фронтальной зоны, струйного течения, его противотечения и их последующей релаксации [16, 20, 25, 26], — но и его сезонная фенология [19, 24] и межгодовая изменчивость [17, 19, 26]. Поскольку апвеллинг наиболее ярко проявляется в пространственном распределении и временной изменчивости температуры воды, значительный вклад в эти исследования вносят спутниковые наблюдения.
В Черном море первые исследования прибрежного апвеллинга — характерного атрибута сгонно-на-гонных явлений — выполнены около полувека назад [4, 12]. Однако первые систематические исследования прибрежного апвеллинга осуществлены лишь спустя 30 лет у Южного берега Крыма (ЮБК) [3, 9]. Они показали полное подобие свойств этого процесса в Черном море и в названных выше регионах Мирового океана. В последующие годы можно отметить отдельные натурные и модельные исследования апвеллинга также у ЮБК [5, 8, 22] и на северо-западном шельфе в районе о. Змеиный [7]. Они, в частности, показали, что превышение дисперсии синоптической (преимущественно апвеллинговой) изменчивости температуры воды над остальными диапазонами достигало 3—5 раз. В спектрах синоптической изменчивости выделялись значимые максимумы с периодом от 2 до 12 суток.
По сути, первое специальное исследование ап-веллинга у российского берега Черного моря было выполнено совсем недавно в рамках экспедиционных работ сотрудниками кафедры океанологии географи-
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, географический факультет, кафедра океанологии, профессор, докт. геогр. н., e-mail: tvsmsu@gmail.com
2 Филиал МГУ имени М.В. Ломоносова в г Севастополе, факультет естественных наук, кафедра геоэкологии и природопользования отделения географии, преподаватель, e-mail: a_novlk@bk.ru
3 Исследования выполнены при финансовой поддержке гранта Минобрнауки РФ (договор № 11.G34.31.007).
ческого факультета МГУ в период проведения учебной практики в Голубой бухте (у г. Геленджик) в июне-июле 2009 г. [14]. В результате установлена неоднозначная связь 5-суточного понижения температуры воды в бухте в середине июня с 24 до 14 °С с локальным ветром вследствие модулирующего влияния БЗВ с периодом около недели, проходившей в это время через исследуемый район.
Отметим, что исследования климатических (сред-немноголетних) проявлений синоптической апвел-линговой изменчивости температуры воды, подобные выполненным у западных берегов Северной и Южной Америки [19, 24], а также у ЮБК [8], в российской прибрежной зоне Черного моря до сих пор не проводились. Такого рода исследования начаты нами и описаны в [11], где по данным многолетних береговых наблюдений на российских черноморских гидрометеорологических станциях (ГМС) рассмотрена сезонная и региональная изменчивость статистических характеристик синоптических аномалий температуры воды. В статье изложены результаты исследований климатических проявлений апвеллинговых аномалий температуры и роли крупномасштабных процессов в их синоптической изменчивости. Особое внимание уделено воздействию вдольберегового Основного черноморского течения (ОЧТ) на динамику апвел-линга. Существование крупномасштабного струйного течения, направленного так, что берег остается справа от него, а прибрежная область соответственно на антициклоническом фланге, определяет ярко выраженную специфичность (вероятно, даже уникальность) условий развития прибрежного апвеллинга в Черном море, поскольку во всех названных выше "классических" областях апвеллинга имеет место обратная конфигурация течений. Поэтому сначала дадим краткое описание крупномасштабной структуры ОЧТ и связанной с ним соленостной фронтальной зоны у российского берега Черного моря, затем будет показано их динамическое влияние на прибрежный апвеллинг.
Исходные данные и методы их обработки. Основные исходные данные — результаты наблюдений за температурой и соленостью воды, скоростью и направлением ветра на российских ГМС Черного моря: Геленджик, Туапсе и Сочи, а также с научно-исследовательских судов (нис) в 1977—2006 гг. По исходным 4-срочным ГМС-данным получены среднесуточные значения температуры воды и вдоль берегового компонента ветра, по которым в свою очередь оценены их средние за 1977—2006 гг. значения для каждого календарного дня года. В результате для всех рассматриваемых ГМС получены климатические (среднемно-голетние) годовые циклы изменения температуры воды и вдольберегового компонента ветра с суточной дискретностью.
Кроме того, многолетние ряды суточных значений температуры воды и вдольберегового ветра подвергнуты высокочастотной фильтрации 45-суточным скользящим средним. Окно фильтра выбрано в ре-
зультате тестовых экспериментов как наиболее эффективно удаляющее сезонные и межгодовые вариации температуры воды, обусловленные годовым циклом нагревания/охлаждения морских вод и его изменениями от года к году. Полученные ряды синоптических аномалий характеристик подвергнуты стандартному статистическому и спектральному анализу.
Архивные данные судовых наблюдений подвергнуты многоступенчатой обработке, описанной в [13], для получения климатических месячных полей солености воды на горизонте 100 м с горизонтальным разрешением 9 угловых минут по широте и 12 угловых минут по долготе. В работах [2, 13] показано, что поля солености воды на горизонте 100 м практически однозначно отражают конфигурацию и структуру крупномасштабной фронтальной зоны и связанного с ней ОЧТ в верхнем 300-метровом (основном баро-клинном) слое Черного моря. Это обусловлено более чем 90%-м вкладом солености в вариации плотности черноморских вод, а также расположением ядра основного халоклина в окрестности горизонта 100 м.
Результаты и их обсуждение. Рассматриваемый регион, положение ГМС и характерные климатические поля солености на горизонте 100 м представлены на рис. 1.
Поле солености в апреле на рис. 1, а отражает финальную стадию развития зимних крупномасштабных гидрофизических процессов в Черном море — интенсификацию и смещение к берегу крупномасштабной фронтальной зоны и связанного с ней ОЧТ вследствие многомесячного (с ноября по март) притока в море ветровой циклонической завихренности (рис. 2, а). Поле солености в июне на рис. 1, б представляет собой результат быстрого и весьма значительного обратного процесса в апреле—июне. Интенсивность (сгущение изолиний солености) фронтальной зоны уменьшаются от апреля к июню более чем вдвое, а ее положение становится несколько более мористым. В таком состоянии крупномасштабная гидрофизическая структура вод Черного моря обычно пребывает до ноября [13].
Соответствующие сезонные изменения крупномасштабного ОЧТ и основного халоклина в вертикальной плоскости показаны на рис. 2, б, в, заимствованном из публикации [27]. Течения получены в результате численной нелинейной гидродинамической адаптации климатических полей плотности и циркуляции вод Черного моря. Представленные разрезы вдоль 36° в.д. расположены несколько западнее рассматриваемой нами области, в которой стрежень ОЧТ находится вдвое ближе к берегу, чем в правых половинах рис. 2, б, в. В остальном на рис. 2 адекватно отражена крупномасштабная структура ОЧТ в северо-восточной части Черного моря.
Как отмечалось выше, на прибрежном фланге крупномасштабного вдольберегового струйного течения (ОЧТ), относительно направления которого берег находится справа, имеет место антициклоническая фо-
—1—I1 ' |' ' ' г ^ |-1-^ I ' ' 1 ' ' 1 1 1 Г -г-г"—'-Ч-'—"-1-1-1-г"—I —I——I—
37,0 37,5 38,0 38,5 39,0 39,5 37,0 37,5 38,0 38,5 39,0 39,5
Рис. 1. Климатические поля солености (%с) вод в северо-восточной (российской) части Черного моря на горизонте 100 м в апреле (а) и июне (б): 1 — положение климатических вертикальных профилей солености; 2 — положение точек стандартных разрезов. Заштрихова
ны области с глубиной менее 100 м
а
Расстояние от южного края разреза, км
Рис. 2. Климатический режим сезонной изменчивости притока относительной завихренности тангенциального напряжения ветра (10-11 м*с-2), среднего над глубоководной областью Черного моря (а); меридиональной конфигурации вдольберегового компонента скорости течения (сплошные линии — на восток, тонкие штриховые — на запад с дискретностью 2 см*с-1) и солености вод (толстые штриховые линии с дискретностью 1%) в основном халоклине на разрезе по 36° в.д. в марте (б) и сентябре (в), по [27]
новая завихренность, обусловленная поперечным уменьшением (называемым в гидродинамике боковым сдвигом) его скорости к берегу. Такая конфигурация вызвана циклонической общей циркуляцией вод Черного моря вследствие чашеобразного рельефа его дна и преобладания в течение года циклонической завихренности ветра над ним (рис. 2, а). Циклонической циркуляции вод соответствует куполообразное строение основного бароклинного слоя (основного ха-
локлина) Черного моря, представленного на рис. 2, б, в изолиниями солености 19, 20 и 21%.
Положение стрежня ОЧТ близко к среднему по вертикали положению максимального наклона изо-халин (конфигурация которых в Черном море практически идентична изопикнам), что соответствует геострофическому балансу, известному в динамике атмосферы и океана под термином "баланс термического ветра" [6]. Это обстоятельство дает ключ к оцен-
ке динамическои ситуации в рассматриваемом регионе по характеру поля солености, в частности на горизонте 100 м, который находится в ядре основного халоклина и наилучшим образом подходит для этой цели.
К концу осенне-зимнего периода с циклонической завихренностью ветра скорость ОЧТ и высота купола основного халоклина максимальны (рис. 2, б), к концу весенне-летнего периода со слабой антициклонической завихренностью ветра они минимальны (рис. 2, в). При этом стрежень ОЧТ удаляется от берега на 30—50 км. Хотя такое смещение стрежня и уменьшение в нем скорости течения на рис. 2, б, в не выглядят особенно большими, ситуация со сдвигом скорости и антициклонической завихренностью у берега меняется кардинально, до пренебрежимо малых значений. Последнее имеет решающее значение для сезонных вариаций режима прибрежного апвеллинга у российского берега Черного моря.
Фронтальная зона и ОЧТ представляют собой внешнюю динамическую границу прибрежной области Черного моря, состояние которой значительно влияет на прибрежные процессы, в том числе на апвеллинг. Современные исследования [21, 26] свидетельствуют, что вдольбереговые течения влияют на прибрежный апвеллинг собственной сдвиговой завихренностью и смещением своего положения относительно рельефа дна и берега. Покажем, как это происходит в российской прибрежной зоне Черного моря.
Если предположить, что крупномасштабное течение направлено строго вдоль берега и неизменно в этом направлении (т.е. не зависит от вдольбереговой координаты), что хорошо соответствует условиям у достаточно прямолинейного российского берега Черного моря между Новороссийском и Сочи, то уравнения крупномасштабного и синоптического движения вод можно представить в следующем виде:
ди тгди ч 1 dp 1 дт х
— + V--f V + v)=---— +---
dt дх p дх p dz
д (V + v) 1 dp 1 дт
-J- + fu =---- +--y-,
дt p ду p дz
(1)
(2)
компонент скорости синоптических движений вод определяется из уравнения неразрывности несжимаемой жидкости
ди ду дw
— + — +-= 0,
дх ду дz
(3)
если известны его первые два слагаемых — дивергенция горизонтальных компонентов скорости течений и граничные условия на поверхности или дне моря. Горизонтальную дивергенцию можно определить из уравнения баланса потенциальной завихренности, которое получим, дифференцируя (2) по x и вычитая из него (1), продифференцированное по у. Заменим горизонтальную дивергенцию третьим слагаемым уравнения (3) с обратным знаком и запишем относительно него названное уравнение:
дw =
f эТ""
1 д(Ш2 Т)
дт
+
в' (V + v)+
д ^ д^ дV ду
+ — (Z+—)+v—+--,
дt дх ду дх ду
(4)
где rotz т =
дт
у
дх
дТх ду
„ ду ди
и Z =----вертикальные
ду дх
где t — время, u — поперечный берегу компонент скорости синоптического движения вдоль оси координат x, положительной к берегу; V и v — вдольбере-говые компоненты скоростей крупномасштабного и синоптического движений соответственно вдоль оси координат у, положительной в направлении, относительно которого берег находится справа; z — вертикальная ось координат, положительная верх; f — параметр Кориолиса; р — плотность морской воды; p — давление; ту — компоненты тангенциального напряжения. Уравнения (1) и (2) линеаризованы относительно синоптической составляющей движения вод и записаны в хорошо известных и обоснованных приближениях [6]: традиционном, Буссинеска и гидростатики. В соответствии с последним из них вертикальный
V J
компоненты относительной завихренности тангенциального напряжения и скорости синоптического
Р дf
движения соответственно; = cos а — компонент
ду
градиента планетарной завихренности вдоль берега, ориентированного под углом а к меридиану (направлению на полюс).
Проанализируем уравнение (4). Главный источник его первого члена справа — вертикального градиента завихренности тангенциального напряжения в верхнем экмановском слое моря — относительная завихренность ветра. Второй член справа описывает вдольбереговой компонент адвекции планетарной завихренности крупномасштабным и синоптическим движением вод. Третий член отражает известную в гидродинамике связь между изменением во времени относительной завихренности и дивергенцией движения вод [6], в соответствии с которой увеличение его циклонической (положительной в нашей системе координат) завихренности сопровождается конвергенцией горизонтальных компонентов и дивергенцией вертикального компонента скорости течения. Четвертый член описывает вдольбереговую адвекцию относительной завихренности синоптических движений крупномасштабным течением, пятый — взаимодействие относительной завихренности крупномасштабного течения и дивергенции вдольбереговых синоптических движений, которые обусловлены главным образом береговыми захваченными волнами [17, 18]. Таким образом, влияние скорости крупномасштабного течения на вертикальные синоптические движения вод описывают второй и четвертый (адвективные)
члены уравнения (4) справа, влияние его сдвиговой завихренности — третий и пятый члены.
Собственно вертикальный компонент скорости на заданном горизонте w (¿) можно получить интегрированием (4) по вертикали: либо вниз от поверхности моря z = 0, где ^(0) = 0, либо вверх от дна моря z = -Н, где при наличии его нормального к берегу рельефа, когда z = —Н(х); в интеграл от (4) добавится слагаемое w (-У )= и д—. Отметим, что при интегрировании вниз (т.е. против направления вертикальной оси) знаки в правой части (4) изменятся на противоположные. Результаты двух интегрирований будут наиболее различаться, если искомый горизонт расположить на нижней границе экмановского слоя
\~2k~ 17 •
где кг — коэффициент вертикального турбулентного трения. В нашем случае ze ~ 20 м, расстояние стрежня ОЧТ со скоростью 0,2 м • с-1 от берега составляет 50 км, синоптические возмущения скорости — около 0,1 м • с-1, их относительная завихренность £ при горизонтальном масштабе 100 км — ~10-6 с-1. Относительная завихренность тангенциального напряжения ветра со скоростью 4—7 м/с, нормированная на плотность воды, составляет (0,5^1,0) • 10-6 с-1. Поэтому первый член (4) справа в верхнем 20-метровом слое (~10-11 с-2) на порядок превышает остальные члены (~10-12 с-2). Ниже имеет место обратное соотношение вследствие значительного уменьшения первого члена при сохранении порядков остальных слагаемых (4). Интегрирование (4) от поверхности моря до ze с названными порядками значений входящих в него величин составляет для w (^е) около 10-5 м- с-1. Интегрирование суммы второго—пятого членов (4) в слое от 200 до 20 м дает тот же порядок значений вертикальной скорости. Таким образом, при определенных условиях процессы под экмановским слоем, связанные с влиянием крупномасштабного ОЧТ, могут либо существенно ослабить и даже подавить ветровой (эк-мановский) апвеллинг, либо значительно усилить его и даже вызвать подъем вод без ветрового воздействия.
Из анализа уравнения (4) следует, что наибольшее значение при этом имеет отрицательный боковой сдвиг скорости на прибрежном фланге ОЧТ (дУ/дх) в третьем и пятом членах уравнения (4), величина которого изменяется в несколько раз, тогда как скорость V во втором и четвертом членах этого уравнения — в лучшем случае на десятки процентов. Увеличение отрицательного бокового сдвига при приближении ОЧТ к берегу приводит к генерации нисходящих (да-унвеллинговых) движений, подавляющих ветровой экмановский апвеллинг. При ослаблении и удалении от берега ОЧТ имеют место противоположные эффекты. Отметим, что вклад последних двух членов
уравнения (4) знакопеременен, поскольку входящие в них вдольбереговой градиент относительной завихренности и дивергенция синоптических движений, как уже отмечалось, обусловлены преимущественно береговыми захваченными волнами, и их знаки чередуются во времени и пространстве. В синоптические периоды совпадения знаков всех членов в правой части (4) (кроме первого) их вклад в процесс синоптического апвеллинга может быть особенно велик. Отметим, что детальная количественная оценка членов уравнения (4) — задача отдельной статьи.
Таким образом, в российской прибрежной зоне Черного моря антициклоническая завихренность на прибрежном фланге ОЧТ противостоит циклонической завихренности ветра, вызывающей апвеллинг. Поэтому увеличение (уменьшение) градиентов солености в прибрежной фронтальной зоне, свидетельствующее об усилении (ослаблении) ОЧТ и прибрежной антициклонической завихренности, можно рассматривать как косвенный признак фоновых условий, способствующих ослаблению (усилению) ветрового прибрежного апвеллинга.
Для количественной оценки этого признака были рассчитаны помесячные горизонтальные градиенты солености на горизонте 100 м на российском участке прибрежного фланга фронтальной зоны (рис. 1). Результаты представлены на рис. 3, а. Они показали, что внутригодовая эволюция прибрежного фланга фронтальной зоны несколько отличается от генеральной схемы, проиллюстрированной на рис. 1 и 2. В течение года имеет место чередование максимумов и минимумов с периодом около 3 мес.
Климатические (среднемноголетние) годовые циклы температуры воды с суточной дискретностью для всех рассматриваемых ГМС представлены на рис. 3, б со сдвигом кривых на 2 °С (не смещена кривая 1 по данным ГМС Геленджик). Сглаженные кривые на рис. 3, б — полиномиальные тренды 5-го порядка, которые приближенно отражают годовой цикл локального нагревания—охлаждения моря вследствие его теплообмена с атмосферой. Отклонения реальных кривых от сглаженных отражают климатический эффект синоптических аномалий температуры воды. В конце осени и зимой синоптические температурные аномалии в основном связаны с такими же аномалиями названного выше теплообмена с атмосферой. В период прогрева морских вод (апрель—август) наиболее вероятная причина отрицательных синоптических аномалий температуры, представленных на рис. 3, б, — прибрежный апвеллинг [11].
Размах (разность между соседними экстремумами) зимних аномалий на климатических кривых температуры воды не превышает по абсолютной величине 0,5—0,7 °С, что обусловлено большой тепловой инертностью верхнего перемешанного слоя Черного моря в этот сезон. Однако максимальные размахи статистически обеспечены на уровне стандартных ошибок осреднения, составляющих зимой ±(0,1^0,3) °С. В пе-
Рис. 3. Климатический годовой цикл изменчивости нормального к берегу градиента солености (%с ■ км-1) в северо-восточной прибрежной зоне Черного моря (а); среднесуточных значений температуры воды (°С) на ГМС Геленджик (1), Туапсе (2, кривая сдвинута на 2 °С вниз) и Сочи (3, кривая сдвинута на 4 °С вниз) (б); вдольберегового компонента скорости ветра (положительного на северо-запад, м/с) по данным ГМС Геленджик за 1977—2006 гг. (в). Сглаженные кривые — полиномиальные тренды 5-го порядка. На врезке к б — число синоптических минимумов температуры воды по трехдневным интервалам июня за 1977—2006 гг. на ГМС Геленджик
риод прогрева и в начале охлаждения моря размахи аномалий на климатических кривых температуры воды на рис. 3, б достигают 1,5—2,0 °С при стандартных ошибках ±(0,3^0,5) °С. Таким образом, наиболее значительные отрицательные аномалии в это время статистически значимы с 95%-й вероятностью (т.е. превышают удвоенную стандартную ошибку).
Анализ рис. 3, б показывает, что температурные кривые по данным всех рассмотренных ГМС весьма близки между собой даже по характеру неоднородно-стей синоптического масштаба (несколько суток). При этом прослеживается некоторое запаздывание похожих деталей кривых снизу вверх, т.е. от ГМС Сочи к ГМС Геленджик. Статистический анализ соответствующих рядов температуры показал, что максимум коэффициента взаимной корреляции между ГМС Сочи и Туапсе (0,63) достигается при временном сдвиге второго ряда относительно первого в 2 сут, между Туапсе и Геленджиком (0,59) — при сдвиге 1 сут. Это можно интерпретировать как вдольбереговое перемещение синоптических аномалий температуры воды от Сочи к Геленджику с некоторым ускорением на участ-
ке от Туапсе до Геленджика. Такое направление и фазовые скорости перемещения аномалий (50—100 км ■ сут-1) соответствуют расчетным и наблюденным параметрам БЗВ в Черном море [9]. Однако для более обоснованной интерпретации выявленных особенностей температурных аномалий нужны специальные гидродинамические модельные исследования.
Проявление синоптических аномалий разного знака на климатических кривых, представленных на рис. 3, б возможно только при условии их повышенной повторяемости в определенные дни года. Наши исследования подтвердили это предположение. В качестве примера на врезке к рис. 3, б представлено распределение числа синоптических минимумов температуры воды на ГМС Геленджик по 3-дневным интервалам июня за 1977—2006 гг. Наибольшие значения числа минимумов во 2-м и 8-м 3-дневных интервалах (соответственно 18 и 20 из 30 возможных) полностью совпадают с наибольшими отрицательными аномалиями климатической кривой 1 на рис. 3, б.
Представленные результаты позволяют предположить, что здесь имеет место статистически досто-
верное климатическое проявление синоптических температурных аномалий в российской прибрежной зоне Черного моря. При этом значительные отрицательные аномалии температуры воды в период весенне-летнего прогрева обусловлены прибрежным апвел-лингом. Основным внешним фактором его генерации считают вдольбереговой компонент ветра, направленный так, что берег в Северном полушарии остается слева (в нашем случае — на юго-восток). На представленном на рис. 3, в климатическом годовом цикле вдоль берегового ветра на ГМС Геленджик этому направлению соответствуют отрицательные значения. В отличие от температуры воды ветровая кривая характеризуется более короткопериодными неоднородно-стями. В строгом статистическом смысле корреляция ветра с температурными синоптическими аномалиями практически отсутствует. Лишь часть локальных минимумов температуры на кривой 1 (рис. 3, б) совпадает с отрицательными экстремумами ветра на рис. 3, в.
В то же время прослеживается некоторое соответствие между знаком и величиной синоптических аномалий температуры (рис. 3, б) и рассмотренными выше значениями горизонтального градиента солености во фронтальной зоне (рис. 3, а). В частности, наибольшие на всех рассмотренных ГМС отрицательные аномалии температуры в июне и сентябре (150— 180-е и 240—270-е дни на рис. 3) совпадают с минимальными горизонтальными градиентами солености и наоборот, во время интенсивной фронтальной зоны (апрель, 90—120-е дни; июль, 180—210-е дни и октябрь, 270—300-е дни) локальные отрицательные аномалии температуры воды синоптического временного масштаба подавлены. Это свидетельствует о действии описанного выше механизма модуляции ветрового апвел-линга у российского берега Черного моря сдвиговой антициклонической завихренностью на прибрежном фланге крупномасштабного ОЧТ.
Все выявленные особенности климатического годового цикла температуры воды с суточной дискретностью по данным российских ГМС Черного моря прослеживаются в рядах ее синоптических аномалий за отдельные годы. На рис. 4, а—г такие ряды вместе с рядами вдольберегового компонента ветра представлены по данным ГМС Геленджик в 1983 и 1986 гг. Выбор этих лет не случаен. Первый из них (1983) отличался повышенной синоптической изменчивостью ветра (годовое среднеквадратическое отклонение — СКО, связанное с синоптическими возмущениями его вдольберегового компонента, составило 2,1 м • с-1) и интенсивной фронтальной зоной с перепадом средней солености от 20,7%о в центральной области до 18,8%о в российской прибрежной зоне [13]. Второй год (1986), наоборот, отличался пониженной синоптической ветровой активностью (СКО ветра составило 1,5 м • с-1) и ослабленной фронтальной зоной (с перепадом солености от 20,5 до 19,2%). Однако несмотря на ослабление ветрового синоптического возбуждения, СКО синоптических аномалий температуры воды возросло с 1,4 °С в 1983 г. до 2,1 °С в 1986 г.,
причем при сравнении рис. 4, б и 4, г, хорошо видно, что этот прирост был обусловлен именно отрицательными (апвеллинговыми) аномалиями температуры воды в теплое полугодие (110—300-е дни года).
Таким образом, ослабление в 1986 г. (по сравнению с 1983 г.) внешней фронтальной зоны, соответствующее ослаблению вдольберегового течения и его прибрежной антициклонической сдвиговой завихренности, оказалось весьма эффективным для интенсификации прибрежного апвеллинга в районе ГМС Геленджик даже при ослаблении ветрового возбуждения. Оценки спектральных плотностей рассматриваемых рядов на рис. 4, д, е показывают, что наибольшее уменьшение (увеличение) энергии синоптической изменчивости вдольберегового компонента ветра (температуры воды) от 1983 к 1986 г. произошло в областях основных спектральных максимумов (с периодами около 1, 2 и 3 недель). Это свидетельствует о том, что ослабление сдвигового антициклонического воздействия на российскую прибрежную зону в 1986 г. было эффективным триггером прибрежного апвеллинга, возбужденного не только локальным ветром, но и распространяющимися вдоль берега с юго-востока на северо-запад БЗВ.
В заключение рассмотрим статистику отдельных синоптических событий в период прогрева Черного моря (апрель—август) за исследуемый 30-летний интервал на трех российских ГМС, в том числе ветровых событий, которые могли вызвать прибрежный апвеллинг, и понижений температуры воды в качестве реальных апвеллинговых проявлений. В табл. 1 представлено распределение суммарного по месяцам с апреля по август 1977—2006 гг. числа событий по градациям их интенсивности, в табл. 2 — по градациям продолжительности, средних по трем ГМС. Региональные различия результатов между ГМС оказались невелики (наибольшие отклонения от среднего не превысили 15%), во всяком случае все они были статистически незначимы. Это обусловлено довольно однородными физико-географическими и морскими условиями в российской прибрежной зоне на участке от Геленджика до Сочи.
Данные обеих таблиц свидетельствуют, что у российского берега Черного моря абсолютно преобладают слабые и кратковременные апвеллинговые события, что вполне объяснимо, учитывая весенне-летнее ослабление здесь ветровой деятельности (рис. 2) и подавляющее апвеллинг воздействие антициклонической завихренности ОЧТ. Межмесячные различия характеристик апвеллинговых событий в пределах рассматриваемого периода нагрева моря невелики. Наиболее значимым в этот период можно назвать резкое увеличение числа больших (на 4—9 °С, табл. 1) и продолжительных (5—9 суток, табл. 2) понижений температуры в июне. Этому благоприятствуют наиболее близкое к поверхности моря залегание уже достаточно интенсивного сезонного термоклина (слоя быстрого уменьшения температуры воды с глубиной) и отмеченное выше ослабление интенсивности фронтальной зоны и ОЧТ у российского берега Черного моря.
Таблица 1
Распределение суммарного по месяцам за апрель—август 1977—2006 гг. числа синоптических событий по градациям средней за событие скорости генерирующего апвеллинг вдольберегового компонента ветра (м-с-1) и понижения температуры воды (°С), средних по ГМС Геленджик, Туапсе и Сочи
Номер месяца Суммарное число ветровых событий Число событий по градациям скорости ветра, м-с-1 Суммарное число термических событий Число событий по градациям температуры воды, °С
0—2 2—4 4—8 0—2 2—4 4—9
4 152 100 41 11 192 176 13 3
5 160 101 48 11 189 153 29 7
6 175 111 52 12 172 121 27 24
7 165 101 54 10 192 157 24 11
8 176 115 51 10 198 175 16 7
Таблица 2
Распределение суммарного по месяцам за апрель—август 1977—2006 гг. числа синоптических событий по градациям продолжительности (сут) генерирующего апвеллинг вдольберегового компонента ветра и понижения температуры воды,
средних по ГМС Геленджик, Туапсе и Сочи
Номер месяца Суммарное число ветровых событий Число событий по градациям продолжительности ветра, сут Суммарное число термических событий Число событий по градациям продолжительности температуры воды, сут
1—2 3—4 5—9 1—2 3—4 5—9
4 152 128 20 4 192 142 40 10
5 160 126 22 12 189 145 31 13
6 175 128 31 16 172 127 26 19
7 165 122 34 9 192 139 42 11
8 176 123 35 18 198 145 41 12
Отметим, что вследствие увеличения доли продолжительных апвеллинговых аномалий температуры воды в июне их общее число в этом месяце заметно меньше, чем в остальные месяцы. Июнь выделяется также практически совпадением числа ветровых и температурных апвеллинговых событий (в остальные месяцы последних на 20—40 больше). Анализ совместной повторяемости ветровых и температурных апвеллинговых событий показал, что только около половины из них наблюдается одновременно, когда можно говорить о ветровой обусловленности синоптических понижений температуры воды. Другая половина случаев почти поровну разделилась на ситуации с апвеллинговым ветром без понижения температуры и обратные. Однако даже для одновременных событий количественная регрессионная связь между скоростью вдольберегового компонента ветра и понижениями температуры воды характеризуется хотя и вполне статистически значимым, но невысоким коэффициентом взаимной корреляции, равным 0,495. Все это можно считать явным признаком значительного вклада нелокального (волнового) апвеллинга вследствие динамических эффектов распространяющихся вдоль берега БЗВ [9, 15—18].
В целом следует отметить, что по данным российских ГМС вдольбереговой компонент ветра в период прогрева моря имеет небольшую скорость, которая ставит по сомнение чисто ветровую генерацию значительной части апвеллинговых событий. В частности, в период наблюдений летом 2009 г. в Голубой бухте у Геленджика скорость восходящих движений вод составила 3 м■ сут-1 (3 ■ 10-5 м-с-1) при вдольбе-реговом компоненте ветра не более 4 м ■ с-1 [14]. В основных областях океанского прибрежного апвел-линга для генерации таких восходящих движений требуются в 2—3 раза большие значения скорости вдольберегового ветра [24, 26]. Причиной этого несоответствия может быть занижение реальных значений прибрежной скорости ветра на береговых ГМС вследствие орографических особенностей их расположения и дизайна площадок наблюдений, но не только. В [23] показано, что в период апвеллинга скорость ветра непосредственно у берега над наиболее низкой температурой воды существенно уменьшается вследствие роста статической устойчивости приводного слоя воздуха. Это создает циклонический сдвиг скорости вдольберегового компонента ветра по нормали к берегу и связанную с ним положительную завих-
Рис. 4. Примеры синоптической изменчивости вдольберегового компонента скорости ветра (положительного на северо-запад, м/с) (а, в) и аномалий температуры воды (°С) (б, г) относительно климатических значений (представленных на рис. 3, б) на ГМС Геленджик в 1986 г. (а, б) и в 1983 г. (в, г); частотные спектры рядов ветра, представленных на рис. 4, а, в (д); частотные спектры рядов аномалий температуры
воды, представленных на рис. 4, б, г (е)
ренность, распределенную над морской прибрежной зоной, которая генерирует апвеллинг в дополнение к "пристеночному" ветровому эффекту. Возможно, что такой механизм в нашем случае может быть не только дополнительным, но и основным в формировании апвеллинговых событий у российских берегов Черного
моря. Для подтверждения этого предположения необходимы специальные натурные эксперименты и численное моделирование, предполагаемые нами в будущем.
Результаты физико-океанографического и статистического анализа данных 30-летних натурных на-
блюдений в российской прибрежной зоне Черного моря позволяют сделать следующие выводы относительно весенне-летнего режима ветровых условий и температурных проявлений прибрежного апвеллинга, а также его вклада в климатический годовой цикл изменчивости этих характеристик.
Выводы. 1. В среднем за 1977—2006 гг. ежегодно с апреля по август ежемесячно наблюдалось около 6 ветровых (с вдольбереговым компонентом ветра, благоприятным для генерации восходящих движений) и температурных (с понижением ее значений) апвел-линговых событий. Только половина из них совпадала по обоим признакам, что позволило сделать предположение о значительной роли нелокальных механизмов генерации здесь прибрежного апвеллинга вследствие динамических эффектов распространяющихся вдоль берега береговых захваченных волн. Представленные статистические и спектральные оценки синоптической изменчивости температуры воды (основные периоды и временные сдвиги аномалий) подтверждают это предположение.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Архипкин В.С., Еремеев В.Н., Иванов В.А. Апвеллинг в граничных областях океана. Севастополь: МГИ АН УССР, 1987. 46 с.
2. Блатов А.С., Булгаков Н.П., Иванов В.А. и др. Изменчивость гидрофизических полей Черного моря. Л.: Гидро-метеоиздат, 1984. 240 с.
3. Блатов А.С., Иванов В.А. Гидрология и гидродинамика шельфовой зоны Черного моря (на примере Южного берега Крыма). Киев: Наукова думка, 1992. 242 с.
4. Богданова А.К., Кропачев Л.Н. Сгонно-нагонная циркуляция и ее роль в гидрологическом режиме Черного моря // Метеорология и гидрология. 1959. № 4. С. 26—33.
5. Власенко В.И., Стащук Н.М., Иванов В.А. и др. Исследование влияния прибрежного апвеллинга на динамику полей кислорода и сероводорода в шельфовой зоне Черного моря // Океанология. 2002. Т. 42, № 3. С. 348—355.
6. Гилл А.Е. Динамика атмосферы и океана: В 2 т. М.: Мир, 1986. 811 с.
7. Иванов В.А., Михайлова Э.Н. Апвеллинг в Черном море. Севастополь: НПЦ "ЭКОСИ-Гидрофизика", 2008. 92 с.
8. Иванов В.А., Репетин Л.Н., Мальченко Ю.А. Климатические изменения гидрометеорологических и гидрохимических условий прибрежной зоны Ялты. Севастополь: МГИ НАНУ, 2005. 164 с.
9. Иванов В.А., Янковский А.Е. Длинноволновые движения в Черном море. Киев: Наукова думка, 1992. 112 с.
10. Новиков А.А., Тужилкин В.С. Сезонные вариации синоптических аномалий температуры воды в российской прибрежной зоне Черного моря // Мат-лы Междунар. науч. конф. молодых ученых "Водные ресурсы, экология и гидрологическая безопасность" (Москва, 6—8 декабря 2010 г.). М.: ИВП РАН, 2010. С. 108—112.
11. Толмазин Д.М. Сгонные явления в северо-западной части Черного моря // Океанология. 1963. Т. 3, вып. 1. С. 848—852.
12. Тужилкин В.С. Сезонная и многолетняя изменчивость термохалинной структуры вод Черного и Каспийского морей: Автореф. докт. дисс. М., 2008. 45 с.
2. Явно преобладали (4—5 из 6) события небольшой интенсивности и продолжительности с понижением температуры до 2 °С и продолжительностью до 2 сут. Дважды за рассмотренный сезон апвеллинговые понижения температуры достигали 4—9 °С и длились 5—9 сут, по крайней мере одно из них наблюдалось в июне.
3. Совпадение статистически значимых локальных минимумов на кривых климатического годового цикла температуры, имеющих суточную дискретность, с повышенной повторяемостью синоптических апвел-линговых событий свидетельствует о важной климатической значимости последних.
4. Представлены свидетельства значительной сезонной и многолетней модуляции синоптических ап-веллинговых событий со стороны крупномасштабной гидрологической структуры и общей циркуляции вод Черного моря, обусловленной эффектом сдвиговой антициклонической завихренности на прибрежном фланге Основного черноморского течения.
13. Тужилкин В.С., Архипкин В.С., Мысленков С.А. Сам-борский Т.В. Синоптическая термохалинная изменчивость в российской прибрежной зоне Черного моря // Тр. Южного научного центра РАН. 2010. Т. 5. С. 62—71.
14. Физическая география Мирового океана / Под ред. К.К. Маркова. Л.: Наука, 1980. 589 с.
15. Allen J.S. Models of wind-driven currents on the continental shelf // Ann. Rev. Fluid Mech. 1980. Vol. 12. P. 389—433.
16. Bane J.M., Spitz Y.H., Letelier R.M., Peterson W.T. Jet stream intraseasonal oscillations drive dominant ecosystem variations in Oregon's summertime coastal upwelling system // Proc. Nat. Acad. Sci. USA. 2007. Vol. 104, N 33. P. 13262—13267.
17. Brink K.H. The near-surface dynamics of coastal up-welling // Progr. Oceanogr. 1983. Vol. 12, N 3. P. 223—257.
18. Brink K.H. Coastal trapped waves and wind-driven currents over the continental shelf // Ann. Rev. Fluid Mech. 1991. Vol. 23. P. 389—412.
19. Bograd S., Schroeder I., Sarkar N. et al. Phenology of coastal upwelling in the California Current // Geophys. Res. Lett. 2009. Vol. 36. P. L01602. Doi:10.1029/2008GL035933.
20. Dale A.C., Barth J.A., Levine M.D., Austin J.A. Observations of mixed layer re-stratification by onshore surface transport following wind reversal in coastal upwelling region // J. Geophys. Res. 2008. Vol. 113. P. C01010. Doi:10.1029/2007JC004128.
21. Gan J., Cheung A., Guo X., Li L. Intensified upwelling over a widened shelf in the northeastern South China Sea // J. Geophys. Res. 2009. Vol. 114. P. C09019. Doi:10.1029/2007JC004660.
22. Gawarkiewicz G., Korotaev G.K., Stanichny S.V. et al. Synoptic upwelling and cross-shelf transport processes along Crimean coast of the Black Sea // Contin. Shelf Res. 1999. Vol. 19. P. 977—1005.
23. Jin X., Dong C., Kurian J., McWilliams J.C. SST-wind interaction in coastal upwelling: oceanic simulation with empirical coupling // J. Phys. Oceanogr. 2009. Vol. 39, N 11. P. 2057—2070.
24. Letelier J., Pizarro O., Nunez, S. Seasonal variability of coastal upwelling and upwelling front off central Chile // J. Geo-phys. Res. 2009. Vol. 114. P. C12009. Doi:10.1029/2008JC005171.
25. Pringle J.M., Dever E.P. Dynamics of wind-driven up-welling and relaxation between Monterey Bay and Point Arena: local-, regional-, and gyre-scale controls // J. Geophys. Res. 2009. Vol. 114. P. C07003. Doi:10.1029/2008JC005016.
26. Ramp S.R., Bahr F.L. Seasonal evolution of the upwell-ing process south of Cape Blanco // J. Phys. Oceanogr. 2008. Vol. 38, N 1. P. 3—28.
27. Tuzhilkin V.S. General Circulation // The Black Sea Environment (Hdb. Env. Chem. Vol. 5. Pt. Q). Berlin; Heidelberg: Springer—Verlag, 2008. P. 159—194. DOI 10.1007/698_5_090.
Поступила в редакцию 31.01.2011
V.S. Tuzhilkin, A.A. Novikov
THERMAL EFFECTS OF UPWELLING IN THE RUSSIAN PART OF THE BLACK SEA COASTAL ZONE
Statistical analysis of data obtained through the long-term hydrological observations (both vessel-and ground-based) in the Russian part of the Black Sea coastal zone made it possible to reveal annual climatic cycles of the surface water temperature with daily discontinuity. During sea heating period (April-August) there are statistically significant climatic falls of temperature of synoptic-time scales (2 to 9 days). Intensity and duration of such events was statistically evaluated for the period of 1977—2006. Their relations to local winds, coastal waves and hydrological parameters of the general water circulation of the Black Sea are discussed.
Key words: water temperature, intensity, duration, statistical parameters, climatic effects, the Black
Sea.
